Rios mh

FACULTAD DE INGENIERÍA GEOLÓGICA MINERA Y METALÚRGICA

ESCUELA PROFESIONAL DE INGENIERÍA GEOLÓGICA

TESIS
Para Optar el Título Profesional de:

INGENIERO GEÓLOGO
Por:
HUGO WALTER RIOS MANSILLA

LIMA – PERÚ

2005

INDICE
RESUMEN

AGRADECIMIENTOS

I. GENERALIDADES 1
I.1. OBJETIVO Y ALCANCES DEL ESTUDIO 1
I.2. METODOLOGÍA DE TRABAJO 2
I.3. AREA DE ESTUDIO 4
I.3.1. Ubicación y Accesibilidad 4
I.3.2. Clima e Hidrografía 4
I.3.3. Flora y fauna 5
I.3.4. Antecedentes históricos 5

II. ENTORNO GEOLÓGICO REGIONAL 6
II.1. INTRODUCCIÓN 6
II.2. GEOMORFOLOGÍA 6
II.3. TECTÓNICA Y MAGMATISMO REGIONAL 8
II.4. ESTRATIGRAFÍA 12
II.4.1. Jurásico Superior 12
Grupo Chicama 12
II.4.2. Cretácico Inferior. 12
Formación Chimú 12
Formación Santa – Carhuaz 13
Formación Farrat 13
Formaciones Inca, Chulec y Pariatambo 13
II.5. CONTEXTO METALOGENÉTICO REGIONAL 14

III. ENTORNO GEOLÓGICO LOCAL 16
III.1. INTRODUCCIÓN 16
III.2. LITOESTRATIGRAFÍA 16
III.2.1. SECUENCIAS SEDIMENTARIAS JURÁSICAS Y CRETÁCICAS 16
GRUPO CHICAMA 16
FORMACIÓN CHIMÚ 17
III.2.2. VULCANISMO MIOCENO 19
III.3. MARCO ESTRUCTURAL DEL DEPÓSITO 24
III.3.1. CONSIDERACIONES IMPORTANTES SOBRE LA ESTRUCTURA 26
III.3.2. GEOMETRÍA DEL YACIMIENTO 27
IV. ESTUDIOS PETROGRÁFICOS Y MINERAGRÁFICOS 31
IV.1. ROCAS SEDIMENTARIAS 31
IV.2. MUESTRAS DEL DIATREMA 33
IV.3. SECUENCIAS PIROCLÁSTICAS 35
IV.4. DESCRIPCIONES PETROMINERALÓGICAS A PARTIR DE MUESTRAS
DE MANO 38
IV.5. DESCRIPCIONES PETROMINERALÓGICAS A PARTIR DEL ESTUDIO DE
SECCIONES DELGADAS Y PULIDAS 44
IV.5.1. MICROFOTOGRAFÍAS 46

III

V. ALTERACIONES HIDROTERMALES 51
V.1. RELACIÓN DEL ORO CON LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL 52
V.2. MÉTODO DE DETERMINACIÓN DE LA MINERALOGÍA DE ALTERACIÓN
POR ESPECTROMETRÍA DE REFLECTANCIA 52
V.3. ESPECTROS DE ALGUNOS MINERALES CARACTERÍSTICOS DE ALTERACIÓN
DEL DEPÓSITO AURÍFERO DE ALTA SULFURACIÓN DE ALTO CHICAMA 53

VI. METALOGÉNESIS DEL YACIMIENTO 58
VI.1. SECUENCIA EVOLUTIVA DEL YACIMIENTO 58
V.1.1. FASE I. 59
V.1.2. FASE II. 59
V.1.3. FASE III. 60
V.1.4. FASE IV. 61
V.1.5. FASE V. 62
VI.2. SECUENCIA PARAGENÉTICA DE LA MINERALIZACIÓN 63

VII. ANÁLISIS COMPARATIVO CON OTROS YACIMIENTOS TIPO 69

VIII. CONCLUSIONES 73

IX. RECOMENDACIONES E IMPLICACIONES EN LA EXPLORACIÓN 75

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS 76

ANEXOS

01. CORRELACIONES E INTERPRETACIONES ESTADÍSTICAS DE LOS
RESULTADOS DE SONDAJES DEL YACIMIENTO 79
02. GLOSARIO DE TÉRMINOS Y ABREVIATURAS 88

IV

RESUMEN

El depósito epitermal de oro de Alta Sulfuración de Alto Chicama se encuentra ubicado
en la cordillera occidental de los andes del norte del Perú, enmarcado entre el Batolito de la
Costa y el macizo del Marañón; geológicamente emplazado en una zona de magmatismo de
arco, inducido por subducción de la placa oceánica debajo del continente sudamericano. El
magmatismo es calcoalcalino de composición intermedia andesítica a dacítica.

La historia geológica del yacimiento se remonta al Mesozoico intermedio a superior,
tiempo en el cual comenzaron las deposiciones silicoclásticas, en una cuenca trasarco, que
alojaría en buena medida la depositación económica de la región, en un entorno geodinámico
de distensión. A fines del Cretácico Superior, debido a un cambio en el régimen tectónico de
subducción, se desencadenó una fuerte deformación de la corteza terrestre en la cuenca,
dándose inicio a la orogenia andina, que produjo la emergencia de la plataforma submarina
mesozoica, la cual fue intensamente plegada y fallada durante un prolongado periodo de
tiempo. Este proceso de levantamiento cortical, originado por esfuerzos compresivos, iniciados
por la fase Peruana, continuó dándose intermitentemente con las llamadas fases de compresión
Inca I - IV y Quechua I - IV, intercaladas por intervalos de distensión o de calma geodinámica,
lapsos de tiempo en que se generaron extensas superficies de erosión así como magmatismo
manifiesto en arcos volcánicos continentales que migraban intermitentemente hacia el este.

El arco volcánico desarrollado en el área de estudio se conoce actualmente como el
Grupo Calipuy, que se extiende desde el Oligoceno, no obstante, en Alto Chicama se
encuentran las manifestaciones miocénicas de este vulcanismo. Si bien es cierto, estos procesos
tuvieron una extensión considerable en el tiempo, la formación del yacimiento epitermal de oro
de alta sulfuración de Alto Chicama está restringida tan solo a unos pocos cientos de miles de
años en el Mioceno, durante los cuales tuvo que mantenerse un régimen sismogénico activo
para ayudar a conservar y/o renovar la permeabilidad de las rocas, sincronizado con el aporte
de fluidos mineralizantes con condiciones fisicoquímicas favorables para dicho efecto, en
consonancia con los factores petrofísicos óptimos de la roca hospedante.

V

Alto Chicama es parte de un corredor metalogénico que se extiende desde la parte
central de Chile hasta el norte del Perú, asociado al magmatismo del arco volcánico
oligomiocénico que se generó en toda la región por la subducción Andina, y se extiende incluso
hasta el Plioceno, albergando muchos otros yacimientos importantes, no solo epitermales, sino
también pórfidos y polimetálicos en diversas escalas, en especial en el norte y centro del país.

Tal vez la característica más importante de este singular depósito es que buena parte de
su mineralización se encuentra hospedada en secuencias sedimentarias, en las areniscas
brechadas, con evidente actividad hidrotermal en sus fracturas y en la matriz de sus brechas y
vetillas y, aunque no es único en el mundo, es el mas grande yacimiento epitermal de oro de
alta sulfuración alojado en rocas sedimentarias hasta ahora encontrado en el Perú, siguiéndole
depósitos auríferos similares en la misma franja metalogénica como Santa Rosa, La Virgen,
etc.
Las extrusiones directamente asociadas a la mineralización del depósito dan cuenta de
acelerados procesos de cristalización de la correspondiente cámara magmática, dado su escaso
volumen, en comparación con sus vecinos mucho mas abundantes alrededor del yacimiento y
aunque en muchas ocasiones coetáneos con la mineralización, todas las demás son estériles,
presentando a lo mucho vetillas de pirita de diferentes tipos cortando a estos. La cristalización
acelerada de la cámara favoreció una adecuada exsolución de fluidos hidrotermales
enriquecidos, en particular de oro como complejo bisulfurado (dada la saturación de azufre
encontrado en el sistema). Si bien es cierto las condiciones iniciales de pH de las fases menos
salinas en la exsolución fueron muy ácidas, al ascender y reaccionar con los volcánicos se
neutralizaron rápidamente los fluidos, permitiendo una adecuada precipitación del oro como
elemento nativo, que llegó a depositarse en cantidades económicamente factibles en las
extrusiones dacíticas previas, asociadas a la referida cámara magmática, y en las areniscas
subyacentes fuertemente fracturadas y brechadas por los procesos geodinámicos previos.

VI

EL YACIMIENTO EPITERMAL DE ORO DE ALTA
SULFURACION DE ALTO CHICAMA. CONTROLES DE
MINERALIZACION Y MODELO GENETICO PRELIMINAR

I. GENERALIDADES

I.1. OBJETIVOS Y ALCANCES DEL ESTUDIO

El presente estudio tiene por propósito alcanzar al lector un conocimiento general de
los aspectos geológicos, estructurales, fisicoquímicos y los procesos de mineralización que
crearon un entorno adecuado e intervinieron como factores en la formación del yacimiento
epitermal de oro de alta sulfuración de Alto Chicama, y coadyuvar a la comprensión de su
geología económica.

Asimismo, se espera coadyuve al entendimiento de un tipo de yacimiento epitermal
de alta sulfuración hospedado tanto en rocas sedimentarias como volcánicas, en el orden
de los depósitos auríferos comprendidos dentro de la minería en gran escala, para con
estas nuevas herramientas, afianzar la capacidad cognitiva del profesional geólogo de
exploraciones interesado en investigar depósitos metalíferos de similar naturaleza.

Cabe recalcar además, el enfoque primeramente descriptivo de este trabajo, para
subsecuentemente, en función de los rasgos distintivos del depósito, formular hipótesis
sustentadas referentes a los procesos de enriquecimiento, tales como el contexto
estructural, metalogenético, estadios de alteración – mineralización, rasgos geoquímicos
predominantes y todo el marco geológico, antes, durante y después de la etapa principal de
depositación económica.

Por medio de la presente tesis tiene el autor también por objetivo, optar por el título
profesional de Ingeniero Geólogo, por lo que se trató de desarrollarlo de la manera más
académica posible.

1

I.2. METODOLOGÍA DE TRABAJO

La metodología de trabajo de la tesis consta de cinco partes principales a saber:

1. Recopilación de información de trabajos previos de carácter general, publicaciones
de organismos gubernamentales y afines, otros autores que escribieron artículos o
dejaron alguna información del área, fotografías aéreas de imágenes de satélite, etc.

2. Generación y toma de datos de campo por cartografiado local a escala adecuada, así
como registro geológico y estructural de sondajes de perforación diamantina y de
circulación inversa.

3. Muestreo selectivo de afloramientos y sondajes, análisis ICP, generación de
espectros de reflectancia de minerales de alteración, principalmente de muestras de
mano y pulpas de muestras y, finalmente, preparación y estudio de muestras de
secciones delgadas y pulidas.

4. Interpretación de datos
a. Geología estructural a partir de imágenes aéreas y mapeo de superficie con
ayuda de la interpretación de los testigos.
b. Modelo litogeológico, en función del registro de sondajes y del mapeo de
afloramientos.
c. Modelo de alteración – mineralización, según las interpretaciones de
espectros de minerales de alteración así como de la mineralogía metálica
asociada, ayudado con secciones transversales.
d. Secuencia paragenética utilizando los resultados anteriormente generados.
e. Análisis estadísticos.

5. Conciliación de resultados, comparaciones con otros tipos de yacimientos,
conclusiones y recomendaciones finales.

2

Fig. 1. Mapa de Ubicación del yacimiento Alto Chicama. Trujillo – Perú.

3

I.3. AREA DE ESTUDIO

I.3.1. Ubicación y Accesibilidad

El área en estudio del yacimiento Alto Chicama comprende una extensión
aproximada de 600Has, ubicada en la parte norte de la provincia de Santiago de Chuco,
distrito de Quiruvilca, localidad de Callacuyán, departamento de La Libertad, con
coordenadas UTM:

802500E, 9122500N,
804500E, 9122500N,
804500E, 9119500N,
802500E, 9119500N.

Es accesible desde Trujillo por la carretera a Huamachuco, a 15km. de la mina
Quiruvilca, según el mapa de ubicación (Fig. 1).

I.3.2. Clima e Hidrografía

La zona pertenece a la sierra de La Libertad, entre los 4080 y 4230 msnm, con un
clima templado a frío, característico de las regiones de puna. La precipitación pluvial es
estacional, durante los meses de diciembre a marzo, pudiendo estas extenderse desde
noviembre hasta mediados de abril inclusive (EIA Alto Chicama, 2003).
Hidrográficamente se encuentra en un alto geográfico que es a la vez divisoria de
cuencas, de hecho, el río Chicama nace de pequeños afluentes que se encuentran muy
cerca del yacimiento y desemboca hacia el océano Pacífico, mientras que el río
Chuyugual, que tiene un origen muy similar, pertenece a una cuenca hidrográfica que va
a desembocar hacia el océano Atlántico. Existen también muchas lagunas en los
alrededores, aunque algunas también estacionales, llegando a secarse por completo en la
época de estiaje (observaciones del autor).

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I.3.3. Flora y Fauna.

La flora está compuesta principalmente por diversas variedades de ichu, de mala
calidad por el carácter ácido de los suelos. En las depresiones y zonas mas abrigadas se
desarrollan arbustos de 30cm de alto del tipo Bajcharis e incluso árboles del tipo Ginoxis
(EIA Alto Chicama, 2003); estos microclimas también permiten el desarrollo de ciertos
cactos y orquídeas. Existe también una diversidad de fauna silvestre, habiéndose llegado
a clasificar hasta 70 especies de aves entre los que predominan las perdices, patos,
halcones, gavilanes, etc. Entre los mamíferos existen ratones, vizcachas, zorros, cuyes
silvestres, escasos venados, entre otros. No menos considerables son las lagartijas y
batracios, así como truchas y otros animales acuáticos en ciertas lagunas (EIA Alto
Chicama, 2003).

I.3.4. Antecedentes Históricos

Existen labores auríferas antiguas que al parecer datan de la época colonial e incluso
antes, cavernas donde se obtenía alta ley de mena de oro. Durante el siglo pasado hasta
que los geólogos de Barrick encontraran este importante depósito, la zona era solamente
explotada por carbón, proveniente principalmente de los mantos carbonosos de la
formación Chimú, tanto sistemáticamente por Centromin como artesanalmente por los
lugareños. Sin embargo el distrito ya había sido avizorado como zona con potencial para
hacer minería en gran escala por lo menos dos décadas atrás, pues se tiene conocimiento
de que diversas compañías de geólogos de exploración pasaron por el lugar pero sin
obtener los resultados que dieron el éxito a los geólogos exploradores de Barrick.
Después de una intensa campaña de exploración regional, con ayuda de imágenes
satelitales, geología regional etc. se determinó como blanco de exploración la zona
correspondiente a Alto Chicama. La exploración geoquímica ayudó a reducir el área de
exploración, empezándose a ejecutar sondajes diamantinos a mediados del año 2001. En
Abril del año 2002 se anunció el hallazgo de un importante yacimiento en la zona con un
potencial de 7.3Moz de Au. Posteriormente se continúo perforando para proporcionar
con mayor precisión el volumen de reservas probadas y probables del depósito. En la
actualidad el yacimiento ha entrado a su fase de operación minera, utilizándose la última
información disponible para el cálculo de reservas según el modelo dinámico.

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II. ENTORNO GEOLOGICO REGIONAL

II.1. INTRODUCCIÓN

El yacimiento Alto Chicama se encuentra ubicado en la Cordillera Noroccidental de
los Andes peruanos, enmarcado regionalmente entre el Batolito de la Costa y la Faja
Plegada y sobreescurrida del Marañón. El marco regional está dominado por gruesas
secuencias mesozoicas plegadas y falladas con rumbo andino, las cuales infrayacen
discordantemente a los volcánicos Calipuy, que se emplazaron entre el Oligoceno
Superior y Mioceno, principalmente hacia la parte sur y oeste del yacimiento

II.2. GEOMORFOLOGÍA

La geomorfología está dominada por relieves suaves, abruptamente interrumpidos
por los afloramientos cretácicos así como estructuras dómicas de carácter intrusivo
resistentes a los procesos erosivos, los cuales no sobrepasan los 200m desde la parte más
baja de sus laderas. En las inmediaciones del área del yacimiento, los afloramientos
cretácicos están compuestos en su mayoría de secuencias silicoclásticas fuertemente
inclinadas y plegadas con rumbo aproximado N30W e inclinación 70°NE, con vergencia
variable de un lugar a otro. Los domos volcánicos forman picos (Foto GM01) que
alcanzan los 4300 msnm al parecer también con cierta tendencia de alineamiento NNW
– SSE.

Las extensas pampas que se observan, corresponderían a las superficies de Puna I
(Benavides, 1999; Bissig, 2003), las cuales se desarrollaron entre los 4000 – 4200msnm.
Al parecer existen dos estadios erosionales diferentes en la superficie de Puna I, el
primero, que se desarrolló sobre el basamento cretácico plegado y segundo, el evento
que erosionó las secuencias volcánicas del Calipuy. Otras superficies de erosión se
observan en niveles inferiores, lo que da cuenta de distintos procesos erosivos en tiempo
y espacio, que no se estudiarán en esta tesis por no ser el tema central a discutir. Sin
embargo, cabe enfatizar la presencia de cobertura cuaternaria, siendo comúnmente
compuesta por depósitos morrénicos arrastrados por procesos glaciales pleistocénicos,
según las estrías y otras evidencias encontradas durante el mapeo del autor. Geoestudios

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(2002) hace mención que habría existido una carga de hielo en el área del yacimiento,
superior incluso a los 350m de espesor, aunque con limitado poder erosivo. Es notable
que hubo un fuerte control de la paleotopografía imperante, tal es el caso del área al NE
de la zona Alexa, donde encontramos fragmentos provenientes de esta a
aproximadamente 1km de distancia, siendo un remanente erosional de los procesos de
glaciación. En general, podemos encontrar remanentes erosionales en diferentes partes
del yacimiento, al pie de los cuales se depositaron tillitas, pudiendo estas haber viajado
varias decenas de kilómetros desde su lugar de origen. El suelo orgánico se encuentra en
los primeros 40cm pero siempre controlado por las extensas peniplanicies de puna,
pudiendo incrementar su espesor en las zonas de bofedales, atenuándose hacia las
laderas de los afloramientos.

Las secuencias jurásicas en particular, así como otras litologías de naturaleza poco
resistente a la erosión y, zonas de debilidad estructural, dieron lugar a la formación de
valles y quebradas, siendo frecuentemente el paso de riachuelos y aguajales en el área,
con lo que se establece así el relieve negativo, lo cual también sirvió de paso para los
flujos de la glaciación pleistocénica.

Foto GM01. Tomada de norte a sur (Escala 1/10000). Se aprecian los típicos rasgos geomorfológicos de la
región, en este caso, los valles (la formación Chicama en relieve negativo) de suave relieve interrumpidos
abruptamente por intrusiones y estructuras de domos (a la izquierda) así como farallones resistentes a la
erosión de las secuencias plegadas y verticalizadas del Chimú.

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II.3. TECTONICA Y MAGMATISMO REGIONAL

La tectónica regional trasciende a finales del Triásico, con la apertura del Atlántico
Sur, que resultó en un nuevo régimen geodinámico de carácter distensivo en principio,
iniciándose o reactivándose un proceso de subducción en el margen occidental del
continente sudamericano, conocido como el ciclo Andino (Mégard, 1987), que incluye todos
los procesos de formación de la actual Cordillera de los Andes. Del Triásico Superior al
Senoniano Inferior la actual franja cordillerana estuvo dominada por un tectonismo
extensional, con adelgazamiento y tal vez partición cortical, como lo evidencian por ejemplo
los grupos Casma y Chicama, por procesos de subducción tipo Mariana (Benavides, 1999).
Durante esta fase se produjo un intenso magmatismo de arco de islas y una marcada
subsidencia en la zona de trasarco, permitiendo la acumulación de gran cantidad de
sedimentos, que en la región de Alto Chicama se registran por lo menos desde el Titoniano,
con los grupos silicoclásticos Chicama y Goyllarisquisga y luego las secuencias
carbonatadas superiores.
A fines del Cretácico concluyó la sedimentación marina debido a un cambio
geodinámico, iniciándose la subducción tipo Andina, con un régimen de pulsos de
compresión repetitivos, con engrosamiento cortical y notable emergencia, levantamiento y
deformación plástica del cinturón cordillerano, proceso que se extendió durante el
Cenozoico, con marcados intervalos de distensión o calma tectónica. Durante los periodos
de distensión se manifestó un intenso volcanismo de arco continental, en el margen oeste de
la placa sudamericana, mientras que los periodos de calma se caracterizaron por el
desarrollo de extensas superficies de erosión dispuestas como discordancias (Benavides,
1999), rellenando a su vez cuencas intracontinentales molásicas como las formaciones
Chota, Huaylas, Condebamba y Cajabamba hacia la zona de Cajamarca, así como la cuenca
antepaís en la región Sub-andina entre el arco del Marañón y el escudo brasilero.
La tectónica Andina estuvo además acompañada de movimientos de bloques
transversales a la dirección del eje de los plegamientos, a lo largo de estructuras SW – NE a
E-W, conocidas como “fallas transversales” o de “desgarre”, como las deflexiones de
Huancabamba y Abancay, entre otros, las que también participaron significativamente en el
desarrollo tectónico y magmático de la región (Benavides, 1999).

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Magmatismo: Desde el desarrollo de la cuenca jurásica y, hasta la actualidad, se mantiene
un activo régimen tectónico de subducción, generando magmas calcoalcalinos en arcos
volcánicos que fueron migrando periódicamente hacia el este, migración observada
últimamente por Rivera et al. (2005) en los centros volcánicos ubicados entre Julcán y
Huamachuco. Junto con el proceso subductivo, se desarrollaron también cuencas tensionales
de trasarco relacionados a fallas regionales con rumbo NNW – SSE, las que controlaron
tanto la formación de las cuencas sedimentarias como el emplazamiento de plutones. Se han
identificado arcos magmáticos desde el Jurásico Inferior, reapareciendo intermitentemente
en el Cretácico Inferior, Cretácico Superior a Cenozoico Inferior y finalmente el vulcanismo
continental del Grupo Calipuy.
Químicamente este magmatismo Cenozoico corresponde a uno calcoalcalino
(Petford & Atherton, 1995), con predominancia de andesitas y, en menor proporción dacitas
y riolitas. Ocasionalmente se han observado flujos e intrusiones basálticas como erupciones
exóticas y, aunque no queda claro el régimen tectónico en el que se hayan desarrollado estos
máficos, se puede suponer que esté relacionado a breves periodos de adelgazamiento
cortical o fisuras de gran profundidad con ascenso rápido de magmas sin llegar a
diferenciarse.
Las estructuras volcánicas en el área están conformadas principalmente por domos y
complejos dómicos con flujos de avalanchas ardientes asociados al colapso de estos.
También se pueden apreciar estructuras de calderas con depósitos de ignimbritas riolíticas a
riodacíticas, como en las zonas de Machacala y Carabamba.
Las secuencias volcánicas están principalmente distribuidas hacia el sur y este del
yacimiento, con espesores del orden de los 1000m. En el área de Alto Chicama se observan
cuellos volcánicos, stocks hipabisales y, tobas y flujos relacionados a estos. En general Alto
Chicama está caracterizado por ser una secuencia volcánica mucho más restringida de
naturaleza andesítica a dacítica, con intensa actividad freatomagmática, formando diferentes
tipos de brechas, asociadas entre otros, a diatremas. Dado que hay evidencias de fuertes
procesos erosivos se pone en duda si es que la pila volcánica fue realmente cercana en
volumen a lo que hoy presenta, o si una parte de esta fue ya erosionada.

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Fig. 02. Mapa Geológico Regional asociado al yacimiento Alto Chicama, mostrando estructuras relevantes y
depósitos auríferos aledaños. Fuente: INGEMMET, Estructuras: Staff Geólogos MBM.

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Fig. 03. Fotografía satelital de la región asociada a Alto Chicama, Fuente: recursos MBM.

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II.4. ESTRATIGRAFÍA

II.4.1. Jurásico Superior. Durante el Jurásico superior se desarrolló un arco volcánico de
islas en el margen occidental de la placa sudamericana relacionado a los primeros procesos
de subducción de la corteza oceánica al oeste de la cuenca, creando un ambiente de mar
intracontinental asociado a procesos de atenuación cortical (Benavides, 1999) entre el arco y
el macizo del Marañón al este de la cuenca.
Grupo Chicama. El Grupo Chicama está compuesto de secuencias silicoclásticas en su
mayoría pelíticas con intercalaciones de volcaniclásticos, superando en algunos lugares
incluso los 1500m. de espesor (Cobbing et al., 1981). Aunque es difícil realmente encontrar
su base, se supone está suprayacente con discordancia angular al grupo Pucará e incluso
secuencias mas antiguas (Reyes, 1980). Está compuesto en sus horizontes superiores
principalmente de lutitas bituminosas fisibles y, limolitas carbonosas, con delgadas
intercalaciones de areniscas (Reyes, 1980). La naturaleza de esta cuenca fue según las
evidencias, de un mar mediterráneo de ambiente reductor, con un índice de subsidencia
constante y persistente. Estratigráficamente según los fósiles encontrados en dicho grupo, se
encuentra ubicado en el Titoniano, (Cossio, 1964).

II.4.2. Cretácico Inferior. En contraposición con el ambiente Jurásico, el Cretácico Inferior
se caracteriza por ser de carácter oxidante, debido a la fuerte erosión a que fue sometida la
zona del arco magmático al oeste de la cuenca y, al continuo levantamiento de la plataforma
continental en el margen oriental. Esta cuenca se desarrolló en un ambiente de mar abierto
altamente oxigenado, continuando una marcada subsidencia y desplazamiento relativo del
depocentro hacia el oeste de la cuenca.
Formación Chimú: Aunque carente de fósiles por ser genéticamente de ambiente oxigenado,
se le correlaciona por su posición estratigráfica como de edad Valanginiana inferior
(Benavides, 1956; Wilson, 1962) a media (Reyes, 1980), infrayaciendo a las secuencias
carbonatadas de la formación Santa del Valanginiano Superior. Está compuesta
principalmente por areniscas blancas limpias de grano medio bien seleccionadas, con
intercalaciones de carbón, lutitas carbonosas y limolitas con frecuente disposición lenticular
(Foto III.3.04), lo que da cuenta de ser mas bien de ambientes deltaicos transicionales y
mares abiertos poco profundos, como también lo mencionara Jacay (1992), por sus
observaciones de estratificación cruzada y marcas de oleaje medidas en la zona de Baños
Chimú y Río Huancay.

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Formación Santa – Carhuaz: Estas dos formaciones son estudiadas juntas por el poco
desarrollo de la Formación Santa que particularmente en la zona de estudio pareciera
desaparecer (Cossio, 1964). La Formación Santa está compuesta regionalmente por
calizas dolomíticas hacia el callejón de Huaylas (Benavides, 1956), las cuales se
restringen hacia los márgenes de la cuenca, en Trujillo y al este de Huamachuco, en
transición comúnmente a facies pelíticas. La Formación Carhuaz está conformada por
secuencias silicoclásticas de areniscas sucias grisáceas, con intercalaciones de limolitas y
lutitas, frecuentemente carbonosas, que sobreyacen sobre la Formación Santa, ambos con
edades entre el Valanginiano y Barremiano (Benavides, 1956; Bar y Agramonte, 1974)

Formación Farrat: Aunque no contiene fósiles se le correlaciona por su posición
estratigráfica, de edad Aptiana (Reyes, 1980). Compuesta principalmente de areniscas
blancas a grises resistentes a la erosión con intercalaciones de lutitas grises oscuras,
guardando bastante similitud con la formación Chimú, pero sin los horizontes típicos de
carbón. Los afloramientos presentan también pendientes empinadas y revelan el intenso
tectonismo a través del fuerte plegamiento con dirección axial andina.

Formaciones Inca, Chulec y Pariatambo. Por la transición de la cuenca sedimentaria,
de un ambiente de depositación silicoclástica a uno de depositación química carbonatada,
se caracteriza esta serie como de un régimen tectónico de subsidencia activa con escasa
actividad orogénica, entre el Aptiano Superior y Campaniano (Wilson, 1963; Cobbing et
al., 1981). La continua subsidencia de la cuenca dio lugar a la formación de ambientes
marinos poco profundos con abundante desarrollo de vida subacuática. Dada la lejanía
hacia el yacimiento y ya que no tienen injerencia en la formación del yacimiento, en este
trabajo se obviarán detalles sobre esta serie carbonatada, solo mencionar que a la primera
de estas formaciones se la puede sintetizar como silicoclástica pelítica con intercalaciones
areniscosas, para luego transicionar a las secuencias carbonatadas subsiguientes,
característica principal de esta facies de la cuenca.

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II.5. CONTEXTO METALOGENÉTICO REGIONAL

El yacimiento Alto Chicama se encuentra enmarcado en la cordillera noroccidental de
los Andes peruanos, en uno de los anticlinales de la formación Chimú, que es un conocido
metalotecto muy plegado y fallado por la orogenia Andina, que inició en el Cretácico
Superior. Esta formación se encuentra subyacente en contacto directo con niveles miocenos
(Gauthier y Diaz, 2000) del grupo Calipuy, otro importante metalotecto que alberga
regionalmente diversos depósitos epitermales de alta y baja sulfuración asociados a centros
volcánicos (Noble & McKee, 1999).

Petersen (1999), hace mención de una gran variedad de yacimientos ubicados en el
sector occidental de la cordillera de los Andes, asociados a un magmatismo con tendencia
indudablemente paralela a la fosa Perú – Chile, por lo que se debe considerar que todos estos
yacimientos están de alguno u otro modo muy involucrados con los procesos de subducción,
en particular en el Mioceno (Noble and McKee, 1999), tiempo en el cual se generaron
diversos tipos de yacimientos en la franja occidental de la Cordillera de los Andes del norte y
centro del Perú. Son conocidos los pórfidos miocénicos con potencial económico ubicados en
la parte septentrional de esta franja metalogénica, como por ejemplo Pashpap y La Granja
(Cu+Mo), Michiquillay (Cu-Mo-Au) y, Cerro Corona y Minas Conga (Au-Cu),
extendiéndose otros mas hacia el centro y sur del país, sin embargo existen muchos mas en la
mencionada franja que son estériles o subeconómicos en las condiciones actuales. Los
polimetálicos se extienden hacia el sur en la misma franja metalogénica miocénica, depósitos
como Quiruvilca, Huanzalá, Pasto Bueno y más hacia la parte central de la franja, los
depósitos de Huarón, Morococha, Julcani, Colquijirca, etc., varios de los cuales se
caracterizan por sus contenidos de metales preciosos, en un entorno geoquímico hidrotermal
que mas bien se asemeja a uno del tipo epitermal, aunque históricamente el oro en esta
franja metalogénica de la cordillera occidental fue considerado como un subproducto de la
minería polimetálica de metales base y plata, como es el caso de Sayapullo, Algamarca,
Julcani, entre otros (Noble and McKee, 1999).

Los mas grandes yacimientos auríferos ubicados en la mencionada franja metalogénica
son los hallados en la década de los 90’ son los del tipo epitermal de alta sulfuración
(enargita-Au-Ag), alojados en rocas volcánicas, tal es el caso de Yanacocha (Harris et al.,
1993) en Cajamarca y Pierina en Huaraz, desde luego hubieron otros importantes

14

descubrimientos de yacimientos menores de oro de baja ley, explotables también por el
método de lixiviación en pilas, como es el caso de Tantahuatay y Sipán, este último alojado
en brechas volcánicas (Candiotti and Guerrero, 1997).

Existen también yacimientos epitermales de oro de alta sulfuración alojados en rocas
sedimentarias ubicados en esta franja metalogénica miocena, en la región Sayapullo-
Huamachuco-Santiago de Chuco (Montoya et al., 1995), particularmente en las areniscas
cuarzosas de la Formación Chimú, grupo en el cual se encuentra actualmente operando el
yacimiento Alto Chicama, así como la mina Santa Rosa en el distrito de Angasmarca, en el
norte y este de la provincia de Santiago de Chuco respectivamente.

En la fotografía satelital (Fig. 03) se muestran algunos yacimientos conocidos en la
vecindad cercana con Alto Chicama, sin embargo son muchos los yacimientos ubicados por
lo menos en la ya mencionada franja miocénica (Petersen, 1999), los que varían desde
pequeños lavaderos de oro conocidos entre otros como Sandra, Sayapullo, etc. los cuales se
encuentran en una serie de pliegues de la formación Chimú al este del anticlinal que hospeda
a Alto Chicama, hasta los que operan en tajo abierto. Notorio es el lineamiento que se
observa en los yacimientos de Santa Rosa, La Arena y La Virgen, los cuales se alinean mejor
en un trend que incluye los pequeños depósitos antes mencionados. Incluso El Toro, que se
encuentra mucho mas al este, tiene también un marcado control litoestratigráfico, alineado en
otro de los anticlinales de la misma formación Chimú, directamente con Algamarca (Fig.02)

En el mapa geológico regional (Fig. 02), Alto Chicama, La Arena y La Virgen se
encuentran cerca al contacto de las areniscas Chimú con las secuencias andesíticas y dacíticas
del Cenozoico Grupo Calipuy, que por su forma semicircular en esa zona sugiere una caldera
y, según Rivera et al. (2005) se trata del volcán Quesquenda, el que suprayace las secuencias
sedimentarias del Mesozoico y los flujos piroclásticos del volcán Quiruvilca por el lado
oeste. El volcán Quesquenda en sus alrededores en contacto con los mencionados
yacimientos está compuesto de secuencias estratificadas de flujos de bloques y cenizas,
oleadas piroclásticas y lahares, en disposición subhorizontal (Rivera et al., 2005).

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III. ENTORNO GEOLÓGICO LOCAL

III.1. INTRODUCCIÓN

El presente capítulo describe sucintamente las características físicas de las principales
unidades litológicas del yacimiento, con información del cartografiado y registro geológico
(logging) del área en estudio. En el entorno local, se puede decir que el yacimiento Alto
Chicama se encuentra hospedado muy cerca al contacto de los volcánicos Calipuy con las
areniscas cretácicas del Chimú, en efecto, la mineralización aurífera se emplazó tanto en las
secuencias sedimentarias como en brechas hidrotermales, tectónicas y freatomagmáticas así
como los depósitos piroclásticos dacíticos que sirven de tapa al yacimiento.

III.2. LITOESTRATIGRAFIA

III.2.1 SECUENCIAS SEDIMENTARIAS JURASICAS Y CRETÁCICAS

GRUPO CHICAMA. El yacimiento tiene como basamento litoestratigráfico no
mineralizado a las secuencias superiores del grupo Chicama, consistentes principalmente de
limolitas carbonosas (Jacay, 1992), con transición hacia el Cretácico Inferior, dicha transición
está compuesta por areniscas negras finas carbonosas, que paulatinamente se van haciendo
mas limpias y de grano medio mejor seleccionado, lo cual se puede apreciar mejor hacia la
parte oeste del depósito. Aun cuando esta secuencia litoestratigráfica no hospeda
mineralización aurífera, posee rasgos que indican el paso de fluidos hidrotermales a través de
esta unidad, como azufre nativo en vetillas y fracturas, vetillas de cuarzo blanco lechoso e
incluso, piritas bien cristalizadas. Esta unidad litoestratigráfica permitió además el paso de
magmas a través de fisuras y diatremas, prueba de ello son las brechas de fragmentos
carbonosos y matriz volcánica con contenido carbonoso, de las cuales se discutirá en detalle
mas adelante.

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FORMACIÓN CHIMÚ. Está compuesta por areniscas limpias de grano medio bien
seleccionadas con intercalaciones de limolitas y lutitas, tanto arcillosas como bituminosas, y
también mantos de carbón antracítico (Foto III.3.04). Esta formación corresponde a una
paleogeografía de carácter deltaico, sufriendo continuamente procesos transgresivos y
regresivos, así como estadios de ambiente anóxico pantanoso, en el que se forman los
horizontes carbonosos.

Areniscas Cuarzosas (Foto IV.1.1.): Son secuencias de areniscas muy limpias, cuarzosas y
bien compactadas, de mares abiertos poco profundos y playas. No es común que presenten
mineralización a menos que estén fracturadas, o incluso brechadas (siendo esta la
particularidad del mencionado yacimiento), dependiendo realmente de la permeabilidad de
estas en el tiempo del aporte de los fluidos mineralizantes.

Limolitas (Foto III.3.04): Son intercalaciones comunes en esta formación, caracterizadas por
ser de grano fino a arcillosas, representando estadios de baja velocidad de sedimentación y
procesos transgresivos; generalmente al paso de fluidos hidrotermales captan deposición de
caolín y pirofilita. Cuando existe silicificación, particularmente de sílice parda (nombre de
campo), suelen encontrarse valores económicos de oro. Frecuentemente se suelen encontrar
minerales de alteración en estas secuencias, particularmente caolín y pirofilita.

Lutitas Carbonosas (Foto III.3.4.): Similar a lo anterior, con contenido orgánico,
correspondientes a estadios de baja velocidad de aporte de sedimentos en ambientes
anóxicos, es mucho menos frecuente su silicificación en el depósito, pero dado el caso,
suelen también presentar interesantes anomalías de oro.

Mantos de Carbón (Foto III.3.04): Son frecuentes en el yacimiento los mantos de carbón
bituminoso, deleznables, caracterizados por su menor rendimiento como comburente.
También se encuentra mas al norte carbón antracítico, que por lo general se asocia a zonas de
menor actividad tectónica e hidrotermal. Aun cuando son también estériles, ocasionalmente
se pueden encontrar en estos, rasgos del paso de fluidos hidrotermales, lo que se evidencia
por el azufre nativo y las vetillas de pirita que se encuentran a veces en los mencionados
horizontes. Es de notar también que, por ser de carácter más bien dúctil, sirvieron en algunos
casos de línea de desplazamiento de discontinuidades estructurales.

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Tiempo de Mineralización Principal

Fig. 04. Columna estratigráfica local de Alto Chicama. Fuente: F. Gaboury et al., Internal Reports.

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III.2.2. VULCANISMO MIOCENO. En el área de estudio se tiene intensa actividad
volcánica durante el Mioceno Inferior, correspondiente al grupo Calipuy. Caracterizada
litogeoquímicamente según las observaciones de campo y gabinete por un magmatismo
intermedio a ligeramente ácido, con intrusiones, domos y flujos andesíticos y dacíticos que se
emplazan principalmente sobre las secuencias plegadas y falladas de la formación Chimú.

Brechas Freáticas (Foto IV.2.01): Son brechas comúnmente de soporte clástico, monolíticas
con matriz compuesta principalmente de polvo de roca o cuarzo granular producto de
abrasión de los fragmentos. En algunos casos los fragmentos se pueden encontrar bastante
redondeados, en otros, las brechas son más bien del tipo crackle. Cuando no hubo actividad
hidrotermal relevante la matriz se muestra estéril, limpia, solo con cuarzo granular
disgregado y sin ningún cementante. Los interceptos de sondajes revelan con bastante
precisión el orden de los eventos. Inmediatamente sobreyaciendo a las areniscas Chimú se
encuentra esta litología en ciertas partes del diatrema y en estructuras de discontinuidad.
Estas brechas se originaron por explosión de vapor de aguas meteóricas presurizadas en
cercanías a focos calientes (Foto IV.4.08) y, dependiendo de la energía y prolongación en el
tiempo pudieron originar redondeamiento en la forma de sus fragmentos.

Brecha Monolítica Matriz Tobácea (Foto IV.4.05): Se caracteriza por ser comúnmente de
soporte clástico, la matriz es volcánica dacítica con textura afanítica y apreciables ojos de
cuarzo finos. Se encuentran en contacto directo con la superficie cretácica por la que también
se conoce esta unidad como la brecha de paleosuperficie.

Brecha Polilítica Matriz Tobácea (Foto IV.4.05): Se caracteriza por la heterogeneidad de sus
fragmentos, de soporte comúnmente matricial, aunque también lo puede haber clástico según
la aglomeración de sus fragmentos, los que son por lo general angulosos, englobados en una
matriz volcánica dacítica con textura afanítica y eventuales ojos de cuarzo finos. Se ubica
principalmente en la zona del diatrema de Dafne y suele reportar buenos valores económicos.

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Intrusiones, Tobas y Flujos QFP (Foto IV.4.11): Caracterizadas por los ojos de cuarzo bien
desarrollados (hasta 5mm de diámetro), englobados en una matriz microcristalina. En la zona
norte de Dafne se aprecia un primer evento de lavas riodacíticas con ojos de cuarzo; cubiertas
por tobas de ojos de cuarzo mas finos con diámetro promedio de 1mm, con ocasionales
fragmentos líticos accidentales y accesorios. Estas secuencias sobreyacen con fuerte
discordancia angular a las unidades cretácicas, por lo que no queda claro si es la brecha de
paleosuperficie más antigua que estas. Son buenas hospedadoras de mineralización, aunque
se las encuentra escasamente, reportando interesantes anomalías de oro, particularmente
cuando se encuentran lixiviadas y con presencia de sílice residual.

Tobas Dacíticas (Foto IV.3.01): Caracterizadas así macroscópicamente, se les reconoce por
ser de grano fino a microfaneríticas con pocos ojos de cuarzo y frecuentemente bandeadas.
Estratigráficamente se las encuentra sobreyaciendo a las unidades litológicas anteriores de
manera discontinua en buena parte del yacimiento, siendo también buenas hospedadoras de
mineralización aurífera. En Josefa hay un lapilli dacítico con intercalaciones líticas y pocos
ojos de cuarzo, bandeado, con troncos y hojas fósiles en las facies cineríticas, similar en
Alexa pero sin ojos de cuarzo que se extiende desde el norte de Dafne y, encima otra
secuencia mucho más localizada en Alexa y al sur este de Dafne, más heterolítica y
heterogénea en tamaño, incluyendo fragmentos juveniles lixiviados (Foto IV.3.03) y
vesículas por descompresión de gases.

Intrusiones, Tobas y Flujos Andesíticos (Foto IV.3.05). Son litologías ubicadas al este y sur
del yacimiento. Las tobas y flujos son por lo general polilíticas y heterométricas, con textura
de cristales microfanerítica a fanerítica, con predominancia de anfíboles y feldespatos
calcosódicos. El soporte es matricial con eventuales fragmentos líticos accidentales. La
alteración es principalmente argílica, aunque suele encontrarse también roca fresca. Hacia el
sur del yacimiento predominan las lavas con presencia de sulfuros, atacados por
intemperismo por lo que predomina la argilización, encontrándose mucha arcilla en el lugar.
En las intercalaciones cineríticas se han conservado hojas de plantas fósiles. En horizontes de
granulometría más gruesa suelen encontrarse troncos quemados por flujos ardientes, que de
haber sufrido transporte y resedimentación epigenética, hubiesen sido destruidos.

20

Tobas Brechosa Andesítica con Fragmentos Juveniles (Foto IV.2.04). Esta litología
pertenece a facies explosivas dentro y fuera del diatrema de Dafne, con fragmentos juveniles
andesíticos y matriz principalmente de polvo de roca, por destrucción de las limolitas
carbonosas del Chicama interceptadas por el paso de la brecha. La razón fragmentos/matriz
suele estar por debajo de la unidad por lo que se les considera de soporte matricial, los
juveniles están comúnmente alterados a dickita aunque eventualmente se les puede encontrar
silicificadas tanto matriz como fragmentos, lo que coincide con la presencia de
mineralización económica. Cuando la alteración de los fragmentos es argílica es muy poco
común que se encuentre mineralización económica en esta litología.

Flujos y Domos Andesíticos Porfiríticos Chulcahuanga (Foto IV.4.12). Esta unidad
litológica se caracteriza por ser de naturaleza porfirítica, con textura fanerocristalina, y
predominancia de plagioclasas, hornablendas y menor biotita comúnmente bien desarrollada,
todo lo cual está englobado en una matriz microcristalina. Atípicamente se pueden llegar a
observar ojos de cuarzo, que no llegan al 0.1% de la mineralogía de la roca. El intrusivo es
comúnmente muy fresco, ubicado al oeste del diatrema de Dafne y no posee mineralización
económica en ninguna escala. Tiene también su fase de derramamiento lávico, con las
mismas características petrofísicas que el domo y su distribución está muy localizada al oeste
del yacimiento.

Intrusiones, Tobas y Flujos Andesíticos Tardíos. Son secuencias localizadas alrededor del
yacimiento como extensas pampas de tobas y flujos andesíticos con abundantes fragmentos
juveniles y autoclásticos, con textura porfirítica hasta afanítica en algunos casos. Los
fragmentos se presentan por lo general redondeados excepto los líticos accidentales de mayor
resistencia a la erosión. Existen además intercalaciones cineríticas con hojas fósiles bien
conservadas, los troncos quemados ocasionales también caracterizan esta unidad litológica.
Estas secuencias sobreyacen con discordancia angular a las unidades cretácicas inferiores
como la Formación Santa – Carhuaz.

21

Fig. 05. Mapa Geológico local del yacimiento Alto Chicama. Fuente: Staff de Geólogos Alto Chicama.

22

Fig. 06. Aerofotografía local del yacimiento Alto Chicama, indicando muestras de sondajes selectos referidos en el
presente trabajo.

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III.3. MARCO ESTRUCTURAL DEL DEPÓSITO

El depósito Alto Chicama se ubica estructuralmente entre el Batolito de la Costa y el
macizo del Marañón, en las secuencias sedimentarias plegadas de la formación Chimú, en
yuxtaposición discordante con los volcánicos miocénicos suprayacentes del grupo Calipuy
(Foto III.3.02), en un ambiente de subducción y magmatismo relacionados a la orogenia
Andina, por lo que la cordillera de los Andes es paralela al borde continental y la fosa Perú-
Chile. Los ejes de pliegues se presentan paralelos a la dirección andina como se aprecia en la
Fig. 02, debido a los esfuerzos perpendiculares a esta durante el ciclo Andino (Benavides,
1999). En el contexto local, el depósito se encuentra alojado en y sobre un sinclinal parásito
de la formación Chimú, contenido en el flanco este de un anticlinal mucho mayor con
vergencia hacia el noreste (Foto. III.3.01), vergencia que varía por el sur hacia el sur-oeste.
Para efectos de este estudio se determinaron dos dominios estructurales principales, el
dominio de las areniscas y, el dominio de los volcánicos, no obstante, dado que las areniscas
representan más del 90% del volumen de material en el yacimiento, se tomarán estas como el
dominio de referencia para la interpretación del comportamiento estructural de Alto Chicama.
Las secuencias sedimentarias presentan estratificación en paquetes de alrededor de un
metro de espesor en las areniscas, haciéndose mas fina la estratificación en las pelitas, con
paquetes de solo algunos centímetros; estas últimas tienen espesores que van desde algunos
centímetros hasta seis metros de espesor en los niveles mas gruesos y se encuentran
intercaladas entre los estratos de arenisca (Foto III.3.04). La orientación general de la
estratificación tiene dirección NNW y, buzamiento empinado (~70°) hacia el suroeste por el
lado oeste (Foto III.3.02); hacia el lado este del depósito el buzamiento es menos empinado,
inclinándose tanto al noreste como suroeste, dependiendo del flanco de sinclinal o anticlinal
que se encuentre, como se muestra en la foto III.3.03. Por otro lado, las secuencias volcánicas
se encuentran sobreyaciendo con discordancia angular a la formación Chimú (Foto III.3.02);
se caracterizan por estar compuestas principalmente de intercalaciones de lapilli y cineritas,
con laminación subhorizontal y orientación de los seudoestratos con rumbo NNW y ligero
buzamiento de ~5° NE (Foto IV.3.01).
Las secuencias sedimentarias se presentan fuertemente plegadas, falladas y erosionadas
(Fotos III.3.01 – 04). En la foto III.3.01 se muestra uno de los anticlinales de la Formación
Chimú erosionado en su charnela, sin embargo sus dos flancos se encuentran bien definidos
confinando al grupo Chicama en el núcleo del anticlinal. El flanco oeste se aprecia mejor en
la foto III.3.04, tomada hacia el noroeste; en esta última toma, los estratos tienen orientación

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NNW y buzamiento ~70° NE, con ligera vergencia hacia el suroeste, produciendo un
anticlinal parásito, notorio en la parte central de la imagen. El flanco oeste de este gran
anticlinal se caracteriza por las fallas y pliegues menores que presenta, tal es el caso de la
foto III.3.03 donde se nota un sinclinal simétrico, con eje en dirección NNW, que no tiene
continuidad hacia el este por efecto de erosión. Hacia el lado oeste del referido sinclinal,
existe una fuerte discordancia angular de los estratos, apreciable por la discontinuidad del
correspondiente flanco del sinclinal, que se pierde totalmente para encontrarse con una nueva
secuencia de estratos, que aunque también tienen dirección andina posee un empinado
buzamiento hacia el suroeste, pudiéndose tratar de un sobreescurrimiento local.
Se han determinado tres tipos de fracturas en las areniscas de la Formación Chimú,
cuyos rumbos y buzamientos guardan similitud con las de las limolitas silicificadas y las
secuencias volcánicas suprayacentes, sin embargo estas últimas poseen más aleatoriedad en
sus familias de estructuras. En la foto III.3.06 se muestran los tres tipos de estructuras. Las
fracturas J1 con orientación ESE – WNW, se caracterizan por ser más continuas, persistentes
y por tener mayor longitud, así como mayor espesor y frecuente relleno de óxidos de fierro,
comúnmente con sílice hidrotermal. Las estructuras J2 tienen orientación ENE – WSW, son
menos persistentes y continuas, aunque también suelen tener relleno de óxidos con sílice
hidrotermal. Las estructuras J3 tienen orientación aproximada SSE – NNW, son las mas
discontinuas, menos persistentes y cortas en extensión. En los volcánicos silicificados estos
tres tipos de estructuras se presentan menos persistentes y continuas y por lo general ninguna
tiene relleno, sino que la mineralización se da en forma masiva y diseminada en toda la roca.
En la foto III.3.05 se aprecian las estructuras J1 subverticales y con orientación ENE – WSW,
bastante persistentes y rellenas con óxidos, considerándose por tanto que mucho de la
mineralización de las areniscas pudo ascender a través de estas fracturas.
Las fallas mas extensas son del tipo normal y se caracterizan por su orientación SSE –
NNW, frecuentemente se les encuentra coincidentes con estratos limolíticos o carbonosos
dada la mayor ductilidad de estas litologías; no obstante, hay también fallas inversas,
menores en extensión, y transversales al eje de los pliegues, que son tal vez mas frecuentes
que las normales, pero menos notorias en el campo. Las fallas normales cortan las secuencias
cretácicas pero parecen no afectar los volcánicos miocenos, mientras que las fallas inversas
afectan a todo el yacimiento, por lo que se les considera á estas últimas mas recientes en el
proceso geodinámico.

25

III.3.1. CONSIDERACIONES IMPORTANTES SOBRE LA ESTRUCTURA

Algunas consideraciones estructurales relevantes en la formación del yacimiento son:
La permeabilidad natural de las secuencias sedimentarias, en particular las
areniscas limpias y bien seleccionadas de la Formación Chimú en contraposición con las
intercalaciones pelíticas impermeables. Con un comportamiento cinético análogo al de los
yacimientos hidrocarburíferos, los fluidos debieron seguir las litologías más permeables
para desplazarse y acumularse, aprovechando estructuras de entrampamiento dadas por
intercalaciones de secuencias pelíticas mas bien impermeables las que, por sus
características geoquímicas - a diferencia de las areniscas - favorecieron las reacciones
químicas que depositaron metales de interés económico.
Cabe indicar también que el depósito habría estado bajo un régimen de
permeabilidad estructural dinámica, denominación dada por Sibson (2001), debido a la
intensa actividad tectónica por lo menos durante los estadios principales de aporte mineral.
Los diferentes esfuerzos orogénicos correspondientes en edad a los intervalos distensivos
de la fase Quechua I habrían generado un fracturamiento generalizado en toda la masa
rocosa, produciendo así otro tipo de permeabilidad, que se le podría denominar de origen
tectónico, reactivando discontinuidades selladas por fluidos previos y conservando de este
modo la permeabilidad necesaria para el continuo aporte de mineral. Este proceso de
mineralización de las discontinuidades estructurales, sellamiento de la permeabilidad por
los aportes mineralizantes, reactivación sismogénica de las estructuras y consiguiente
renovación de la permeabilidad, debió ser cíclico durante un número indeterminado de
veces, brindando al yacimiento el tiempo y espacio necesarios para que pudiera
desarrollarse la depositación mineral en las dimensiones ya conocidas.
El tiempo en que se traslaparon estos eventos tanto geotectónicos como
fisicoquímicos de deposición de metales, a raíz de escasos estudios de edades
radiométricas se ha podido determinar que no fueron sino unos pocos cientos de miles de
años de intensa actividad hidrotermal efusiva, que coincidió mas bien con una fase de
deformación estructural mucho más extendida cronológicamente, según Montgomery
(2004) alrededor de los 17+ 0.4MA.

26

La secuenciación de eventos, evidenciada por las brechas con matriz mineralizada
conteniendo fragmentos anteriormente enriquecidos, e incluso, fragmentos de brechas
tempranas de alta ley incluidas dentro de brechas posteriores, en diferentes partes del
depósito, implica que muchas de estas estructuras se habrían encontrado activas durante el
periodo de mineralización, o al menos se reactivaban durante el tiempo en que los fluidos
ascendían, permitiendo un enriquecimiento continuo a través de estructuras que no perdían
su permeabilidad con el tiempo ni con el paso de fluidos impermeabilizantes.

III.3.2. GEOMETRÍA DEL YACIMIENTO

El yacimiento tiene un control geométrico estructural elongado en dirección andina
(paralelo a la dirección principal de los plegamientos), con un nivel de depositación
económica a partir de los 3900msnm hasta las cotas más elevadas del yacimiento
(alrededor de 4230msnm). Este control es debido a estructuras que se distribuyen paralelas
a la dirección andina en la zona. Las intrusiones volcánicas tienen también esa tendencia.
Es de entender también que la estratificación juega un papel muy importante en el control
de la geometría de la depositación mineral, pues esta aprovecha los horizontes más
favorables, por donde discurrieron los fluidos hidrotermales ricos en iones metálicos, como
es el caso de la sílice parda, cuya dirección preferencial en las secuencias sedimentarias es
a lo largo de las limolitas. Desde el punto de vista geométrico local el mineral está
diseminado en los volcánicos silicificados, en la matriz de brechas con óxidos (y sulfuros),
y a lo largo de estructuras mineralizadas, por lo común las de carácter transcurrente. Estas
estructuras transcurrentes, se encuentran en su mayoría rellenas de mineralización de
sulfuros y óxidos de hierro, con menor cuarzo en drusas, alunita potásica y sílice residual,
comúnmente formando microbrechas que aun si no hospedaran directamente
mineralización aurífera, por lo general han sido los canales por donde se distribuyeron los
fluidos enriquecidos hacia las zonas más permeables y mejores receptoras de la
mineralización.

27

Foto III.3.01. Escala 1/10000. Vista del yacimiento tomada de sur a norte, mostrando el anticlinal roto en
su charnela, con sus flancos compuestos de las areniscas de la Fm. Chimú, buzando en general ambos hacia
el SW. Al centro en relieve negativo la Fm. Chicama, eventualmente cortada por intrusiones andesíticas que
atraviesan una fisura probablemente debido a una falla distrital.

Piroclásticos
Mineralizados

Brechas Hidrotermales y
Areniscas Craqueladas

Areniscas Estériles

Foto III.3.02. Escala 1/3000. Tomada desde el norte del yacimiento, con vista hacia el sur. Se aprecian los
volcánicos mineralizados sobreyacientes en contacto discordante (discontinua azul) con las secuencias
sedimentarias cretácicas pertenecientes al flanco este del anticlinal mostrado en la foto III.3.01. Nótense los
estratos cuarcíticos buzando subverticalmente hacia el oeste.

28

Foto III.3.03. Tomada con vista al ESE, se aprecia el sinclinal correspondiente a la zona de Josefa Norte, un
sinclinal parásito ubicado en el flanco este del anticlinal de la foto III.3.01, no se aprecia bien el
correspondiente anticlinal por el sobreescurrimiento existente entre estas dos estructuras. La estructura
generó la permeabilidad adecuada para la mineralización del depósito.

Limolita Manto de
Carbón

Lutita
Carbonosa

Foto III.3.04. Foto tomada hacia el noroeste, descriptiva de la Formación Chimú, compuesta de areniscas,
con intercalaciones de limolitas y mantos de carbón en el flanco oeste del anticlinal de la foto III.3.01, con
eventuales estructuras de discontinuidad, lentes de carbón, entre otros.

29

1m

Foto III.3.05. Vista tomada con dirección WSW, mostrando las discontinuidades principales (J1)
apreciables con dirección ENE – WSW, las que cortan secuencias sedimentarias perpendicularmente al eje de
los plegamientos. Estas estructuras transcurrentes deben haber sido en buena medida las responsables del
aporte de fluidos mineralizantes al depósito.

J3
J1

J2

Foto III.3.06. Foto tomada verticalmente con dirección al suelo, se la infiere ubicada a la altura de la
charnela de un anticlinal bastante sutil, correspondiendo la parte superior de la foto al norte magnético. La
litología está compuesta de limolitas silicificadas con sílice parda y presencia de mineralización aurífera. Las
estructuras J1 con orientación ESE –WNW, J2 con orientación ENE – WSW y las menos conspicuas J3 con
orientación aproximada SSE – NNW. El fuerte fracturamiento mostrado indica que hubo un régimen
sismogénico activo durante el tiempo de mineralización.

30

IV. ESTUDIOS PETROGRÁFICOS Y MINERAGRÁFICOS.

En la ejecución del presente capítulo se trató de focalizar el estudio de la litología y
mineralogía asociadas directamente a las zonas de enriquecimiento aurífero, soslayando
peculiaridades de menor relevancia en el propósito del tema central, con tomas de
afloramientos y de muestras de mano preseleccionadas para hacer la descripción lo mas
objetiva posible, asimismo la mayoría de las muestras están asociadas a mineralización.

El capítulo tiene por objeto ayudar a entender el comportamiento estructural, así
como los eventos freáticos, magmáticos e hidrotermales que se suscitaron por lo menos
durante los procesos de mineralización principal del yacimiento. Las muestras se han
agrupado según su localización en el depósito como se indica a continuación.

IV.1 ROCAS SEDIMENTARIAS

Foto IV.1.01. Arenisca Cuarzosa, de la Formación Chimú, fracturada y mineralizada con óxidos. La toma
corresponde a una pared de afloramiento en la zona de Josefa, con vista al NW. En sección delgada se
muestran muy limpias, equigranulares (MF03a) y con mineralización solo en microfacturas (MF04a). En la
foto se puede apreciar además la carga de mineralización en limonitas de los espacios abiertos versus las
fracturas frescas de la roca, que prácticamente no muestran indicios de mineralización.

31

Foto IV.1.02.
Limolita silicificada
de la Formación
Chimú, mineralizada
con óxidos y sílice
parda. El intenso
fracturamiento es
también notorio. La
foto fue tomada con
dirección al suelo,
con el norte
correspondiendo a la
parte superior de la
lámina. La
reactivación
sismogénica de las
estructuras debió
permitir el aporte
intermitente de los
pulsos de
mineralización
hidrotermal.

Foto IV.1.03.
Arenisca Cuarzosa
de la Formación Chimú.
Ligeramente fracturada
con relleno de óxidos
silicificados en los
espacios abiertos. La
arenisca es al igual que
en los casos anteriores
muy limpia, y la
mineralización es escasa
por las pocas fracturas
que lo permitieron.

32

IV.2. MUESTRAS DEL DIATREMA.

Foto IV.2.01.
Brecha Freática.
La brecha es monolítica de
fragmentos de arenisca
cuarzosa, muy limpios y
angulosos con soporte
clástico del tipo crackle. La
matriz es de cuarzo granular
compuesto de granos de
arena por abrasión de los
fragmentos, con posterior
silicificación hidrotermal. La
muestra está ubicada en uno
de los bordes del diatrema en
la zona de Dafne. El
afloramiento arroja
interesantes valores de Au,
alojados por la
mineralización en la matriz.

Foto IV.2.02.
Brecha Polilítica
Matriz Tobácea.
La toma es de un
afloramiento en el
diatrema de Dafne y
muestra una brecha
polilítica con
fragmentos angulosos
de soporte clástico.
Nótese la
irregularidad del
tamaño de los
fragmentos. La matriz
es tobácea
silicificada. Entre los
fragmentos se aprecia
algunos de sílice
residual, lo que indica
eventos de
mineralización previa.

33

Foto IV.2.03.
Brecha Polilítica de Matriz Tobácea.
La foto corresponde a una muestra de
afloramiento en el diatrema de Dafne. Se
observa la brecha polilítica de
fragmentos angulosos con matriz
volcánica lixiviada, con abundante sílice
residual, intensamente rellena de óxidos.
Nótese la transición del soporte clástico
monolítico desde la pared del diatrema
hacia el centro de este, haciéndose mas
polilítico, heterométrico y de soporte
matricial. La fuerte lixiviación ácida
generó un aumento en la permeabilidad
optimizando condiciones fisicoquímicas
para la depositación de una intensa
mineralización aurífera.

Foto IV.2.04.
Toba Brechosa Andesítica con
Fragmentos Juveniles.
La foto muestra un afloramiento ubicado
al borde del diatrema de la zona Dafne,
de una toba brechosa con soporte
matricial y fragmentos juveniles
andesíticos alterados a dickita, con
estructuras de aplastamiento. La matriz
es casi completamente de polvo de roca
de las limolitas carbonosas del Chicama
interceptadas al paso del brechamiento.
La razón fragmentos/matriz es por
debajo de la unidad, manifiesto por un
mayor componente de polvo de roca que
de juveniles volcánicos. Los juveniles
emergieron producto de la explosión a
manera de burbujas, que se enfriaron en
el mismo diatrema.

34

IV.3 SECUENCIAS PIROCLASTICAS.

Foto IV.3.01.
Tobas Dacíticas.
La foto fue tomada
en Alexa con vista
hacia el suroeste, y
muestra secuencias
piroclásticas
dacíticas
estratificadas con
cierta selección
grano decreciente,
algunos horizontes
con abundantes
fragmentos líticos,
juveniles y de lapilli
acrecionario y otras
secuencias más bien
finas, cineríticas y
hasta presencia de
fósiles de hojas. Las
tobas son afaníticas,
presentando en
algunas áreas finos
ojos de cuarzo y vidrio volcánico rotos. El bandeamiento es también notorio en esta secuencia, aunque no
siempre es el caso.

Foto IV.3.02.
Tobas Dacíticas.
Toma en la zona
Alexa orientada
hacia el oeste.
Niveles cineríticos
(inferior) y
lapillíticos
(superior) en
disposición
subhorizontal de
acuerdo con la
secuencia de
depositación de los
piroclásticos. La
textura de los
cristales de estas
dacitas afanítica,
con fragmentos
equigranulares en
sus horizontes, con
alteración argílica
intermedia a
avanzada y comúnmente con presencia de mineralización aurífera. La extensión y volumen de estas dacitas
es realmente escasa en comparación con las otras extrusiones a los alrededores.

35

Foto IV.3.03.
Tobas Dacíticas
de lapilli
acrecionario, de
soporte matricial
con fragmentos
juveniles lixiviados.
El afloramiento se
ubica en la zona
Alexa. La textura de
los cristales es
microfanerítica. La
alteración
predominante es
argílica avanzada
con intensa
lixiviación ácida,
por lo que muchos
de los juveniles no
se conservaron y
sus espacios
dejados fueron
rellenados con
sulfuros posteriormente también lixiviados liberando el oro submicroscópico y conformando ahora limonitas.

Foto IV.3.04.
Tobas Dacíticas
del área Alexa, con
soporte matricial y
textura de cristales
microfanerítica.
Tanto matriz como
fragmentos son
volcánicos
dacíticos con muy
pocos fragmentos
líticos accidentales,
principalmente de
areniscas. La
alteración es
predominantemente
argílica avanzada,
quedando sílice
residual porosa. La
roca presenta
mineralización de
óxidos de fierro,
limonitas con
núcleos de sulfuros que se conservaron aislados de la oxidación. Los espacios porales y de juveniles
lixiviados alojan mineralización de cuarzo drussy y baritina, intercrecidos a veces con piritas octaédricas.
Esta litología es en general buena hospedante de mineralización aurífera.

36

Foto IV.3.05. Intrusiones, Tobas y Flujos Andesíticos. Vista tomada desde el yacimiento con dirección
al sur este. Se aprecia la extensión de secuencias piroclásticas andesíticas y de flujo, hacia la parte central
derecha de la foto se pueden apreciar niveles de terrazas de flujos y secuencias piroclásticas, que
comúnmente presentan bandeamiento e incluso laminaciones en las secuencias mas finas. Las andesitas se
encuentran comúnmente frescas excepto por procesos de intemperismo, en cuyo caso la alteración argílica es
notoria por las arcillas que se presentan.

37

IV.4. DESCRIPCIONES PETROMINERALÓGICAS A PARTIR DEL ESTUDIO DE
MUESTRAS DE MANO – (TESTIGOS DE PERFORACIÓN)

Foto IV.4.01. Brecha Polilítica de Matriz Tobácea. La muestra corresponde al sondaje DDH 018 a los
80.8m, constituida por clastos de cuarcitas (Q) y limolitas (L) silicificadas con sílice parda pertenecientes a
la formación Chimú, así como fragmentos de sílice porosa, lo que indica que esta alteración ocurre antes que
se diera este evento explosivo. La matriz dacítica presenta una pervasiva alteración argílica avanzada, con
fuerte lixiviación de los feldespatos; los poros de la matriz están rellenados por limonitas –particularmente
goethita- conteniendo oro libre, producto de la lixiviación de los sulfuros previamente alojados en estos
espacios abiertos.

Foto IV.4.02. Toba Dacítica. La muestra corresponde al DDH 28 a los 8,30m y representa una secuencia
de lapillitas dacíticas de clastos juveniles lixiviados (espacios abiertos). La deposición de estas secuencias
piroclásticas tiene cierta tendencia bandeada y de grano decreciente, culminando en cineritas. Al lado
derecho se deja apreciar una vetilla de sílice de aproximadamente 3cm de ancho.

38

Foto IV.4.03. Brecha Polilítica Matriz Tobácea. La muestra pertenece al sondaje DDH 031 a los 90.60 –
90.85m y pertenece a un ducto de brecha polilítica, de fragmentos angulosos y heterométricos, con soporte
clástico. La brecha incluye fragmentos alterados y mineralizados en eventos previos (círculo). La matriz es
volcánica dacítica y abundante cuarzo granular, lo que indica sobreimposición de eventos, el primero freático
y luego freatomagmático. Posteriores eventos de fluidización hidrotermal con deposición de sílice dejan ver
cierta textura de lineamiento en la matriz, lo cual es especialmente apreciable con una lente de aumento.

Foto IV.4.04. Brecha Freática. La foto muestra una brecha monolítica con matriz de sulfuros hospedada
en la zona profunda acercándose a un margen del diatrema de Dafne. La brecha tiene soporte matricial, con
fragmentos redondeados compuestos de areniscas cuarzosas de la Formación Chimú. La matriz está
compuesta de cuarzo granular, con sulfuros sobreimpuestos. Los fragmentos se encuentran además con
presencia de hematitas y dado que no tiene continuidad en la matriz, se infiere que estos óxidos pertenecen a
eventos de actividad hidrotermal previos al brechamiento. En la parte inferior derecha de la foto se aprecia
una porción de brecha freatomagmática (de matriz volcánica) cortando a la brecha freática, por lo que se
infiere que la actividad freática precedió a los demás eventos de brechamiento y extrusión. Los sulfuros son
en su mayoría pirita, pero también se puede encontrar algo enargita y mucha menor calcopirita. El
redondeamiento de los fragmentos se debió a las múltiples explosiones de vapor de relativamente baja
energía que sufrieron estos dentro del ducto freático. Posteriormente fue la actividad hidrotermal la
responsable del relleno de sulfuros en la matriz, aunque sin mineralización económica interesante.

39

Foto IV.4.05. Brecha Monolítica Matriz Tobácea. La muestra pertenece al sondaje DDH 018 a los
107.25m, siendo una brecha monolítica tipo crackle de matriz tobácea, con fragmentos angulosos y
heterométricos de areniscas cuarzosas y limpias de la formación cretácica Chimú. La matriz es tobácea de
sílice residual con sobreimposición de sílice parda, con buenas anomalías de oro.

Foto IV.4.06. Brecha Freática. Correspondiente al DDH 234 a los 43.30m. Se trata de una brecha
polilítica con matriz de cuarzo granular, con cemento de sílice y óxidos de hierro. Los fragmentos son
heterométricos y en algunos casos con bordes redondeados, de soporte matricial. El cuarzo granular de la
matriz es principalmente de naturaleza sedimentaria por lo que se define como una brecha de origen freático,
aunque no se descarta que pudiera haber algo de cuarzo residual granular depositado de algún modo por los
eventos hidrotermales.

40

Foto IV.4.07. Brecha Monolítica Matriz Tobácea. La muestra pertenece al sondaje DDH 28 a los 12.8m
y corresponde a una brecha monolítica matriz tobácea con soporte clástico y arreglo rompecabezas, siendo la
matriz compuesta de limonitas y sílice hidrotermal; El protolito conformante de los clastos es la arenisca
cuarzosa de la formación Chimú. Nótese el hábito botroidal de las goethitas. Cuando se la encuentra sobre la
superficie cretácica se le suele denominar también Brecha de Paleosuperficie.

Foto IV.4.08. Brecha Freática. La muestra pertenece a las brechas freáticas mineralizadas en las
secuencias cretácicas del Chimú. Corresponde a una brecha tipo crackle con matriz rellena de óxidos y sílice
hidrotermal. La brecha presenta bastantes oquedades intraclásticas, en los cuales se encuentra desarrollo de
cristales de cuarzo drussy, eventuales baritinas y sulfuros si no fueron ya lixiviados. Las secciones pulidas
revelan relictos de sulfuros entre la limonita, lo que evidencia que estos sufrieron ataque ácido, oxidándose.
Posteriormente el cuarzo drussy se sobreimpuso en todos los espacios abiertos enriqueciendo el sistema.

41

Foto IV.4.09. Brecha Freática. Correspondiente al DDH 063 a los 83.15m y representa a una brecha
monolítica con soporte clástico y cierto arreglo rompecabezas. Los fragmentos son angulosos de areniscas
cuarzosas de la Formación Chimú. La matriz está compuesta de cuarzo granular con cemento de óxidos de
hierro y sílice hidrotermal. Los fragmentos presentan vetillas de cuarzo hidrotermal ocasionalmente aislando
núcleos de azufre nativo con covelita en sus halos y, dado que estas vetillas no tienen continuidad en la
matriz se les infiere como parte de procesos hidrotermales previos a la actividad freática.

Foto IV.4.10. Arenisca Cuarzosa. El espécimen corresponde a una secuencia de arenisca cuarzosa de la
Formación Chimú, con ligero craquelamiento y relleno de óxidos en los espacios abiertos. Entre las fracturas
también se encuentra cuarzo granular sedimentario, por lo que no se descarta la actividad freática. Nótese el
alineamiento que todavía conservan los fragmentos, evidencia del esfuerzo principal de deformación que
originara el insipiente brechamiento y que probablemente haya permanecido activo durante el proceso de
mineralización.

42

Foto IV.4.11. Intrusiones, Tobas y Flujos QFP. La muestra fue tomada en un afloramiento de la zona de
Josefa y corresponde a una secuencia de tobas riodacíticas con abundantes ojos de cuarzo bien desarrollados
de hasta 6mm de diámetro, la matriz es microfanerítica, con presencia de plagioclasas y menor feldespato
potásico. La muestra se encuentra con insipiente de alteración argílica avanzada, y de acuerdo a los análisis
es huésped de mineralización aurífera.

5mm

Foto IV.4.12. Flujos y Domos Andesíticos Porfiríticos Chulcahuanga. La muestra corresponde a un
corte de testigo de perforación, interceptando el cuerpo intrusivo de Chulcahuanga en la zona de Dafne,
nótese la textura porfirítica, con cristales de plagioclasas bastante bien desarrollados, con menor hornblenda y
biotita, la matriz es microcristalina con predominancia de ferromagnesianos; existe además una distribución
bimodal de los cristales, llegando a presentarse las plagioclasas como aglomeraciones en algunos casos.

43

IV.5. DESCRIPCIONES PETROMINERALÓGICAS A PARTIR DEL ESTUDIO
DE SECCIONES DELGADAS Y PULIDAS.

Lámina MF01 a & b. Brecha Monolítica Matriz Óxidos.
La brecha es una compuesta por fragmentos de limolitas, siendo los más gruesos de 1cm de
diámetro en promedio, con un tenue arreglo de rompecabezas, La matriz es cataclástica de
grano muy fino (<0.01mm) como resultado de la abrasión del protolito limolítico, el que
está compuesto de granos redondeados de cuarzo muy finos en un 95% cementados por
sílice. El cemento de la matriz está compuesto de limonitas amorfas y goethita (10%),
formando una textura fina.
Existen muy escasamente relictos de calcopirita y pirita, principalmente como cavidades
fantasmas de los cristales que una vez existieron, pero que se consumieron producto del
ataque ácido. Es evidente que previo a los hidróxidos de hierro existieron estos sulfuros,
depositados en la matriz y en stockworks como resultado de la actividad hidrotermal, la
que aprovechó en particular estas zonas de debilidad para emplazarse. Posteriormente, la
lixiviación supérgena destruyó los sulfuros pasando a formar las mencionadas limonitas,
ayudando también a liberar el oro que pudiera haber estado encapsulado en los intersticios
estructurales de los sulfuros.

Lámina MF02. Brecha Arreglo Rompecabezas Matriz Óxidos
El protolito silicoclástico de esta brecha es una limolita cuarzosa fina y unimodal, siendo la
única roca componente de los fragmentos, por lo que se le denomina adicionalmente
“monolítica”. La matriz está compuesta principalmente de limonitas, con algo de hematita
y granos de cuarzo sedimentario fino, liberado del protolito por abrasión, producto de los
procesos cataclásticos que sufrió este, tal como se puede evidenciar por los micropliegues
y otras estructuras apreciadas en la microfotografía MF02a.
En sección pulida se pueden apreciar vetillas de limonitas de 1.8mm de ancho en promedio
y muy escasos relictos de calcopirita de 20µ. Excepcionalmente se encontró también un
grano de oro nativo de 30µ dentro de una vetilla de limonita (Microfoto 2b).

44

Lámina MF03. Arenisca Cuarzosa (Fm. Chimú).
La sección delgada en la microfotografía MF03a permite apreciar los granos de cuarzo
bastante bien unidos entre sí, los que componen un 98 % de la roca, por lo que se la define
mas bien como una arenisca cuarzosa, de tamaño de grano medio, subredondeado, bastante
uniforme (unimodal) y con rasgos isotrópicos de deposición. En los espacios
intergranulares se encuentra ocasionalmente cristales de alunita y algo de jarosita. Las
limonitas se encuentran también en venillas aunque en proporciones escasas.

Lámina MF04. Brecha Crackle de Arenisca Cuarzosa con Matriz de Goethita.
La muestra representa una de las formas de mineralización más comunes en las areniscas
cuarzosas de la formación Chimú, el brechamiento hidrotermal y posterior relleno de
sulfuros en la matriz, los que pronto se oxidaron y pasaron a ser limonitas como
cementante intraclástico.
La microfotografía MF04a muestra los clastos de arenisca cuarzosa cementados casi
enteramente por limonitas, ocasionalmente botroidales. La microfotografía 4b permite
apreciar un grano de eléctrum alojado en la matriz, de 50µ de largo.

Lámina MF05. Brecha Arreglo Jig Saw Matriz Óxidos.
La brecha es de origen hidrotermal, monolítica con arreglo Jig Saw (dientes de serrucho),
siendo el protolito componente de los clastos la típica arenisca cuarzosa de la formación
Chimú. La matriz está compuesta de granos muy finos de cuarzo sedimentario, anguloso,
producto de la abrasión del protolito, con cemento de limonita.
En la sección pulida se puede apreciar la limonita botroidal como cemento de la matriz y
cubriendo fracturas. Se encontraron también muy escasos granos de pirita y calcopirita,
siendo estos muy pequeños, relictos de los procesos de lixiviación que sufriera la brecha.
En la microfotografía MF05b se logró hallar un grano de oro nativo de 10µ alojado entre
las limonitas.

45

IV.5.1. MICROFOTOGRAFÍAS.

a 1mm

b 200µ

Lámina MF01 a & b. Brecha Monolítica Matriz Óxidos.
Nótese la angularidad de los clastos y la matriz limonítica. a) Nícoles paralelos.
b) Nícoles cruzados. Aumento 5 x 10.

46

a 200µ

b 100µ

Lámina MF02. a) Brecha Monolítica arreglo rompecabezas con fragmentos de limolita y
matriz Óxidos en sección pulida. b) Grano de oro nativo libre (aislado en la parte central).
a & b) Nícoles paralelos. a) Aumento 5 x 10. b) Aumento 10 x 10.

47

200µ
a

b 200µ

Lámina MF03. a) Arenisca Cuarzosa, con trazas de alunita.
b) Limonitas, con relictos de Pirita, covelita y calcosita, como minerales secundarios de
calcopirita. a & b) Nícoles cruzados. Aumento 5 x 10.

48

200µ
a.

.
30µ
b

Lámina MF04. a) Brecha crackle de Arenisca Cuarzosa con matriz cementante de
goethita. Nícoles cruzados, Aumento 10 x 10
b). Sección Pulida, Grano elongado de eléctrum en la parte central de la foto (50µ).
Limonita amorfa como matriz cementante intraclástica. Nícoles paralelos, aumento 20 x 10.

49

a 20µ

50µ

Lámina MF05. a) Calcopirita relíctica rodeada de limonita amorfa. b) Grano de oro nativo
(10µ) en limonita. a & b) Nícoles paralelos en sección pulida. Aumento 20 x10.

50

V. ALTERACIONES HIDROTERMALES

La zonación de la alteración hidrotermal del depósito Alto Chicama está definida
en función de un intensivo muestreo de espectros de minerales utilizando espectrómetros
de campo con tecnología de análisis espectral de las ondas electromagnéticas reflejadas y
absorbidas en las longitudes SWIR (Short Wave Infrared) y VNIR (Visible Near Infrared),
siendo los espectros compilados en archivos de datos espectrográficos e interpretados
adecuadamente. El modelo es uno típico de un yacimiento epitermal de alta sulfuración,
similar al presentado por Corbett (2004), con centros de alteración argílica avanzada y
núcleo de sílice residual que va siendo rodeada de alunita, principalmente potásica. A
medida que los fluidos aumentan su pH y disminuyen la temperatura, estos van
depositando consecutivamente alunita, dickita, pirofilita, más a la periferia caolín, illitas y,
en las zonas mas distales esmectitas y cloritas como alteración propilítica insipiente
(mucho menor epídota y calcita).

La alteración hidrotermal está también restringida al tipo de roca hospedante, como
se puede apreciar en las muestras de afloramientos, las rocas volcánicas son por ejemplo,
las más fácilmente alterables, de hecho, la sílice residual es la más importante en esta
litología, la que se da por lixiviación de los feldespatos, en sus fragmentos y/o en la matriz
(Foto IV.4.02). En general se pueden encontrar prácticamente todos los minerales
representativos de alteración del yacimiento en estos tipos de roca, a diferencia de las rocas
sedimentarias, las que mas bien, como en el caso de las areniscas limpias de la formación
Chimú, que son bien seleccionadas y cuarzosas, no permiten apreciar una distribución
homogénea de los minerales de alteración, sino en las vetillas y fracturas, donde se
depositan como minerales alotígenos, dejados allí por el avance de fluidos que van
empobreciéndose en su camino. Los horizontes silicoclásticos de limolitas y lutitas
permiten mas bien por sus características fisicoquímicas un mejor desarrollo de minerales
de alteración en su seno, de hecho, estas secuencias pelíticas son comúnmente
hospedadoras de alteración argílica, con presencia de caolín, illita, dickita y pirofilita,
llegando también a ser enriquecidas con mineralización aurífera y silicificadas. La
alteración en brechas es algo mas complejo, pues depende del tipo de estas, sea que se
encuentren como brechas de diatrema, freáticas, freatomagmáticas, hidrotermales o diques
brechosos cortando rocas sedimentarias, pero en general matriz y fragmentos tienen una
respuesta a los fluidos hidrotermales muy similar a lo anteriormente descrito.

51

V.1. RELACIÓN DEL ORO CON LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL.
De acuerdo con las múltiples comparaciones efectuadas tanto en el campo como en
gabinete de los resultados ICP de laboratorio y del análisis espectral, se ha podido
determinar que el oro se depositó mayoritariamente en las zonas de alteración de sílice
residual (vuggy silica) y de reemplazo de sílice en limolitas, habiendo muy poco al
acercarse a la zona de alunita, y prácticamente cero en las zonas de periferia de alteración
(dickita – caolín), desde luego también se puede encontrar superposición de minerales de
alteración, por lo que no es de sorprenderse que encontremos pirofilita o caolín
sobreimponiéndose a la silicificación y consecuentemente coexistiendo espacialmente con
el oro, la sílice parda es por ejemplo común encontrarla con pirofilita y por lo general,
suele contener oro. Del análisis se puede ver que son muy pocos los minerales de
alteración restringidos a este depósito de oro de alta sulfuración y a no más de tres los que
están directamente ligados (por lo menos espacialmente) a este precioso metal.

V.2. MÉTODO DE DETERMINACIÓN DE LA MINERALOGÍA DE
ALTERACIÓN POR ESPECTROMETRÍA DE REFLECTANCIA.

El principio de espectrometría de reflectancia está basado en la medición del
porcentaje de radiación que es capaz de reflejar/absorber un mineral al incidir en él una
onda electromagnética, dependiendo de la longitud de esta.
Para efectos de investigación del presente estudio se utilizó el espectrómetro ASD-
FieldSpec Pro, de fabricación americana, el cual cuenta con una lámpara que emite
radiación de diferentes longitudes de onda sobre el mineral en estudio, el aparato recibe
información cuantitativa de onda electromagnética reflejada correspondiente a cada
longitud de onda, generando en computador un diagrama espectral de reflectancia vs.
longitud de onda. La mayoría de los minerales de alteración tienen un espectro
característico, el cual está en función de las características físicas de estos, tales como su
estructura molecular, tipos de enlace intermolecular, grado de absorción, etc., los cuales
son interpretados visualmente por los geólogos con un adecuado entrenamiento previo.
La espectrografía SWIR detecta minerales tales como filosilicatos, arcillas, carbonatos y
sulfatos selectos, es también sensible a las variaciones de composición en minerales
individuales (e.g.: K+ ó Na+ en las alunitas). En general es sensitivo a ciertas moléculas y
radicales como el OH, H2O, NH4, CO3, y los enlaces Al-OH, Mg-OH y Fe-OH, etc. y no
así a silicatos anhidros.

52

V.3. ESPECTROS DE ALGUNOS MINERALES CARACTERÍSTICOS DE
ALTERACIÓN DEL DEPÓSITO AURÍFERO DE ALTA SULFURACIÓN DE
ALTO CHICAMA.

Figura 07. Espectro de Alunita potásica en el sondaje 085 a los 161m, este mineral de alteración se
encuentra cristalizado con arreglo en puntas de flecha en las fracturas y craquelamiento de las areniscas
estériles de la Formación Chimú, asociado a un entorno de fluidos ácidos (pH ≈ 2.5) .

Figura 08. Espectro de Dickita, ubicada a los 291m del sondaje 110 en el sur del yacimiento, el marco
geológico corresponde a secuencias de areniscas cuarzosas de la Formación Chimú, fracturadas y ligeramente
brechadas con actividad hidrotermal incipiente en un entorno medianamente ácido (pH ≈ 3.5), sin interés
económico.

53

Figura 09. El espectro muestra una sobreimposición de minerales de alunita y dickita en el DDH 043 en
superficie, sobre tobas andesíticas no mineralizadas, en un entorno relativamente ácido (pH ≈ 3). No reporta
valores económicos interesantes.

Figura 10. El espectro muestra entre los 1000 y 1250nm la presencia de limonitas coexistiendo con alunita
potásica y diáspora, en el sondaje 012 a los 40m. La alunita potásica es característica en el valor 1480nm.

54

Figura 11. Espectro de pirofilita en el sondaje 087 a los 75m, típico por los picos en los valores 1392 y
2167nm. El marco geológico en el que se presenta este mineral es en limolitas arcillosas de la Formación
Chimú, carente de mineralización.

Figura 12. Espectro de Pirofilita sobreimpuesta con caolín, en el sondaje 087 a los 357m. La teoría indica
que se forman en temperaturas diferentes, por lo que se les supone no ser coetáneos. Estas arcillas se
presentan en delgadas intercalaciones de lutitas de la Formación Chimú.

55

Fig. 13. Espectro de Illita en el sondaje 088 a los 2m. La illita es típica por sus picos en 1411 y 2203nm.
Esta alteración se encuentra en andesitas estériles del Cenozoico Mioceno.

Fig. 14. Espectro de Illita esmectita, en el sondaje 069 a los 2m. Similar al espectro anterior, pero la
esmectita se caracteriza por un pico inferior muy pronunciado en 1920nm. También se presenta en las
andesitas autoclásticas del Mioceno

56

Fig. 15. El espectro muestra cuarzo y dickita con presencia de limonitas en el sondaje 042 a los 64m, en
secuencias de areniscas con intercalaciones de limolitas, la dickita es un indicador de la lejanía de la
mineralización por lo que el intervalo se encuentra estéril.

Fig. 16. El sondaje 043 tiene fuerte pr2esencia de cuarzo residual con hidróxidos de hierro, la mineralización
es importante por la presencia de oro. La litología asociada es de tobas brechosas, polilíticas asociadas al
cuello de un diatrema cercano, en la zona conocida como Dafne.

57

VI. METALOGÉNESIS DEL YACIMIENTO

Existen diversos factores que controlan el enriquecimiento mineralógico del
depósito, tales como la estructura, litología hospedante, mineralogía, alteraciones
hidrotermales entre otros, los cuales ya se revisaron de manera descriptiva en los capítulos
anteriores. En seguida se esbozarán interpretativamente las características genéticas y la
secuencia de eventos. Se analizará objetivamente la secuencia evolutiva del yacimiento y a
partir de ello la secuencia paragenética propuesta, todo lo cual es siempre susceptible de
discusión.

VI.1. SECUENCIA EVOLUTIVA DEL YACIMIENTO

La secuencia evolutiva del yacimiento epitermal de oro de alta sulfuración de Alto
Chicama está asociada a diversas fases de actividad volcánica e hidrotermal, las que
aparentemente se dieron en un periodo de tiempo muy corto alrededor de 17 + 0.4 MA
(Montgomery, 2004), por lo que es difícil realmente separar uno de otro, pareciendo a
veces que se interpusieran. De hecho, algunas fases deben repetirse y seguramente más de
lo que aquí se hace referencia, el caso del azufre es por ejemplo de consideración, pues este
al parecer se estuvo depositando durante casi todos los estadios de mineralización, por lo
que se debe considerar detenidamente la abundancia de este elemento en el sistema
hidrotermal, el que podría estar involucrado en el transporte del oro como ión complejante
en un ambiente fluido poco salino y altamente ácido (Heinrich et al, 2004). La sílice parda
también continuó depositándose durante varias etapas del yacimiento, sin perder su
mineralización aurífera. Ciertamente todos estos procesos repetitivos de mineralización
metalífera enriquecieron continuamente el yacimiento. Sin embargo, en función de una
intensiva campaña de registro geológico (logging) de sondajes diamantinos, así como la
revisión de secciones delgadas y pulidas, se pudo determinar la siguiente secuencia
evolutiva.

58

VI.1.1. FASE I.
Actividad Freática. Caracterizada por el calentamiento, presurización, explosión y efusión
por zonas de debilidad de las aguas meteóricas en forma de vapor, al acercarse estas a las
cámaras magmáticas, fragmentando las rocas a su paso y disgregándolas en sus granos
formadores, comúnmente generando brechas monolíticas de poca energía. Dado que los
pulsos freáticos se suscitaron un número indeterminado de veces, en muchos casos se
generó un redondeamiento efectivo de los fragmentos, como en se muestra en la foto
IV.4.06. La actividad freática se extendió principalmente en el diatrema de Dafne como
precursora de las demás extrusiones, pero también se le halla a lo largo de fracturas y
ductos freáticos en casi todo el yacimiento. Esta fase evolutiva del yacimiento preparó a las
rocas preexistentes a obtener una mayor permeabilidad, la que fue factible para la
depositación y enriquecimiento aurífero.

VI.1.2. FASE II.
Actividad Freatomagmática. Esta fase es producto de la activación extrusiva de la cámara
magmática, generando el violento ascenso y expulsión de magmas con vapores de aguas
meteóricas presurizadas. La actividad freatomagmática entrecortó las brechas freáticas
previamente formadas como se muestra en la foto IV.4.04. En el diatrema se aprecia la
brecha freatomagmática hacia el centro, sobreimpuesta a la brecha freática, con remanentes
de esta última hacia los márgenes.
Brecha de Paleosuperficie. Seguido de la actividad freatomagmática salieron los flujos
volcánicos, arrastrando a su paso los fragmentos de la entonces superficie cretácica,
generando brechas de matriz tobácea, como en la foto IV.4.05.
Sílice Parda. Se presenta silicificando las secuencias pelíticas de la Formación Chimú
(Foto IV.1.02) así como relleno de brechas, conteniendo óxidos muy finos que le dan un
tinte pardusco, por lo que fue denominada “sílice parda”, nomenclatura de campo para su
caracterización. Leach (2002) fue el primero en determinar mediante secciones pulidas y
delgadas la presencia de rutilo muy finamente diseminado en esta. Los análisis ICP arrojan
resultados interesantes en cuanto al contenido del precioso metal, por lo que esta ha
llegado a ser considerada una importante hospedadora en el depósito. La sílice parda
también se encuentra diseminada en la matriz de la brecha de paleosuperficie, aunque en
menor proporción. Es común encontrar fragmentos de sílice parda dentro de las brechas del
diatrema, de las brechas piroclásticas y en general de la mayoría de brechas heterolíticas,
por lo que se le puede atribuir bastante antigüedad dentro del depósito.

59

VI.1.3. FASE III.
Depósitos Cineríticos Bandeados. La actividad continuó pero a modo de erupciones
piroclásticas finas, con frecuente laminación horizontal (Foto IV.3.01), en general de
composición dacítica, extendiéndose principalmente hacia la zona de Alexa (Foto III.3.02)
y Dafne y, en menor proporción hacia la zona de Josefa.
Lixiviación Ácida. Las secuencias piroclásticas anteriormente mencionadas fueron
inmediatamente afectadas por fluidos hidrotermales de muy bajo pH, lixiviando
intensamente la roca existente y depositando en su lugar sílice residual esquelética (Foto
IV.4.02), permitiendo todavía apreciar los fantasmas de feldespatos y otros cristales
lixiviados. Al término de la lixiviación los fluidos alcanzaron condiciones de pH mas
adecuados para la precipitación de oro, de igual manera se intensificó la permeabilidad de
la roca que lo habría de hospedar.
Brechas de Sílice Parda. Los fluidos hidrotermales ricos en sílice, rutilo y otros óxidos
muy finamente diseminados continuaron hospedándose en las secuencias cretácicas, ya no
solo en las limolitas, sino también como matriz de las brechas que formaban a su paso
(Foto IV.4.08). Se encontraron también brechas con matriz y fragmentos de sílice parda
(de eventos anteriores estos últimos), incluso cortando los volcánicos Cenozoicos. La
actividad hidrotermal ha sido por lo general explosiva y de suficiente energía para generar
comúnmente brechamiento en la roca encajonante a su paso.
Brechas de Si-Py2-En. Ocasionalmente se tienen casos de estos sulfuros cortando la sílice
parda, por lo que se les da este orden secuencial. Las brechas de Si-Py2-En se encuentran
con frecuencia emplazadas como brechas monomícticas en las areniscas del Chimú hacia
el centro y sur del deposito y por debajo de los 70m de la superficie actual. Se caracterizan
por ser del tipo crackle o rompecabezas, lo que indica la poca energía con que se formaron
estas. Los sulfuros desarrollados en los espacios abiertos son por lo general bien
cristalizados, piritas octaédricas y a veces cúbicas de hasta 6mm de diámetro, enargitas
bien desarrolladas en cristales columnares estriados verticalmente con longitudes de hasta
3cm. Es también usual encontrar entrecrecidos con la enargita cristales de estibinita e
incluso arsenopirita, pero en menor proporción. Estas brechas suelen también tener
frecuente coexistencia espacial con el oro en este yacimiento.

60

VI.1.4. FASE IV.
Brechas Freatomagmáticas. Nuevos eventos freatomagmáticos se produjeron, cortando
brechas de este tipo a aquellas de la primera fase freatomagmática. Estos eventos se
caracterizan por ser de mayor energía explosiva, movilizando gran cantidad de material de
la roca caja sedimentaria. Una de las más comunes que caracterizan a esta fase, es la
brecha de matriz carbonosa, cuyo nombre es debido a que la mayor parte del material
ascendente durante la explosión que lo generó fue el polvo de roca de las limolitas
carbonosas del Chicama, siendo el componente magmático a modo de burbujas de lava
comúnmente en menor volumen, que se solidificaron coetáneos con las explosiones como
fragmentos juveniles, adquiriendo estos, formas aplastadas dentro y fuera del diatrema,
donde tendrían facies mas bien piroclásticas.
Tobas de Lapilli. Continuando con las erupciones volcánicas violentas se depositaron
secuencias de lapillitas con horizontes vesiculares y de fragmentos juveniles. Las tobas son
dacíticas con fragmentos líticos accesorios y accidentales (incluso con fósiles de plantas),
guardando siempre cierta tendencia de bandeamiento.
Lixiviación Ácida. Como se hubiera ya mencionado anteriormente, los eventos se repiten
frecuentemente, tal es el caso de este, que se da por el nuevo ascenso de fluidos
hidrotermales ácidos, los que lixiviaron la roca (particularmente los volcánicos de Alexa).
Al parecer los fragmentos juveniles han sido bastante más susceptibles a este fenómeno de
lixiviación, pues en algunos casos no quedó de estos sino el espacio vacío donde alguna
vez se alojaron (Foto IV.3.03). Tras el aumento del pH de los fluidos ricos en Au(HS-)2 y
la disminución de T° y P se dio nuevamente paso a la precipitación del oro en un ambiente
altamente sulfurado.
Pirita Cristalizada (Py2). El ciclo se repite, ascendiendo fluidos salinos menos ácidos con
azufre remanente y Fe, entre otros metales, permitiendo la deposición de pirita diseminada
en las oquedades de los volcánicos en casi todo el yacimiento. En las secuencias
sedimentarias este evento se da como emplazamiento en fracturas, en forma de vetillas de
pirita masiva.

61

VI.1.5. FASE V.
Cuarzo Drussy. Es una de las últimas etapas de silicificación, en la que la sílice viene a
relativamente baja temperatura, depositando cuarzo en forma de cristales prismáticos
elongados con sección hexagonal, de hasta 4mm de largo, en espacios abiertos y
oquedades a modo de drusas (Foto IV.4.08). Es posible que estos fluidos también aporten
oro al yacimiento, desde luego en menores proporciones que otras menas o por lo menos
existe una coexistencia espacial. Dependiendo de la cantidad de cuarzo drussy se puede
encontrar hasta 2ppmAu en brechas de este tipo. Se observa que pudieron haber tal vez
muchos pulsos de este cuarzo hidrotermal, lo cual es apreciable particularmente en las
oquedades y espacios abiertos rellenados por estos cristales que se sobreimponen unos a
otros enriqueciendo pulso tras pulso el yacimiento.
Pirita Cristalizada, Enargita. Sobre el cuarzo drussy tenemos sobreimponiéndose
comúnmente la pirita cristalizada (Py2), con presencia de enargita hacia el centro y sur del
depósito, aunque en proporción bastante menor a los eventos de piritización anteriores, y
menos extendida. Este último evento se puede apreciar mejor en oquedades y espacios
abiertos donde las condiciones permitieron el desarrollo de estos cristales.
Baritina. Es al parecer, una de las últimas manifestaciones de la actividad hidrotermal del
depósito, la baritina se encuentra bien desarrollada con cristales tabulares, translúcidos, a
veces intercrecida con la pirita cristalizada y el cuarzo drussy, por lo que se sospecha estos
ser más bien coetáneos.

Oxidación Supérgena. Posteriormente expuesto el depósito a los agentes supérgenos,
estos inician el proceso de lixiviación y oxidación supérgena (Chávez, 2000). Liberándose
gran parte del oro encapsulado de algún modo en los sulfuros. El hidróxido de hierro más
común en Alto Chicama es la goethita, pudiendo también encontrarse hematitas
pulverulentas en condiciones tal vez menos oxigenadas. La jarosita es mucho menos
frecuente y se le encuentra muy ocasionalmente en fracturas con aspecto pulverulento. La
escorodita está comúnmente asociada a la enargita y, es de hecho un producto de su
oxidación, liberando arsénico que pasa a formar el óxido mencionado.

62

VI.2. SECUENCIA PARAGENÉTICA DE LA MINERALIZACIÓN.

Para efectos del presente estudio, se ha dividido la secuencia paragenética en tres estadios
principales, asociados al marco geológico relacionado al comportamiento extrusivo según
las fases evolutivas descritas anteriormente. El estadio I está asociado a la fase freática
(fase I), el estadio II a las fases freatomagmáticas y eruptivas piroclásticas (fases II, III y
IV) y el estadio III asociado a la fase puramente hidrotermal (fase V), desde luego esta
secuenciación podrá subdividirse en estudios posteriores de ser necesario.

Estadio I. Asociado a la fase freática, en algún momento probablemente previo a esta fase
se manifestó el ascenso de fluidos hidrotermales con deposición en las areniscas de sílice,
pirita fina (Py1) y menor enargita fina. Por los análisis de laboratorio se sabe que no hubo
aporte de oro en este estadio sino talvez solo como anomalías en las últimas etapas de este
estadio por la relativa abundancia de azufre en el sistema, además de no proporcionar el
entorno las condiciones adecuadas para la precipitación de este metal. Dada la saturación
de azufre, posterior a los sulfuros se continuó depositando S0 finamente diseminado en
condiciones fuertemente ácidas. Aparentemente después, vino una etapa de oxidación
hipógena, con vetillas entrecruzadas de sílice blanca (Foto IV.4.09) cortando la
mineralización previa, con halos de azufre nativo, covelita y menor calcosita, que
comúnmente se presentan circundando núcleos de pirita - enargita y azufre nativo de la
primera deposición hidrotermal.
Py1, En, Sº. La mineralización que se da en esta etapa es debido a los primeros fluidos
hidrotermales que ascendieron de las cámaras magmáticas en enfriamiento, depositando
principalmente enargita y pirita muy fina.
Oxidación Hipógena. Posteriormente ascendieron fluidos ricos en sílice, que se depositó en
forma de vetillas con halos de covelita, menor calcosita y azufre nativo con remanentes de
sulfuros. También es frecuente hallar fragmentos en las brechas freáticas con hematitas
(Foto IV.4.04). Según los análisis realizados en estos tramos de mineralización no se
encuentra oro por encima de 20ppb por lo que se considera pre mineral.

63

pH >= 4
Au, S0

Au(HS-)2
pH <= 2 Fase Poco salina
Entorno Ácido

HS-

Separación de Fases

FeCl2, Fase Salina
H2S, SO4 Densa

ENFRIAMIENTO RÁPIDO
= EXSOLUCIÓN FAVORABLE

Fig 17. Esquema de la transportación de oro en Alto Chicama, producto de una favorable
exsolución de fluidos magmáticos, con posterior separación de fases, enriqueciéndose la fase
menos densa, de gases como H2S, SO2, etc. El oro es transportado en esta fase como Au(HS-)2
complejo bisulfurado en medio fuertemente ácido (Heinrich et al., 2004). Al reaccionar
posteriormente con los feldespatos, los fluidos alteran pervasivamente la roca, dejando sílice
residual y neutralizándose, para precipitar el oro diseminado como elemento nativo.

64

Estadio II. Asociado a la etapa freatomagmática. Este estadio se dio aparentemente en
intercalaciones de calma freatomagmática, por lo que la mineralización ya se manifiesta en
las secuencias volcánicas, brechas de colapso asociadas al borde del diatrema, así como en
las secuencias cretácicas fracturadas y brechadas por los eventos freáticos y
freatomagmáticos previos. Este estadio es el de mayor aporte de mineralización aurífera
dado que se manifiesta en diferentes pulsos de actividad hidrotermal, aparentemente la
mayoría de estos con presencia de oro, muy favorecido por la rápida cristalización de la
cámara magmática, la que se dio en diferentes etapas, cada una de ellas con considerable
exsolución de fluidos hidrotermales, los que se enriquecieron aun más debido a la
separación de fases que sufrieron estos, de una fase salina, densa y poco ácida a una menos
salina (Heinrich et al, 2004), rica en H2S y consiguientemente HS-, que ascendió
transportando el oro como complejo bisulfurado Au(HS-)2 en solución de pH muy bajo.
Los fluidos hidrotermales enriquecidos con oro reaccionaron y alteraron pervasivamente
las rocas feldespáticas a su paso dejando sílice residual, al suceder esto los fluidos
perdieron acidez, favoreciendo entonces la precipitación del oro de las soluciones con
azufre nativo. Bajo estas nuevas condiciones enseguida vinieron las fases mas salinas con
sulfuros de hierro y menor cobre, precipitándose en coexistencia espacial con el oro y la
sílice residual previos. A diferencia del estadio anterior, los sulfuros son bastante mejor
desarrollados, compuestos de piritas octaédricas (Py2) de 4mm de diámetro y en mucha
menor proporción de cristales elongados de enargita de hasta 2cm de largo.
Sílice Parda. Se presenta mineralizando principalmente las secuencias pelíticas de la
Formación Chimú, por lo general contienen interesantes anomalías de oro.
Au. Vino como complejo bisulfurado en soluciones ligeramente salinas con HS-, SO2 y
otros gases en medio ácido, precipitó al perder las soluciones su condición ácida, se
encuentra en mayor concentración en la sílice residual de las tobas y brechas alteradas con
pervasiva alteración argílica avanzada.
Py2. Son piritas octaédricas de 2mm de diámetro en promedio, que en algunos casos
vienen encapsulando el oro, es común que coexistan espacialmente con este metal, sin
embargo por las observaciones realizadas, no es regla indiscutible en este depósito.
PY, EN. Estos sulfuros se presentan como cristales bien desarrollados en oquedades
principalmente dentro de las brechas de areniscas cuarzosas, compuesto de piritas
octaédricas y enargitas de cristales elongados.

65

Estadio III. Este estadio de mineralización está asociado con la fase puramente hidrotermal
al final de la secuencia evolutiva del yacimiento. Se caracteriza por el enriquecimiento
ulterior y relleno de minerales en las oquedades y espacios abiertos del ya formado
yacimiento Alto Chicama. Los minerales que se depositan en este estadio son
principalmente son cuarzo drussy, pirita cristalizada, baritina y menor enargita. El oro se
presenta en la brechas rellenas con estos minerales en sus espacios abiertos.
Cuarzo Drussy. Son cristales elongados de hasta 4mm de largo con sección hexagonal,
hialinos, depositados un número indeterminado de veces, dado que se sobreimponen con
los sulfuros y baritinas, aunque por la frecuente disposición por debajo de estos en sus
drusas se le infiere ser el primer mineral en este estadio.
Au. Se presenta en este estadio como elemento nativo, muy fino por debajo de los 20 µ por
lo general libre entre los óxidos aunque también probablemente como inclusión dentro del
cuarzo drussy, y los sulfuros.
Py2>En. Aparecen también en las oquedades, de brechas, espacios abiertos de las tobas,
así como en fracturas de las areniscas. En las tobas de la zona Alexa se encuentran poca
enargita y mucho mas abundante pirita, sin embargo hacia la parte central del depósito en
profundidad se suele encontrar mucha enargita bien desarrollada en cristales elongados,
aunque la correlación espacial con el oro es bastante menor.
Baritina. Se presenta en cristales tabulares translúcidos, de hasta 1cm de longitud,
generalmente a lo largo de estructuras y en oquedades, particularmente en las zonas de
Alexa y Dafne. Por lo general todas las muestras que presentan baritina tienen valores de
oro por encima de 1ppm.

66

Au(HS-)2

Au(HS-)2

Au(HS-)2 Fm. Chimu, Areniscas Crackeladas

Cristalización Rápida = Exsolución Favorable
100m

Au, HS-, SO2,

!
Cámara "
Magmática
Fig. 19. MODELO GENETICO PRELIMINAR DEL YACIMIENTO EPITERMAL HS ALTO CHICAMA

68

VII. ANÁLISIS COMPARATIVO CON OTROS YACIMIENTOS TIPO

Si bien es cierto, este yacimiento es uno no tan común por estar fuertemente
asociado a secuencias sedimentarias, al hacer un estudio mas detallado sobre sus
características litogeoquímicas, asociaciones mineralógicas y rasgos estructurales, se puede
concluir que es sencillamente un típico depósito epitermal de oro de alta sulfuración que, a
diferencia de muchos de los grandes yacimientos de este tipo, gran parte de su
mineralización se alojó en rocas sedimentarias, por lo general muy fracturadas y
frecuentemente brechadas, aprovechando principalmente la permeabilidad de estas, muy
favorecidas por el entorno estructural activo y el marco sismogénico que sincronizaron con
el paso de los fluidos auríferos, confinados en un tiempo y espacio adecuados para dar
origen al depósito epitermal de oro de alta sulfuración de Alto Chicama.

Regionalmente es posible encontrar similitud en varios depósitos, caracterizados
también por ser de volcánicos calcoalcalinos Cenozoicos sobreyaciendo secuencias
sedimentarias silicoclásticas no reactivas del Mesozoico, desde luego en la franja
metalogénica miocena de la cordillera noroccidental de los Andes peruanos tenemos las
areniscas cuarzosas inertes de Santa Rosa (Montoya et al, 1995) y La Virgen (Gauthier et
al, 1999), cuya mineralización está también asociada a los procesos de subducción y
magmatismo regional responsables del emplazamiento y mineralización del depósito
epitermal de Alto Chicama, donde las areniscas cuarzosas fueron enriquecidas en sus
fracturas y brechas por fluidos hidrotermales ricos en oro, procedentes de fuentes cercanas
de volátiles magmáticos y metales económicos, sin embargo estos yacimientos no
alcanzaron el volumen de mineralización que logró Alto Chicama. Otro ejemplo de
mineralización en rocas sedimentarias en Sudamérica son las filitas de Nevados de
Famatina (Losada-Calderón and McPhail, 1996) en Argentina, aunque de otro régimen
geotectónico, diferentes edades, leyes superiores de oro y, presencia de cobre y plata.
Pueblo Viejo (República Dominicana) es igualmente un depósito epitermal de oro de alta
sulfuración, alojado en rocas sedimentarias así como volcánicas (Sillitoe, 2000), aunque
bastante mas grande y antiguo también que Alto Chicama.

69

Como la gran mayoría de estos yacimientos, este es un depósito epitermal
relacionado a actividad hidrotermal producto del magmatismo originado por subducción en
arco de islas (Cooke and Simmons, 2000), de vulcanismo subaereo relacionado a magmas
calcoalcalinos de composición dacítica a andesítica, caso de Yanacocha (Harris, 1993;
Turner, 1997), Pierina (Gaboury, 2000; Volkert et al, 1998) o Sipán (Candiotti et al, 1997);
en estos casos la mineralización se da exclusivamente en las tobas y, al igual que Alto
Chicama es posterior a la alteración hidrotermal, la cual es del tipo ácido sulfato, con
intensa lixiviación de los feldespatos, posteriormente el oro es depositado como elemento
nativo en las oquedades, junto con los sulfuros, baritina, etc. La diferencia con Alto
Chicama radica en que en este último, además de las tobas, son también mineralizadas las
secuencias sedimentarias, en parte por la buena permeabilidad estructural que tuvo este
yacimiento.

Otro concepto interesante a considerar es que la mayoría de estos depósitos son por
lo menos de edad cretácica, aunque comúnmente mas jóvenes (Sillitoe, 1993), como es el
caso de la parte central de la cordillera de los Andes. Del norte del Perú hasta Chile central,
Petersen (1999) mencionó varios depósitos epitermales de oro de alta sulfuración ubicados
geocronológicamente especialmente en el Mioceno, corroborado por Noble and McKee
(1999) para el sector norte y central del Perú en la misma franja metalogénica, como por
ejemplo Nevados de Famatina (Plioceno), el Indio (Mioceno Sup.), Yanacocha, Pierina y
Sayapullo (Mioceno Medio a Sup.), el Guanaco (Eoceno Sup.), etc., desde luego hay
excepciones, como los depósitos paleozoicos de la faja plegada de Tasmania al este de
Australia (White et al., 1995).

Dada la poca profundidad a la que se forman estos depósitos con respecto de su
edificio volcánico, no siempre es probable que resistan a la erosión superficial, porque
muchos están asociados a regiones de levantamiento y destrucción cortical (Cooke and
Simmons, 2000), además que la misma actividad volcánica explosiva post mineral es capaz
incluso de destruir su sistema geotermal precursor. Sin embargo, Alto Chicama conserva
aun remanentes de steam heated, alteración típica de depósitos epitermales por encima de
las paleo napas freáticas, por lo que se deduce que su sistema volcaniclástico se encuentra
relativamente conservado. En el caso de Yanacocha por ejemplo, aun cuando todavía se
encuentran remanentes del litocap, una parte del yacimiento ya fue a formar parte del
depósito pleistocénico de gravas de La Quinua.

70

Depósito Dimensiones Entorno Edad
Roca Huesped Mineralización
Pais (MT) Volcánico (ma)
Diseminación
Alto Diatrema y Arenisca
en areniscas
Chicama 9.1 Moz Au Volcánicos cuarzosa 17+0.4
fracturadas
Perú Dacíticos y tobas
y tobas
Diseminación
Diatrema y
La Virgen, 12.1MT Arenisca en areniscas Mioceno
brechas
Perú @1.22g/TAu cuarzosa fracturadas Medio
volcánicas
y tobas
Santa Diseminación
Arenisca
Rosa, 10MT @1.2 g/T Au en areniscas 14.5
cuarzosa
Perú fracturadas
Pueblo Areniscas
Estratoligados,
Viejo, 215MT @3.2g/TAu Complejo Limolitas y
vetillas y cuerpos 130
República 20 g/T Ag Dómico volcánicos
de silicificación
Dominicana basálticos
1MT @11g/TAu,
Nevados de Diseminado,
80g/TAg,
Famatina, Filitas vetas y 3.8
3%Cu,
Argentina vetillas
90MT @0.9g/TAu
Cuerpos de sílice
Ignimbritas y masiva y porosa
Yanacocha, 843MT Complejo 10.9-
domos con brechas
Perú @1.03g/TAu Dómico 11.5
dacíticos hidrotermales
en torno de domos

cuerpos de
Pierina, 110MT @2.8g/TAu Ignimbritas sílice porosa
Domo 14.5
Perú 22 g/T Ag y tufos con control
litológico

Cuerpos de sílice
Diatrema y
Sipán, Volcánicos masiva y porosa
20MT @2 g/T Au brechas 13.3
Perú Andesíticos con control
volcánicas
estructural
Tobas Diseminación
49MT @1.89%Cu, Complejo
Colquijirca, dacíticas y en tobas,
0.33g/TAu (solo en Dómico y 11
Perú sedimentarios sulfuros masivos
HS) Diatrema
carbonatados en calcáreos
Cuerpos de
Volcánicos y
sílice porosa y
La Coipa, 70MT @1.37g/TAu Complejo volcaniclásticos
sulfuros masivos 20-24
Chile 82 g/T Ag Dómico dacíticos
en brecha
+ lutita arenitas
hidrotermal.
vetas de
sulfuros masivos
El Indio, 23.2MT @6.6g/TAu
Domo Ignimbritas con silicificación 11-12.5
Chile 50 g/T Ag, 4% Cu
y control
estructural
Tabla 1. Algunas comparaciones relevantes de yacimientos selectos del tipo epitermal de oro de alta
sulfuración.

71

Deposito Dimensiones Entorno Roca Edad
Mineralización
Pais (MT) Volcánico Huesped (ma)
37.2MT brechas
Tambo, @4.18g/TAu hidrotermales
Domo Ignimbritas 7.5
Chile + 42MT @1 g/T con control
Au estructural

~30T Au + Ignimbritas y síliceporosa y
El
11.5MT Caldera Volcánicos masiva con ~49
Guanaco,Chile
@1.77g/TAu Andesíticos controlestructural

Choque- 11MT
Domos y Pórfido brechas
limpie, @2.23g/TAu, 7
diatrema Andesítico hidrotermales
Chile 87g/TAg
brechas
Pascua-
262MT Granitoides hidrotermales
Lama,
@2.03g/TAu Domo con menor con sílice porosa 7.4- 8
Chile-
66.3 g/T Ag ignimbrita y masiva, y
Argentina
control estructural
Cuerpos de sílice
Mulatos, ~135MT Complejo Ignimbritas y masiva y porosa
25-29
México @1g/TAu Dómico Volcaniclástics con control
estructural
cuerpos de
sulfuros masivos
Paradise 20.6 M@2.31
Diatrema Ignimbritas con sílice porosa y 19-22
Peak, USA g/TAu 61.5g/T Ag
masiva +brechas
hidrotermales
Cuerpos de sílice
Goldfield 160T Au, 45T Ag, Complejo Volcánicos masiva y porosa
21
USA 3500 T Cu Dómico Intermedios con control
estructural
Tabla 1 (Continúa). Algunas comparaciones relevantes de yacimientos selectos del tipo epitermal de oro de
alta sulfuración. De Sillitoe (2000), con edades de Noble and McKee (1999), Clavero et al (1997) y
Montgomery (2004).

72

VIII. CONCLUSIONES.

Sucintamente se puede decir que:

• Desde el punto de vista económico se debe considerar ante todo que Alto Chicama
es un yacimiento económicamente factible para minar por oro con un adecuado
retorno de inversión, según los estándares econométricos de Barrick y de la
mayoría de empresas mineras que operan en gran escala.
• En el entorno geológico Alto Chicama está englobado dentro del gran grupo de
yacimientos con diseminación fina de oro en ambientes epitermales de alta
sulfuración, que como ya se analizó anteriormente son bastante comunes por lo
menos alrededor de toda la franja circumpacífica, muchos de los cuales son de clase
mundial, catalogados así por su gran volumen y bondades económicas.
• En el marco geotectónico, Alto Chicama se encuentra en la franja circumpacífica
este, con magmatismo de arco asociado a subducción de placas, específicamente la
placa de Nazca subduyendo oblicuamente a la placa sudamericana en su margen
oeste central a septentrional, el mismo proceso que dio lugar a la orogenia andina,
donde se formaron muchos otros yacimientos de características similares.
• De acuerdo con los estudios petrológicos y geoquímicos, el entorno de Alto
Chicama está caracterizado por intrusiones y extrusiones explosivas y de flujos de
composición andesítica a dacítica, asociadas a magmas calcoalcalinos de edad
miocénica, las que cortan las secuencias silicoclásticas de la Formación Chimú, de
edad inferida del Valanginiano Inferior, compuestas de areniscas cuarzosas con
intercalaciones de limolitas y carbón comúnmente antracítico.
• Los rasgos morfoestructurales indican que el yacimiento se depositó durante un
régimen sismogénico activo, el que previamente había deformado muy fuertemente
las secuencias cretácicas que antecedieron al periodo de mineralización, razón por
la que se pueden encontrar marcados plegamientos y otros signos de deformación
cortical subyaciendo a las secuencias volcánicas miocénicas bastante mas
conservadas. Esto permitió no solo la extrusión de material volcánico que pasaría a
formar parte de la roca hospedante del mineral, sino que continuó manteniendo un
marco de permeabilidad estructural dinámica, la que se renovaba intermitentemente
para dar paso a nuevos pulsos hidrotermales que enriquecerían una y otra vez el
yacimiento. Sin embargo, los esfuerzos de deformación ya no fueron tan intensos

73

durante esta parte de la era Cenozoica, mas bien se atenuaron paulatinamente, con
intervalos distensivos o calma geodinámica, permitiendo así la génesis del depósito.
• Otra característica relevante es la mineralogía asociada, como muchos otros, este se
ajusta bastante bien al modelo presentado por J. Hedenquist (1996) para depósitos
epitermales de oro de alta sulfuración, con un núcleo definido de vuggy silica, el
que se interpreta como una zona de intensa lixiviación ácida (pH<2). Alejándose y
rodeando el centro de alteración silícica se presenta alunita, principalmente
potásica, luego dickita – pirofilita - caolinita y, también alunita – kaolín en la zona
de steam heated. Periféricamente también tenemos illita-esmectita alterando
volcánicos que se presentan más frescos. La mineralogía de ganga es en general de
cuarzo residual, menor alunita (K, Na) arcillas (kaolín, pirofilita, dickita) diáspora,
baritina, zunyita, azufre nativo, etc. Minerales de mena incluyen oro nativo (<20µ),
eléctrum, enargita, covelita hipógena, pirita, menor calcopirita, entre otros. El oro
se encuentra depositado en la zona lixiviada de vuggy silica junto con la baritina,
azufre nativo, pirita y cuarzo drussy, la enargita también se suele encontrar con
estos minerales pero es menos frecuente. Los demás minerales se presentan en
mucho menor proporción en el yacimiento por lo que no se consideran como
asociaciones importantes.
• El sistema geotermal habría estado controlado por una rápida cristalización de la
cámara magmática, siendo sus extrusiones escasas en comparación con las estériles
cámaras magmáticas de los alrededores. Por ende una exsolución favorable
incluyendo la separación de una fase líquida poco salina y rica en HS- y en
consecuencia Au(HS-)2 habría permitido un adecuado transporte del oro en un
entorno muy ácido, neutralizándose en reacción con los feldespatos y dejando sílice
residual con subsiguiente depositación de oro, de acuerdo con los experimentos
teóricos que menciona Heinrich et al (2004).

74

IX. RECOMENDACIONES E IMPLICACIONES EN LA EXPLORACIÓN

Si bien es cierto, grandes yacimientos epitermales de oro de alta sulfuración,
ubicados particularmente en la franja circumpacífica, están directamente ligados a pilas
volcánicas asociadas a magmas calcoalcalinos, este importante hallazgo llama a afinar las
estrategias de exploración, dado que una buena parte del depósito Alto Chicama está
alojado en rocas sedimentarias, representando las secuencias volcánicas un volumen que
tal vez no supere el 10% de la masa total, aunque desde luego, las mas altas leyes de oro se
encuentran definitivamente en estas últimas. Este tipo de mineralización en rocas
sedimentarias tampoco es muy nuevo, de hecho, Santa Rosa y La Virgen son muy
similares litológica y mineralógicamente, aunque estos últimos no alcanzaron el volumen
ni potencial económico de la escala de Alto Chicama. Por lo antedicho, es necesario
siempre incluir dentro de los blancos de exploración también posibles yacimientos
epitermales de oro en secuencias sedimentarias, especialmente si se encuentran dentro de
la franja metalogénica miocena.

Reconsiderando paradigmas geológicos referentes a los huéspedes de mineral, las
areniscas cuarzosas del yacimiento en este caso no fueron reactivas frente a los fluidos
hidrotermales, no obstante, vale la pena tener en cuenta otros factores, como por ejemplo,
la permeabilidad que la roca pueda haber ofrecido para alojar la mineralización, desde
luego otros factores físicos y químicos jugaron un papel muy importante. Si bien es cierto
en este yacimiento la sílice residual es un muy buen indicador de mineralización, tampoco
es el indicador perfecto de la presencia de oro, como es el caso de otras áreas de
exploración donde no se encontró prácticamente nada de oro en extensas zonas de sílice
residual. La permeabilidad estructural ha sido desde luego muy importante para la
formación de Alto Chicama, por lo que no se debe soslayar este aspecto en la exploración
mineral.

Dado lo escueto de este trabajo, se sugiere también considerar, estudios más
detallados referentes a la estructura y la geoquímica asociada de los magmas generadores
de fluidos auríferos en la región, entre otros que pudieran ser de interés.

75

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

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78

ANEXO 01.

CORRELACIONES E INTERPRETACIONES ESTADÍSTICAS DE
RESULTADOS DE SONDAJES SELECTOS DEL YACIMIENTO.

El presente capitulo tiene por objetivo mostrar algunos rasgos estadísticos de
elementos distintivos de determinados sondajes representativos del yacimiento, en
particular el oro, al que se le trató de encontrar correlación con otros metales , información
que se pudiera utilizar para la prospección de yacimientos de características similares.

01.1. DDH 033, CORRELOGRAMAS E INTERPRETACION.

En el siguiente cuadro se muestra la correlación espacial del oro con el mercurio en el
sondaje DDH 033, ubicado en la parte central del yacimiento, el que está compuesto en sus
primeros 42mts de tobas dacíticas, continuando con secuencias comúnmente brechadas. De
los 30 a los 65 m de profundidad se nota un particular levantamiento en los valores de Au,
que podría deberse a la mayor permeabilidad que presentan los piroclastos gruesos y
brechas hidrotermales, las que en este intervalo se presentan de gran energía y
heterogeneidad de fragmentos. A partir de los 65 m los picos de mineralización áurica
parecieran ubicarse en microbrechas, zonas de fracturamiento intenso o cualquier
estructura que pudiese servir como ducto mineralizante.

Correlación Espacial Au - Hg DDH 033
1.E+05

1.E+04
Au_ppb
Hg_ppb

1.E+03
ppb

1.E+02

Volcánicos Brechas Hidrotermales y
1.E+01
Dacíticos Areniscas Mineralizadas
mts.
1.E+00
1 8 16 22 28 33 38 43 49 53 59 66 74 79 84 91 97 102 111 118 125 132 138 144 149 155 161 167 174 181 187 193 198 203

Diagrama 01. Correlación espacial Au-Hg, DDH-033. Del gráfico se aprecia que no hay correlación
espacial entre el oro y el mercurio en los primeros 42mts, coincidiendo con las tobas dacíticas. A partir de las
brechas tobáceas e hidrotermales la correlación es más notable, continuando de modo similar en las areniscas
mineralizadas, eventualmente cortadas por estructuras de mineralización.

79

Diagrama 02. Dispersión de puntos Au-Hg en el sondaje DDH-033 de los 42 a los 205m, zona donde mejor
se correlacionan estos metales.

En el Diagrama 02, se ha tratado de ajustar la dispersión de puntos a una recta, la que en
teoría de una correlación perfecta debiera ajustarse a la forma
Y = aX + b, donde: a 1, b = constante.

Desde luego para este caso, la variable “a” es cercana a 1 y “b” es una constante que indica
la separación promedio de los valores de Au ppb y Hg ppb. El coeficiente de correlación R,
cuyo valor es 0.82, es un indicador de que la correlación es de regular a buena, lo que
podría deberse a los valores erráticos tanto de oro como de mercurio, donde aparentemente
es más difícil controlar la correlación.

El siguiente es el diagrama de correlación espacial del oro con el arsénico, es notorio que
la correlación es bastante mala, por lo que no vale la pena seguir analizándola. Se
realizaron pruebas con otros volátiles como antimonio, azufre entre otros y al parecer la
correlación tampoco es muy interesante.

80

Correlación Espacial Au - As DDH 033

1.E+07

1.E+06

1.E+05

1.E+04

1.E+03

1.E+02
Au_ppb
1.E+01
As_ppb
1.E+00 mts.
1 11 21 29 36 43 51 58 69 78 84 94 101 113 122 132 140 148 156 165 174 183 191 198 205

Diagrama 03. Correlación espacial de Au – As, DDH-033. Aun cuando estos elementos coexisten
espacialmente, de lo que se puede apreciar a simple vista en el esquema, la correlación es bastante baja para
ser confiable, lo que demuestra que la existencia de minerales de arsénico como la enargita, o la escorodita,
podrían ser en algún modo indicadores de la presencia del metal precioso, pero no tienen ninguna relación
directa de volumen, como lo muestra el correlograma anterior.

El siguiente cuadro es un diagrama de comparaciones de elementos que podrían ser
considerados de interés en el DDH-033. Algunas relevancias podrían ser As vs. Sb cuyo
coeficiente de correlación es R = 0.84, Au vs. Ag, R=0.63. Los demás tienen correlaciones
muy bajas para ser considerables.

81

Au_ppb

Ag_ppb

As_ppb

Hg_ppb

Cu_ppb

Sb_ppb

Cases w eighted by TRAMO

01.2. HISTOGRAMAS DEL SONDAJE DDH-033:

Los siguientes son histogramas representativos del comportamiento del oro en el
sondaje DDH-033, el histograma 01 muestra el típico comportamiento Log normal de este
metal. Seguidamente viene el histograma del logaritmo neperiano de 155 datos de oro del
sondaje, el que muestra hasta tres poblaciones, la primera muestra la población de leyes
por debajo de los 10 Au ppb, en seguida tenemos la mineralización en areniscas
fracturadas y la tercera población en las brechas hidrotermales, tobas dacíticas finas y
gruesas y eventuales estructuras mineralizadas.

82

Histograma Au
DDH 033
120

100

80

60

40
Std. Dev = 5095.93
20 Mean = 2326.8
0 N = 155.45
0.

40

80

12

16

20

24

28

32

36

40
0

00

00

00

00

00

00

00

00

00

00
.

.

0.

0.

0.

0.

0.

0.

0.

0.
0

0

0

0

0

0

0

0

0

0
Au_ppb

Histograma Ln(Au)
DDH 033
30

20

10
Std. Dev = 1.85
Mean = 6.37
0 N = 155.45
1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 7.00 8.00 9.00 10.00
1.50 2.50 3.50 4.50 5.50 6.50 7.50 8.50 9.50 10.50

Ln(Au)

83

HISTOGRAMA Ln(Au) DDH 033
Secuencias Volcánicas
12

10

8

6

4

Std. Dev = 1.10
2
Mean = 6.80
0 N = 35.00
5.00 5.50 6.00 6.50 7.00 7.50 8.00 8.50 9.00

LNAU

HISTOGRAMA Ln(Au) DDH 033
Secuencias Sedimentarias
30

20

10

Std. Dev = 1.90
Mean = 6.37

0 N = 134.00
1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 7.00 8.00 9.00 10.00
1.50 2.50 3.50 4.50 5.50 6.50 7.50 8.50 9.50 10.50

LNAU

84

01.3. DDH 072, CORRELOGRAMAS E INTERPRETACIÓN.
El siguiente análisis se efectuó por comparación correlativa de metales en
profundidad en el DDH 072, considerando los primeros 28m de volcánicos dacíticos y el
resto secuencias sedimentarias en buena medida mineralizadas. Si bien es cierto coexisten
espacialmente, no se puede afirmar que tengan una correlación espacial definida, sino solo
de coexistencia en ciertos tramos litológicos, principalmente en el oro y la plata. Por
ejemplo, entre los 139m y los 205m se puede apreciar cierta correlación, correspondiendo
esta a un tramo de areniscas craqueladas con brechamiento insipiente (crackle breccias).
CORRELACION ESPACIAL DDH - 072

Auppb
Cuppm
Agppb

Prof m .

Diagrama 04. Correlación espacial de Au-Ag-Cu en el sondaje DDH 072.

Dispersión Espacial Au-Ag en Areniscas

14000

12000

10000

y = 2.9525x + 1519.5
8000
R2 = 0.6361
6000

4000

2000
A u pp b

0
0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000

Diagrama 05. Se muestra la dispersión de puntos en el tramo referido de mineralización en areniscas del
sondaje anterior. De acuerdo con los resultados de la ecuación el coeficiente R2, se puede considerar que la
correlación es bastante regular y poco confiable.

85

01.4. DDH 073, CORRELOGRAMAS E INTERPRETACIÓN.
Según el registro geológico de testigos del DDH 073 tiene secuencias volcánicas dacíticas
en los primeros 34m, continuando el resto con areniscas cuarzosas e intercalaciones de
limolitas de la Fm. Chimú, las litologías mas frágiles siempre algo brechadas, entrando a
los 208m a las lutitas carbonosas del Grupo Chicama. En los siguientes cuadros se
muestran las correlaciones que se han podido encontrar, todas ellas bastante bajas, aunque
en muchos niveles la coexistencia espacial es notoria.

Correlación Espacial Au - Hg DDH 073

1.E+05

1.E+04
Au_ppb
Hg_ppb
1.E+03

1.E+02

1.E+01

mts
1.E+00
1 8 14 21 26 33 40 45 50 57 64 73 79 86 94 100 108 115 123 131 138 144 152 159 167 175 182 190 196 204 211 219 225 231 239 246 254

Diagrama 06. Se muestra el correlograma del oro con el mercurio en el DDH 073, es al menos más ajustado
y preciso que otras comparaciones, lo que el siguiente cuadro nos permite cuantificarlo.
Data Y = 587.447 + 0.78588*X
95% Confidence (Data) 95% Confidence (Line)

45000
40000
35000
30000
Hg_ppb

25000
20000
15000
10000
5000
0
0 2000 4000 6000 8000 10000 12000 14000
Au_ppb

Diagrama 07. Diagrama de Regresión linear simple, considerando 184 pares de datos, el coeficiente de
correlación R= 0.42, muy bajo para asignarle confiabilidad.

86

Correlación Espacial Au - Ag DDH 073
1.E+05

1.E+04

1.E+03

1.E+02

1.E+01

Au_ppb
Ag_ppm mts.
1.E+00
1 11 23 31 41 50 61 74 85 96 108 120 132 143 155 167 179 192 202 215 225 236 248

Diagrama 08. Correlación espacial del oro y la plata en el DDH 073, en general muy baja, pero es
importante considerar las litologías donde coexisten, una vez mas, las limolitas silicificadas.

Correlación Espacial Au-As-Sb DDH 073

1.E+07

1.E+06

1.E+05

1.E+04

1.E+03

1.E+02
Au_ppb
As_ppb
1.E+01
Sb_ppb

1.E+00
mts
1 7 11 17 23 26 31 37 41 46 50 56 61 67 74 79 85 91 96 102 108 114 120 126 132 138 143 149 155 161 167 173 179 185 192 196 202 208 215 220 225 230 236 242 248 254

Diagrama 09. Correlación especial del oro, arsénico y antimonio en el DDH 073, con un tenue control
litológico, los picos superiores de estos elementos corresponden a limolitas silicificadas, las cuales, por su
baja permeabilidad han permitido retener de manera más eficiente estos metales.

87

ANEXO 02

GLOSARIO DE TÉRMINOS Y ABREVIATURAS.

AUTOBRECHA. Porciones externas de los flujos de lava que por estar mas frías, mas
viscosas o sujetas a mayor tensión responden con un comportamiento frágil, siendo
arrastradas y disgregas dentro del flujo al que pertenecen.

ACTIVIDAD FREÁTICA. Se refiere a la actividad producto de la interacción de aguas
meteóricas con altas temperaturas cercanas a las cámaras magmáticas, generando
calentamiento, presurización y explosión de vapor de agua.

ACTIVIDAD FREATOMAGMÁTICA. Se refiere a la actividad producto de la interacción
de aguas meteóricas con cámaras magmáticas, generando calentamiento, presurización y
explosión con liberación de vapor de agua y porciones considerables de magma.

BRECHA CRACKLE. Dícese de aquella brecha con escaso movimiento y rotación de sus
fragmentos, con disposición de ser el protolito reconstruible prácticamente en su totalidad.
Brecha arreglo rompecabezas.

BRECHA JIG SAW. Dícese de la brecha cuyos fragmentos tiene un arreglo a semejanza
de los dientes de un serrucho.

CC. Calcosita.

CUARZO DRUSSY. Variedad de cuarzo que se presenta con cristales elongados de
sección hexagonal, se encuentra en oquedades a modo de drusas.

EN. Enargita.

LAPILLI. Material piroclástico en su cono volcánico, con diámetro entre 6mm y 6cm.

LAPILLI ACRECIONARIO. Lapilli formado por erupciones subaereas explosivas, aunque
posiblemente retrabajado y redepositado.

PY. Pirita.

PY1. Aplíquese solo como definición para este yacimiento. Variedad de pirita fina,
diseminada, apreciable particularmente en las secuencias sedimentarias de la Formación
Chimú.

PY2. Aplíquese solo como definición para este yacimiento. Variedad de pirita cristalizada
comúnmente en octaedros, aunque pueden presentarse también cúbicas o irregulares,
apreciable en vetillas, en oquedades intercrecida frecuentemente con cuarzo drussy y
menos común con enargita.

PROTOLITO. Dícese de la litología original a partir de la cual se forma cualquier otra.

S0. Azufre nativo.

88

Rios mh

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