Agregar a favoritos
Recomienda a un amigo
Buscar en la web:
Código asociado:
Password: Perú

 Artículos Técnicos
 La Institución
 El Sector
 Proveedores
 En el Mundo
 Especiales
 Multimedia
 Agenda
EDICIÓN IMPRESA








   
 
Artículos Técnicos



Los depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) de la cuenca Lancones Piura – Perú

Dr. Alberto Ríos Carranza, Alberto Ríos Consultoría Geológica.


Resumen
La cuenca Lancones se encuentra ubicada en la región noroccidental del Perú, en el departamento de Piura y en el borde oriental de la franja costanera, su límite oeste lo constituye el macizo de Amotapes y hacia el este la región pre-cordillerana de la Cordillera Occidental de los Andes. Esta cuenca se extiende hacia  Ecuador, en donde se la ha denominado Celica.

La cuenca Lancones posee las características necesarias para ser considerada como el principal objetivo en la prospección por yacimientos vulcanogénicos de sulfuros masivos (VMS) en el Perú.

Actualmente, el yacimiento de Tambo Grande, situado dentro de la cuenca Lancones, cuenta con tres depósitos de sulfuros masivos (TG1, TG3 y B5), considerados como depósitos de clase mundial.

La cuenca Lancones formaba parte de una estructura de primer orden; un graben extensivo, generador de corteza oceánica de afinidad toleítica, que evolucionó entre el Jurásico medio y el Cretáceo inferior. Este rift fue producto del régimen tectónico extensivo de dirección noroeste, derivado de la ruptura continental entre Laurasia y Gondwana, la cual se inició en el Jurásico medio.

La estratigrafía de las secuencias volcánicas submarinas está constituida por una formación basal, denominada Complejo Basal Volcánico (CBV), a la cual se superpone una formación volcano-sedimentaria denominada Complejo Volcánico Sedimentario (CVS). Estas dos formaciones se distinguen, asimismo, como metalotectos diferentes por las variadas técnicas aplicadas: litogeoquímica, petrografía, mineragrafía, estudios de alteraciones hidrotermales, dataciones y tipología de los depósitos de sulfuros masivos (VMS), constituyendo dos unidades o metalotectos en la cuenca Lancones.

El Complejo Basal Volcánico (CBV), máfico bimodal, pre-Albiano, contiene mineralizaciones tipo Tambo Grande (Cu-Zn), de gran tonelaje, asociadas a domos dacíticos y dentro de un ambiente de rift oceánico.

El Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), Albiano medio a superior, contiene mineralizaciones tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko), de escaso tonelaje hasta la fecha, y asociadas a secuencias félsicas de composición riolítica a dacítica, dentro de un ambiente de arco de islas.

Las rocas del Complejo Basal Volcánico (CBV), en el que se encuentra ubicado el yacimiento polimetálico de Tambo Grande, son de afinidad toleítica y origen mantélico, mientras que las rocas del Complejo Volcánico Sedimentario  (CVS) son mayormente transicionales, entre calcoalcalinas y toleíticas.

La metalogenia de la zona está caracterizada por la presencia de:
1) Yacimientos e indicios de sulfuros masivos vulcanogénicos, asociados al volcanismo submarino dentro del metalotecto Lancones.

2) Indicios de pórfidos cupríferos, que no son económicos a la fecha, asociados a intrusiones ácidas del batolito de la Costa.

3) Sistemas epitermales auríferos de alta y baja sulfuración, cuyo potencial real es todavía desconocido.

4) Pequeños skarns de magnetita, asociados a los contactos con calizas de algunos gabros y dioritas del batolito.

5) Vetas polimetálicas de Cu-Ag-Zn-Pb-pirita-cuarzo-baritina.

Finalmente, existe prospectividad por depósitos de sulfuros masivos (VMS) tanto en el CBV (tipo Tambo Grande) como en el CVS (tipo Zn-Pb-Cu). Asimismo, hay potencial en otras cuencas similares en el Perú, para las que la cuenca Lancones puede proporcionar un modelo de exploración.

ABSTRACT
The Lancones basin is located on the north west coastal belt area of Peru, in the department of Piura. It is bordered to the west by the Amotapes coastal massif and to the east by the Western Andes pre-mountain range region. This basin extends to Ecuador, where it is called Celica basin.

The Lancones basin contains arc-related felsic and mafic volcanic rocks, which make it an excellent target of exploration for volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits in Peru. Currently, the Lancones basin hosts the Tambogrande VMS group of deposits, which constitute the most advanced VMS project in Peru.  This group consists of three world-class massive sulphide deposits TG1, TG3 and B5.

The Lancones basin is part of a first-order extensive rift, in which tholeittic oceanic-arc crust was generated. This extensional basin developed between the late Jurassic and the early Cretaceous period. The breakup of Laurasia and Gondwana, which began in the middle Jurassic, resulted in the north-west movement of what is currently South America. The rift was formed along a subduction zone on the western side of this continent.

The stratigraphy of the submarine volcanic sequences is composed of a basal formation, the Basal Volcanic Complex or CBV, which is disconformably overlain by a volcano-sedimentary formation, the Volcanic Sedimentary Complex or CVS. These two formations contain two distinct metallogenic suites within the Lacones basin. Each is distinguished by specific lithogeochemical, petrographic and mineral attributes, age determinations and specific VMS types.
The pre-Albian mafic bimodal CBV contains high grade, large tonnage Cu-Zn VMS deposits (Tambogrande type) associated to dacitic domes formed in second or third order extensional basins. The middle to later Albian CVS contains low tonnage Zn-Pb-Cu VMS mineralization (Kuroko type). These are associated with felsic sequences of rhyolitic to dacitic composition, associated with a felsic-dominated arc setting. The rocks of the CBV, which contain the polymetallic Tambogrande deposits, are tholeiitic. The rocks of CVS are mainly transitional between calc-alkaline and tholeiitic.

The metallogeny of the CVS zone is characterized by:
1.    Volcanogenic massive sulphide deposits associated with submarine felsic pyroclastic volcanism in the Lancones Metallotec.
2.    Uneconomic copper porphyry occurrences associated with felsic intrusions of the coastal batholith.
3.    High sulfidation and low sulfidation epithermal gold systems, whose economic potential remains unknown.
4.    Small magnetite skarns, usually associated with contacts between limestone and  gabbro-diorite batholiths.
5.    Polymetallic Cu-Ag-Zn-Pb-Py-Qz-Ba veins.

There is excellent potential for discovering additional volcanogenic massive sulphide deposits in the CBV (Tambogrande type) as well as in the CVS (Kuroko type). Moreover, there is an undeveloped potential in other similar basins in Peru, for which the Lancones basin can provide an exploration model.


Introducción
Los yacimientos vulcanogénicos de sulfuros masivos sirven como fuente de cobre, zinc, plomo, oro, plata, hierro y manganeso. Ocasionalmente níquel, bismuto, arsénico, cadmio, selenio y teluro. En algunos depósitos se explota baritina, yeso y se extrae ácido sulfúrico. Son generados por la actividad hidrotermal exhalativa relacionada con procesos de erupción volcánica en ambientes submarinos. Actualmente, se conocen más de 1,000 depósitos distribuidos ampliamente en el espacio y tiempo, desde el Arcaico al Terciario, así como existen los que se siguen formando en la actualidad, en dorsales y cuencas oceánicas. Las principales manifestaciones se encuentran en Canadá, Estados Unidos, Península Ibérica, Península Escandinava, Australia, Rusia, Japón, Chipre y Perú, entre otros.

Depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) han sido explotados en el Perú, durante los últimos 50 años, mayormente beneficiando cobre, plomo, zinc y baritina. Hacia 1948 la baritina recobró valor al ser usada por las perforaciones de la industria petrolera.

Durante la década de 1950 y como consecuencia de la intensa exploración petrolera, fueron descubiertos muchos depósitos de baritina. Los hallazgos en las áreas de Piura y Lima tuvieron especial resonancia debido a su estratégica situación geográfica, cercanas a los campos petrolíferos de Talara y al puerto del Callao, respectivamente (Vidal, 1987).

El cobre de los depósitos de sulfuros masivos se comenzó a producir desde 1960 y el zinc desde 1980. Los sulfuros masivos representaban el 5% de Zn, 3% de Cu y 2% de Pb de la producción del Perú (Cardozo, 1996). Los estudios de los yacimientos de sulfuros masivos tuvieron su apogeo entre los años 1980 y 1990. 

El presente estudio tiene como objetivo entender la evolución de la cuenca Lancones y sus estilos de mineralización y, como consecuencia de ello, establecer una metodología de exploración en la búsqueda de yacimientos vulcanogénicos de sulfuros masivos.

La cuenca Lancones se encuentra ubicada en la región noroccidental del Perú, en el departamento de Piura y en el borde oriental de la Franja Costanera, en la región pre-cordillerana de la Cordillera Occidental de los Andes. Esta cuenca se extiende hacia  Ecuador en donde se la ha denominado Celica (Figura 1).

La cuenca Lancones  posee las características necesarias para ser considerada como el principal objetivo en la prospección de yacimientos vulcanogénicos de sulfuros masivos  en el Perú.

Es importante mencionar que tal procedimiento bien pudiera ser usado como parámetro de comparación para realizar prospecciones en otras cuencas volcano-sedimentarias del Perú.

Contexto geotectónico
La geodinámica de la cuenca Lancones en el Jurásico-Cretáceo, involucró procesos tectónicos heterogéneos que la diferencian de la evolución tectónica conocida, para ese periodo, del  margen oeste del continente sudamericano, correspondiente al actual territorio peruano.

Hacia el periodo Pérmico-Jurásico medio, hace aproximadamente 270-152 Ma,  comenzó un gran proceso de oceanización en muchas partes de la corteza terrestre. El magmatismo de expansión, provocó ciclos tectónicos que generaron márgenes continentales activos, y deriva continental,  formando la actual disposición de la corteza.

Costa Peruana
Se ha postulado y aceptado para su evolución geodinámica que el flanco occidental de los Andes peruanos estuvo caracterizado, desde el Jurásico, por una actividad de margen continental, consistente en un arco magmático y una cuenca marginal, ambos se formaron en la corteza continental (Atherton et al, 1983).

Asimismo, se supone que el noroeste del Perú y suroeste del Ecuador está conformado por un mosaico de bloques (Figura 2), o terrenos alóctonos de diferentes edades, adosados al Cratón Amazónico, (Feininger, 1987;  Megard et al, 1987; Mourier et al, 1988; Litherland  et al, 1994; Aspden et al, 1995).

La cuenca Lancones
Se ha considerado como una cuenca de intra arco, relacionada con un arco magmático de margen continental (Dickinson, 1974), dentro de un bloque alóctono de acreción continental denominado terreno Amotapes-Tahuín (Figura 1)  (Mourier et al, 1988; Aspden et al, 1995). Ubicado precisamente en la terminación axial de la deflexión de Huancabamba, ver Figura 3 (Gansser, 1973).

Sin embargo, estas hipótesis encuentran cuestionada su veracidad a la luz de los conocimientos  geológicos hoy alcanzados. Por ejemplo, no explican la ausencia de la corteza Paleozoica y Precámbrica en la parte axial de la cuenca Lancones, ni la existencia de rocas toleíticas de origen mantélico en la misma.

En la cuenca Lancones, se reconocen ventanas tectónicas en donde afloran hacia la base,  basaltos y gabros toleíticos de la formación Ereo de edad Jurásico medio- Cretáceo inferior (Tegart et al, 2000), recubiertos, en disconformidad, por la formación La Bocana, de magmatismo  calcoalcalino, de fines del Aptiano-Albiano (Cobbing et al, 1981) hasta fines del Cretáceo (Caldas y Farfán, 1997).

La información gravimétrica muestra valores positivos de anomalías Bouguer de 100 miligales (Feininger, 1987), indicando la presencia de rocas densas a poca profundidad, próximas al Terreno Amotapes Tahuín (cuenca Lancones), confirmando plenamente las observaciones de campo.

Es importante también considerar, en la cuenca Lancones, un giro progresivo de cerca de 90° en sentido horario entre el Neocomiano y el Cretáceo superior, confirmado por trabajos de paleomagnetismo (Mourier et al, 1988), que se ajusta a un régimen de cizalla dextral  este-oeste observado en el Complejo Metamórfico del Oro (Aspden et al, 1995). Este giro correspondería al cambio de rumbo del flanco norte de la deflexión de Huancabamba (Figura 3) con respecto al rumbo del flanco sur, señalando así que la cuenca, transitó desde una dirección axial norte-sur hasta una posición noreste.

Previamente la cuenca Lancones formaba parte, al igual que el terreno Illescas–Olmos, de una estructura de primer orden; un graben extensivo, generador de corteza oceánica que evolucionó hacia el Jurásico medio - Cretáceo inferior. Dicha estructura sería producto de la tectónica extensiva que se generó de la apertura entre Gondwana y Laurasia (Figura 2), la cual se inició en el Jurásico medio (Tegart et al, 2000). El eje magmático mantélico, debió tener una orientación principal con rumbo norte-sur (Vargas, 2002), pero existieron otras estructuras similares subordinadas dentro del corredor principal, las cuales albergan los depósitos VMS tipo Tambo Grande (Tegart et al, 2000). 

La extensión de esta paleoestructura (rift) no ha sido indicada, pero bien podría ser la extensión de una mega-estructura que viene desde el Caribe y que se puede definir por la coincidencia de los ejes con las zonas sísmicas, no habiéndose señalado previamente incluso la existencia de la misma. Sin embargo, el segmento que corresponde a la actual cuenca Lancones presenta los siguientes límites: al norte se adosan, en el fallamiento dextral Jubones de tendencia este-oeste, los terrenos (Figura 1): Chaucha Arenillas, Piñón Macuchi, y Piñón.

Considerando los terrenos Amotapes, Tahuín, Palenque, como constituyentes del antiguo margen continental oeste de la estructura extensiva oceánica (cuenca Lancones), se puede exponer para el bloque Palenque una evolución tectónica separada desde fines del Cretáceo al Terciario inferior ya que colisiona flexurando al segmento Tahuín, aprovechando las fallas dextrales de actual rumbo este-sureste (antiguas transformantes ?).

Hacia el este se encuentra, en fallamiento dextral de rumbo general norte-sur, con el Terreno Loja y  con el macizo de Olmos; antiguos márgenes continentales este.

Hacia el sur se encuentra limitada por el Terreno Illescas Olmos,  que cabalga a lo largo de la falla Chulucanas de rumbo general este-sureste.

Algunos autores infieren que la geodinámica Cretáceo-Cenozoica observada obedece a la influencia  convergente de las placas de Nazca y, principalmente, de Cocos, que flexionan la cuenca Lancones en dos fases marcadas: primeramente la rotan desde un rumbo norte-sur hasta un rumbo suroeste-noreste, segmentándola y,  posteriormente, colisionan sus bloques mediante esfuerzos compresivos envolventes de sentidos nor-noreste y  este-sureste.

El volcanismo y magmatismo inducido de margen continental, del Cretáceo medio Cenozoico, obedece también a los procesos tectónicos arriba mencionados, así como la actividad sísmica y orogénica de la actualidad.

El arco de islas que se generó es reconocido al oeste de la ciudad de Las Lomas (Figura 1), alineadas al oeste del eje del rift y con igual rumbo noreste-suroeste; según se demuestra en las fotos aéreas, imagen de satélite, y en el reconocimiento de campo, no se descarta la posibilidad de manifestación de otros arcos volcánicos al este del antiguo eje (Vargas, 2002), también se ha planteado la existencia de arcos volcánicos transversales (Injoque et al, 2000), que no pudieron ser reconocidos. La mineralización económica que se genera en este tipo de volcanismo de cuencas someras es principalmente de depósitos VMS, tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko). 

Cabe reconocer que, hacia el este y oeste del antiguo eje del rift de la cuenca Lancones, son importantes las fases volcano-sedimentarias y sedimentarias, Cretáceo-Cenozoicas, siendo hacia el oeste prospectivas incluso como formaciones petrolíferas.

Contexto geológico
El tipo de terreno que caracteriza a la región estudiada: espesa cobertura de suelos residuales, depósitos eólicos y depósitos de pie de monte, así como una vegetación exuberante, no han permitido que las observaciones de campo, cartografía e interpretación foto-geológica, tengan la necesaria resolución para ubicar los probables centros que aportaron rocas volcánicas Jurásicas-Cretácicas a la cuenca Lancones.

Por otra parte, uno de los problemas frecuentes en los trabajos estratigráficos es la proliferación de nombres de formaciones geológicas, lo cual crea una confusión.

Caldas y Farfán (1997), presentaron una nueva nomenclatura para las formaciones de la zona. En dichos trabajos renombraron a la formación Ereo como formación Chungas y a la formación La Bocana como formaciones Pilares (en lo que son los miembros volcánicos andesíticos y dacíticos) y Cabuyal, que es  el miembro de carácter sedimentario. En el presente estudio se designa a toda la secuencia volcánica máfica denominada Ereo y/o Chungas como Complejo Basal Volcánico (CBV), mientras que la secuencia conocida como La Bocana, Pilares y/o Cabuyal es designada Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), con la finalidad de evitar mayores complicaciones con los términos.

Complejo Basal Volcánico (CBV)
El Complejo Basal Volcánico (CBV) es la unidad geológica más antigua depositada en la cuenca Lancones. Su base no se observa, pero se asume que reposa sobre el basamento Paleozoico o Precámbrico.

Incluye las formaciones Ereo y/o Chungas y las facies sedimentarias del Grupo San Pedro que se interdigitan con las formaciones mencionadas.

Según las ideas actuales (Tegart et al, 2000), la cuenca Lancones está ligada genéticamente al desarrollo del borde noroeste de Sudamérica, desde Piura hacia el norte, de forma separada respecto de lo que ocurrió de Chiclayo hacia el sur (Figura 3). Este borde se desarrolló ligado a la apertura del Caribe. Se ha documentado el emplazamiento de material básico y toleítico Triásico-Jurásico-Cretáceo inferior en Ecuador y Colombia. Esto sugiere que el CBV sería la fase final de esta estructura de apertura, lo que lleva a pensar que la formación Ereo sería Jurásico-Cretáceo inferior. Su potencia es de más de 1 km. Hacia la superficie, en cambio, se encuentran escasas riolitas y dacitas, pero relacionadas con la serie toleítica primitiva (Figura 5). Esto, junto con la escasez de sedimentos, lleva a pensar que el ambiente de formación fue oceánico y lejano a la costa.

Las rocas volcánicas más antiguas perforadas hasta la fecha en el distrito de Tambo Grande son basaltos de espesor desconocido.

La litología está dominada por coladas lávicas masivas, con estructuras almohadilladas (pillows).

Esporádicamente, se distinguen estructuras autoclásticas en forma de brechas hialoclásticas, con sus característicos litoclastos con bordes de enfriamiento.

Las rocas volcánicas máficas basales depositadas en la cuenca Lancones no tienen ningún aporte continental. Los componentes félsicos del CBV son ricos en sodio y pobres en potasio, subalcalinas de afinidad toleítica (Figuras 6 y 7) y revelan fundidos de origen basáltico oceánico.

El Complejo Basal Volcánico (CBV) no es una secuencia constante de flujos lávicos andesítico-basálticos, pues existieron durante su evolución diferentes centros volcánicos a lo largo de una estructura de apertura rift.

Los estudios geoquímicos previos de las rocas del CBV sugieren una afinidad toleítica (Tegart, 2000), confirmada en la presente investigación.

Esta unidad reviste capital importancia, debido a que en Tambo Grande constituye la roca de caja donde se han emplazado los depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (Figura 5), por lo que los trabajos exploratorios para ubicar depósitos de este tipo tienen que partir de esta unidad geológica.

Edad.- La edad del CBV se suponía comprendida entre el Aptiano y el Albiano inferior. Según Tegart (2000), las rocas del CBV, submarinas y bimodales, con predominio basáltico corresponden al Cretáceo inferior – medio o posiblemente a una época más antigua. Pero a partir de las nuevas interpretaciones acerca de su origen serían más bien Jurásicas, como lo sugieren las dataciones de Re - Os realizadas en los sulfuros masivos del depósito TG1 del yacimiento de Tambo Grande, las cuales indican que su edad corresponde al Jurásico superior (Mathur, 2001).

Complejo Volcánico Sedimentario (CVS)
El Complejo Volcánico Sedimentario (CVS) es una gruesa acumulación de materiales volcanoclásticos gruesos y masivos y niveles sedimentarios, con afloramientos que cubren una buena parte central de la cuenca Lancones (Figura 4). Incluye la formación La Bocana con sus miembros Pilares y Cabuyal (Figura 5).

De acuerdo con las observaciones de campo, el CVS exhibe una facies litológica que se ajusta a un modelo de acumulación del tipo de coladas piroclásticas, con tamaños y formas de litoclastos muy particulares, pero es difícil establecer si el ambiente de emplazamiento fue sub-aéreo o sub-acuático. Hacia la porción ecuatoriana de la cuenca Lancones (cuenca  Celica) es más notoria la presencia de rocas volcánicas de ambiente sub-aéreo.

Las perforaciones diamantinas realizadas hacia el sur del depósito de Tambo Grande indican que no se depositaron las facies sedimentarias del CVS, debido a una posible emersión de la cuenca en este sector.

Los materiales volcanoclásticos proximales en gran parte son caóticos, sin señales de estratificación y con un espesor que se estima puede pasar los 500 metros, que lateralmente y en forma progresiva se adelgaza, interdigitándose, dichos materiales, con las formaciones sedimentarias volcanogénicas en las partes distales del arco volcánico. Las rocas están cloritizadas y epidotizadas y son de color gris-verdoso, siendo los litoclastos más claros respecto a la matriz, la que presenta una coloración gris-verdosa más oscura. Mayormente estas rocas son de composición andesítica y dacítica, de afinidad calcoalcalina en transición a toleíticas (Figura 6).

El  Complejo Volcánico Sedimentario (CVS) no es una secuencia homogénea debido a la  existencia de diferentes centros volcánicos y a la vez varias sub-cuencas de sedimentación, por lo que no existe una correlación litoestratigráfica constante.

El CVS alberga todos los indicios y depósitos tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko), ver Tabla 1, tales como Cerro Colorado, Tomapampa y Potrobayo.

Edad.- El CVS es de edad Albiano medio a superior. Los restos fósiles (ammonites) son la principal guía para determinar su edad relativa. No existen, a la fecha, dataciones absolutas de este evento volcánico-sedimentario. 

Formación o evento Lancones
La formación Lancones es una secuencia sedimentaria volcanoclástica que aflora en el sector del antiguo poblado de Lancones.  En la sub-cuenca occidental, sus afloramientos están ampliamente distribuidos en ambas márgenes del río Chira.

Está constituida por facies volcánicas piroclásticas de ambiente sub-aéreo, intercaladas con algunos niveles sedimentarios restringidos.

Comprende a las formaciones Lancones y Venados (Figura 5).

Las rocas son de composición mayormente andesíticas y de afinidad calcoalcalina (Caldas y Farfán, 1997).

En el reconocimiento efectuado para la elaboración del presente estudio no se observó la presencia de ninguna manifestación o indicio del tipo sulfuro masivo vulcanogénico (VMS) en esta formación.

Edad.- La formación Lancones tendría un rango de edad comprendido entre el Albiano superior y el Cenomaniano inferior. Los restos fósiles (ammonites) y su posición estratigráfica son las principales guías para determinar su edad relativa.

Caracterización geoquímica de las secuencias volcánicas
Es importante destacar que una buena calidad de los datos analíticos es un requisito de indicadores petrogenéticos.

Todas las rocas analizadas (CBV y CVS) pertenecen al campo de las rocas sub-alcalinas (Figura 6).

Tanto las rocas del CBV como las del CVS van desde basaltos (máficas) hasta riolitas (félsicas), siendo las rocas del Complejo Volcánico Sedimentario más evolucionadas por su afinidad entre la transición del toleítico al campo calcoalcalino (Figura 7).

Las rocas félsicas del CBV están asociadas a los depósitos de sulfuros masivos del yacimiento de Tambo Grande (TG1, TG3 y B5) y son menos abundantes que las rocas félsicas del CVS. Probablemente  son producto de la diferenciación del magma primitivo y gradan a calcoalcalinas, más evolucionadas que los basaltos toleíticos. Las rocas félsicas del CVS están asociadas a los depósitos del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko).

De los estudios llevados a cabo, se llega a la conclusión de que en el CBV, se observan lavas basálticas y tobas piroclásticas que tienen afinidad  toleítica  con bajo contenido de potasio. Las rocas que predominan en esta formación son basaltos y andesitas basálticas, con bajo contenido de  SiO2, TiO2 y Zr y con alto contenido de CaO y NaO.

Ascendiendo la secuencia estratigráfica, aparecen las volcanitas superiores del CVS, que de acuerdo con los resultados, son de composición andesítica a riolítica, de carácter transicional hacia calcoalcalino y con contenido intermedio de potasio con altos contenido de TiO2 y K2O.

Los resultados de los análisis litogeoquímicos no deben tomarse aisladamente para interpretar ambientes de formación, es simplemente una herramienta más que contribuye a la interpretación geológica.

Metalogenia
En el mapa metalogénico del Perú se considera las principales áreas metalogénicas y unidades en que se encuentran los principales yacimientos e indicios peruanos. La gran mayoría están asociados al ciclo andino.

Las provincias metalogénicas y las unidades de la costa de Zn, Pb, Ag, Cu, W, Sn, Au, U, etc., se pueden agrupar en cuatro segmentos principales: Norte, Central, Centro-sur y Sur. El área que comprende la cuenca Lancones se ubica dentro del primer segmento (Norte) y representa a los yacimientos vulcanogénicos de sulfuros masivos (VMS) del Jurásico superior - Cretáceo medio.

Según la clasificación de Franklin (1993), en cuanto al tipo de depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS), podemos llegar a la conclusión que existen dos estilos de mineralización (Tabla 1, Figura 8).

El primer estilo está dado por los depósitos VMS del tipo Tambo Grande (Cu-Zn). Los cuales son relativamente grandes, de un tonelaje superior a los 50 millones de sulfuros masivos y con contenido de Au y Ag (Figura 9).

El segundo estilo de mineralización está dado por los depósitos del tipo Zn- Pb-Cu (Kuroko), los cuales son relativamente pequeños de restringido tonelaje (menor a 1 millón de toneladas de sulfuros masivos).

Por otro lado y asociados a eventos magmáticos-hidrotermales tardíos se presentan depósitos del tipo pórfídos cupríferos y sistemas epitermales de alta y baja sulfuración.

Además existen mineralizaciones del tipo skarn y vetas polimétalicas.

Depósitos VMS Tipo Tambo Grande
Las rocas de caja de los depósitos de Tambo Grande (Cu-Zn) pertenecen al Complejo Basal Volcánico (CBV), submarino y bimodal, con predominio basáltico correspondiente al Jurásico superior - Cretáceo inferior. Estas rocas forman la secuencia basal de la cuenca Lancones, cuyos afloramientos muestran una tendencia noreste (Figura 4).

Los sulfuros masivos de Tambo Grande  tienen un predominio de cobre y zinc con plomo en menor cantidad y presencia importante de oro y plata y son depósitos con un gran tonelaje (Tabla 1).

El contexto geológico y los índices metálicos guardan consistencia con una clasificación de depósito máfico bimodal (Según Barrie y Hannington, 1999). Entre los ejemplos notables de depósitos máficos bimodales se encuentran los famosos yacimientos del distrito de Noranda y Kidd Creek en Canadá.

A nivel del mundo el conjunto de masas que integran el yacimiento de Río Tinto, en España, se considera la mayor concentración de sulfuros masivos conocida hasta la fecha (Palero, 1999). Pero de acuerdo con la clasificación de Franklin corresponden a los del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko).

La deposición de sulfuros fue controlada por cuencas de tercer orden (TG1) dentro de cuencas tectónicas secundarias (TG3) y estuvo asociada con un pulso de volcanismo félsico, domos de composición dacítica, en una secuencia estratigráfica por lo demás máfica (Figura 5). Se observa dos escenarios diferentes para la acumulación de sulfuros en Tambo Grande. En el depósito TG1, los sulfuros rellenaron la topografía pre-existente o paleo-relieve, mientras que en el TG3, los sulfuros  se desarrollaron como montículos dentro de un campo de domos emergentes sobre un fondo de fosa tectónica (graben). Los depósitos de Tambo Grande y la estratigrafía volcánica hospedante no han sufrido perturbación yaciendo casi tal como se depositaron y no presentan ninguna perturbación estructural. Como sucede en la mayoría de distritos de sulfuros masivos a nivel mundial, estos últimos se presentan como depósitos múltiples o conjunto de VMS.

La zonalidad característica trae como resultado una distribución compleja de metales base y preciosos. Al desarrollo inicial de una columna de sulfuros le sigue una removilización y superposición de metales base con relaciones espaciales complejas y en el caso del TG1, una removilización y enriquecimiento de cobre tardío, así como la precipitación de sulfatos y oro. Se observa que en el TG1, el evento de cobre tardío parece haber ocurrido durante la invasión de agua marina en la columna de sulfuros que alteró la calcopirita inmediatamente se volvió a precipitar o se removilizó parcialmente para superponerse a otras partes del depósito.

El depósito aurífero en óxidos de TG1 está compuesto básicamente por una unidad de baritina rica en oro que se depositó durante una fase tardía de transición exhalativa a medida que el sistema hidrotermal pasó de reductor y generó sulfuros a un sistema oxidante, amortiguado por agua marina, lo cual precipitó sulfatos y oro. Se piensa que el TG1 permaneció en contacto con el agua marina, reaccionando con la misma a medida que el sistema se iba enfriando.

En forma similar al TG1, el TG3 es un depósito zonado con áreas de cuerpos de pirita, zonas de reemplazamiento de cobre basal y zonas distales de cobre-zinc-plata-oro. Sin embargo, el TG3 carece de eventos tardíos de óxido con oro y enriquecimiento de cobre secundario. Estas dos épocas de mineralización son fenómenos tardíos que probablemente estén ausentes porque el sistema hidrotermal se enfrió a causa del volcanismo anterior a la finalización de su evolución (terminaba prematuramente, mientras que aún se estaba reduciendo). El TG3 se selló eficazmente a partir de la interacción a largo plazo con agua marina debida a un cubrimiento rápido causado por el volcanismo andesítico-basáltico.

Según James Franklin, quien estudió el depósito en detalle, el ambiente de formación del TG1, así como de los otros depósitos perforados (TG3-B5) es profundo. Las razones son las siguientes: en ambiente abisal, los VMS son portadores de oro diseminado en calcopirita, esto debido a que el oro es transportado en Cl- (cloruro). En ambientes epitermales someros, el oro es transportado en bisulfato y al llegar al punto de ebullición, precipita junto con baritina, aparentemente lejos de la presencia de sulfuros masivos. Esto ocurre a profundidades de 1,500 a 600 m, en donde el agua de mar se introduce fría en la columna volcánica y se calienta cerca de la fuente de calor. En estas condiciones los sulfuros masivos se depositan en la superficie oceánica y el bisulfato disuelve el cobre de las rocas circundantes y lo deposita sobre los sulfuros masivos como calcosina, depositando posteriormente el oro con baritina sobre la calcosina, pero sin ebullición. El TG3 aparentemente evolucionó hasta la formación de calcosina, pero antes de la deposición de la fase oro-baritina un basalto cubrió el yacimiento, truncando su evolución aurífera. En la misma línea la esfalerita es un indicador de profundidad: en ambiente abisal estas son ricas en hierro, en ambientes intermedios se trata de blenda rubia, pero en ambientes epitermales estas son casi blancas o amarillas, difíciles de ver a simple vista. En Tambo Grande se presentan tanto escalerita rica en hierro como blenda rubia, es por eso que se propone que el yacimiento se formó en mares profundos.

Depósitos VMS Tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko)
El Complejo Volcánico Sedimentario (CVS) corresponde a un volcanismo y magmatismo inducido de margen continental del Cretáceo medio generando un arco de islas reconocido al oeste de la ciudad de Las Lomas y con rumbo noreste-suroeste (Figura 4).

En este tipo de volcanismo se generan depósitos e indicios del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko). Existen numerosos indicios de este estilo en las rocas del CVS, entre intermedias y félsicas, que se encuentran al norte de Tambo Grande (Figura 4). Sin embargo, la gran cantidad de campañas de  exploraciones llevadas a cabo no ha permitido descubrir depósitos de importancia económica hasta la fecha de la elaboración del presente estudio. Se cree que los depósitos grandes se forman solamente dentro de la porción principalmente máfica (CBV) más antigua de la estratigrafía Jurásica- Cretácica.

Según la clasificación de Barrie y Hannington (1999), los indicios del CVS se encuentran dentro del grupo denominado siliciclásticos bimodales.

En las rocas de origen exhalativo submarino del indicio Potrobayo, se produjeron durante la diagénesis, removilización, recristalización y corrosión de minerales como también plegamientos intraformacionales. Las emanaciones de gases, por un lado, tuvieron en parte un carácter explosivo y produjeron un intenso brechamiento, y las reactivaciones hidrotermales tardías aprovecharon los sistemas de debilidad para emplazarse como venillas de cuarzo y baritina. Por sus características este indicio parece ser producto de la acción exhalativa submarina e hidrotermal conjuntas a consecuencia de lo cual presenta rasgos epigenéticos y singenéticos combinados (Ríos, 2004).

La sílice-hematita del indicio Potrobayo sugiere un origen hidrotermal de baja temperatura y somera. De ser esto cierto habrían anomalías de sodio positivas y en las raíces, dacitas con alteraciones de clorita epidota, tal como ocurre en el indicio. Parece ser que en este ambiente hay solo cuatro yacimientos conocidos a nivel mundial, de esfalerita blanca y que no necesariamente son sulfuros masivos, sino más bien vetas o pequeños mantos, de difícil evaluación geofísica (Franklin, 2001). En estos ambientes, en general se forman stringers similares a los observados en Tomapampa y Cerro Colorado, sin la presencia de sulfuros masivos y con posible presencia de ambientes epitermales (Au, As, Sb, Hg y Sn). Sin embargo, queda en claro que los ambientes someros no son negativos, pero si aparentemente menos favorables para la formación de VMS, tema que actualmente es de gran debate a nivel mundial. Pese a ello, durante la fase de cartografía geológica se descubrió un cuerpo de VMS aflorante en los alrededores del indicio Potrobayo.  Dentro de los ambientes someros, un posible ambiente favorable lo dan las calderas, las cuales están presentes en la zona entre Potrobayo y Tomapampa (Injoque et al, 2000).

Es importante mencionar que estos niveles de jaspe reconocidos en los yacimientos tipo Kuroko (tetsusekiei), en los de la Faja Pirítica Ibérica y  en los yacimientos canadienses, no parecen constituir un nivel guía, como se pensaba hace algún tiempo. Aunque sí pueden ser indicadores de la proximidad de sulfuros (Sánchez, 1996). Probablemente las rocas más características de la Faja Pirítica Ibérica son los jaspes con óxidos y peróxidos secundarios de manganeso por alteración de rodonita y rodocrosita (Carvalho, 1979). Estos se dejaron de explotar hace unos 30 años sin alcanzar producciones relevantes en España. Para Barriga y Oliveira (1986) estas rocas son precipitados hidrotermales en el fondo marino; acumulaciones de geles de sílice con fierro y manganeso. Lo que es importante mencionar es que generalmente los yacimientos de sulfuros masivos están cubiertos o coronados por una capa de jaspe o sílice ferruginosa. En el CVS existen numerosas manifestaciones de jaspilitas, las cuales pueden constituir un buen punto de partida para la exploración de VMS.

Existen muchas similitudes geológicas y geoquímicas entre los depósitos e indicios del CVS y los de la FPI, pero como mencionamos anteriormente no se han descubierto depósitos de grandes dimensiones como los de la Faja Pirítica, pero esto no descarta la posibilidad que  existan.

Depósitos magmáticos - hidrotermales
Los sistemas del tipo pórfidos cupríferos son las típicas manifestaciones de este estilo de mineralización, ellos se encuentran alineados en lo que se ha denominado cinturón magmático-hidrotermal de rumbo general N40°E (Figura 4). Los pórfidos del área están muy erosionados como lo indican las texturas de la roca intrusiva que varía de pórfido con poca matriz a roca completamente fanerítica, presencia de vetillas A, B y D (según la clasificación de Gustafson y Quiroga para el pórfido El Salvador-Chile, 1995), la alteración predominante es la potásica con muy poca cuarzo-sericita-pirita (fílica).

Otro estilo de mineralización presente en el área de estudio de la cuenca Lancones está representada por sistemas epitermales de alta (HS) y baja sulfuración (LS).

Los sistemas epitermales solo han sido reconocidos en el terreno, existiendo algunas muestras geoquímicas puntuales con anomalías de oro (Informes internos y confidenciales de Cía. de Minas Buenaventura y BHPBilliton). Sin embargo, al realizarse una rápida campaña piloto de muestreo de sedimentos de arroyo se obtuvo una interesante anomalía de Cu y Au en los drenajes de los indicios Guitarras, Bolsa del Diablo, Chivatos, Agua Escondida y Calabazas.

Estos sistemas se emplazan tanto en el CVS como en las secuencias volcánicas de la formación Lancones. Solo se ha identificado la presencia de algunas anomalías de oro en los indicios del tipo baja sulfuración (LS).

Los sistemas HS y LS se encuentran asociados geográficamente a los sistemas de pórfidos cupríferos, pues coinciden en posición y mantienen el mismo rumbo en su alineación, N40°E (Figura 4).

Se encuentran próximos a intrusiones sub-volcánicas y/o domos de composición mayormente dacítica, donde se observa la presencia de alteración argílica a argílica avanzada, en algunas ocasiones con sílice residual porosa (vuggy silica).

Los sistemas epitermales del tipo alta sulfuración (HS) se manifiestan como mineralización de stockwork en los domos félsicos o como cuerpos de brechas hidrotermales. Las manifestaciones más representativas son los indicios Chivatos y Pilares.

Mientras que los sistemas del tipo baja sulfuración (LS) se manifiestan a manera de vetas de cuarzo, con textura crustiforme y una alteración marginal de sericita-adularia. Estas vetas poseen potencias que varían entre algunos centímetros hasta tres metros, en los afloramientos reconocidos en el terreno.

Las manifestaciones más representativas de este segundo tipo de mineralización epitermal lo constituyen los indicios Algodonal, Alumbre, Naranjo, Pueblo Nuevo, Bolsa del Diablo, Guitarras, Chiqueros y Calabazas.

Debe destacarse además que en las orillas de algunos ríos y quebradas importantes, ubicadas en las inmediaciones de dichos indicios, se encuentran algunos lavaderos artesanales de oro transportado, donde unos pocos mineros informales trabajan muy ocasionalmente (Martínez y Serrano, 1997).

No existe bibliografía previa sobre este tipo de depósitos en esta zona del Perú. Pero en Ecuador en las inmediaciones de la ciudad de Zapotillo se encuentra el indicio del tipo alta sulfuración (HS) Pampa Blanca o mina Karina, donde existen perforaciones diamantinas, incluso algunos cateos de mineros informales.

Es importante concluir que este estilo de mineralización no ha sido aún prospectada sistemáticamente por compañías mineras, constituyendo, por lo tanto, un buen objetivo de exploraciones a futuro.

Depósitos tipo Skarn
Por otro lado, ha de mencionarse la esporádica presencia de mineralizaciones del tipo skarn, al contacto de stocks sub-volcánicos ácidos e intermedios y unidades correspondientes al Complejo Plutónico Las Lomas y las secuencias carbonatadas del CVS, pero sin valor económico alguno. Se observa exclusivamente presencia de magnetita y manifestaciones de actinolita, granates, epidota, pirita y carbonatos de cobre. Estos stocks presentan una morfología de colinas bajas aisladas. Entre estas manifestaciones podemos citar a los indicios El Noque, Tejedores y Pueblo Nuevo.

Depósitos vetiformes
Finalmente, en algunas áreas se reconocieron estructuras vetiformes o filones con débil mineralización polimetálica (Cu-Pb-Zn y baritina), como Papayo, Revolcadero, Recodo, La Copa, Silverios, etc., estos indicios filonianos son abundantes, de tamaño pequeño y sin interés económico. Sin embargo, su estudio puede proporcionar información valiosa para investigar posibles yacimientos ocultos, que hayan experimentado procesos de removilización en etapas de fracturación tardías.

Las vetas por lo general muestran un rumbo NE y sus espesores varían desde escasos centímetros hasta seis metros, siendo su continuidad muy restringida.

Este tipo de depósitos se emplaza en el CVS, en la mayor parte de los casos, sin embargo, existen algunas manifestaciones asociadas al CBV.

También existe presencia de baritina exhalativa, según indican los sondeos diamantinos, la cual se presenta como un manto coronando los cuerpos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS).

Discusión
Marco tectónico
El contexto geotéctonico de partida de la cuenca Lancones era el  de una fase distensiva marcada por una estructura de apertura ubicada en un margen continental, la cual se ha denominado rift en el sentido de fosa o graben dentro de un marco de cuenca ante-arco. Esta paleo-estructura sería producto de la tectónica distensiva que se generó de la apertura entre Gondwana y Laurasia, la cual se inició en el Jurásico medio y bien podría ser la prolongación de una mega-estructura que viene desde el Caribe en un margen convergente (Figura 2). El eje magmático mantélico debió de tener una orientación principal con rumbo norte-sur, la cual sufrió un giro en el Cretáceo superior en lo que se denomina deflexión de Huancabamba (Figura 3) y adquiere un rumbo NE, pero existieron otras estructuras similares subordinadas (secundarias) dentro del corredor principal, las cuales albergan los depósitos de VMS tipo Tambo Grande.

Las estructuras distensivas se pueden generar en tres contextos, pensando en el caso particular de la cuenca Lancones: en una zona de rift marginal, en una dorsal, o en una zona distensiva de ante-arco.

En un rift tipo Mar Rojo se presenta una divergencia de placas y se crea una estrecha zona de corteza oceánica. El mar invade el eje de la cuenca; pero, a consecuencia de su forma estrecha y alargada, sus comunicaciones con el océano abierto son todavía difíciles. Los fenómenos volcánicos que se observan en el borde de la cuenca marina y, sobre todo, la formación de corteza oceánica en el eje de esta cuenca, se hallan asociados a una importante actividad hidrotermal, que enriquece los sedimentos en sales metálicas, precipitadas principalmente en forma de sulfuros, pudiendo formarse depósitos de sulfuros masivos de gran interés económico (Boillot, 1984). Los estadios de este tipo se inician con un volcanismo alcalino ausente en la cuenca Lancones o tal vez no aflorante por la homogeneidad de la topografía, por lo cual no se descarta la posibilidad que este fuese el origen de la cuenca, es decir, un rift abortado y desplazado por fallas transformantes.

Tegart (2000) y Caldas & Farfán (1997), en cierta forma ratifican la hipótesis de la existencia de un rift o estructura de apertura. Sin embargo, esta estructura no es una dorsal meso-oceánica como mencionan Valdivia y Torres (1995). Pero es indiscutible el aporte de elementos procedentes del manto por un adelgazamiento de la corteza. La afinidad toleítica de las rocas del Complejo Basal Volcánico (CBV) evidencian la presencia de esta estructura y la manifestación de secuencias félsicas (domos dacíticos) asociadas a los depósitos de sulfuros masivos (VMS), así como el magmatismo transicional al calcoalcalino, descartan la posibilidad de que se trate de una dorsal meso-oceánica como  lo precisan Valdivia y Torres (1995).

El que las rocas de la cuenca Lancones varíen entre toleíticas y calcoalcalinas sugiere que los espesores fueron mayores que una típica corteza oceánica (~10 km) pero no corresponden a los típicos espesores de la corteza de los Andes (>30 km) donde las rocas son calcoalcalinas ricas en potasio. La hipótesis del contexto geotectónico que más se acomoda al de la cuenca Lancones es la de una fase distensiva de ante-arco / cuenca marginal, donde se produce un adelgazamiento de la corteza continental y permite la generación de magmas de afinidad toleítica.

El escenario geotectónico de la cuenca Lancones es muy complejo, al norte de la cuenca se presentan terrenos acrecionados y al sur de la misma una zona de convergencia de placas, separadas por la deflexión de Huancabamba. No existe a la fecha bibliografía que se ocupe de explicar los fenómenos que se produjeron en esta zona.

Estratigrafía
En cuanto a la estratigrafía volcánica, se han identificado en el área de estudio dos grandes eventos volcánicos que pueden ser considerados como metalotectos para depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS).

El primero de ellos es el Complejo Basal Volcánico (CBV), caracterizado por ser una secuencia volcánica máfica bimodal, de ambiente de formación correspondiente a una estructura de apertura de fase distensiva, aparentemente de mares profundos, el cual es de edad Jurásico superior a pre-Albiano.

El otro evento es el Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), caracterizado por ser una secuencia mayormente volcanoclástica bimodal (félsico-máfica), con presencia de mayor cantidad de facies sedimentarias y características de un ambiente de arco de islas volcánico y de mares someros, el cual es de edad Albiano medio a superior.

El análisis litogeoquímico muestra dos grandes grupos geoquímicamente diferentes.

El primero de ellos es un evento de afinidad toleítica que está dado por las formaciones Ereo y Chungas, es decir, los equivalentes al Complejo Basal Volcánico (CBV).

El otro evento, de afinidad transicional entre toleítica y calcoalcalina, está dado por la formación La Bocana y sus miembros Pilares y Cabuyal, equivalentes al Complejo Volcánico Sedimentario (CVS).

Las rocas volcánicas del CVS son más evolucionadas que las del CBV, por su afinidad hacia la calcoalcalinidad, es decir que interactuaron con una corteza más gruesa que las del CBV.

Las rocas félsicas del CBV están asociadas a los depósitos de VMS del tipo Tambo Grande (Cu-Zn), ver Figura 5. Estas rocas de composición dacítica se presentan como domos y son menos abundantes que las rocas félsicas del CVS y su origen se debe a una diferenciación del magma toleítico por lo que tienden a ser calcoalcalinas, más evolucionadas que los basaltos toleíticos.

Las rocas félsicas del CVS están asociadas a los depósitos e indicios del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko). Estas rocas son de composición dacítica y riolítica, y se presentan a manera de flujos, domos y brechas. Su origen se debe a diferenciación magmática y son de afinidad transicional entre toleíticas y calcoalcalinas.

Evolución de la cuenca Lancones
A partir de los resultados del presente estudio se ha planteado la hipótesis de la evolución de la cuenca Lancones, siendo el modelo que más se ajusta, el de una estructura inicial de apertura tipo rift, en el sentido de fosa o graben, de fase distensiva y dentro de una zona de ante arco en un margen continental.

La cuenca Lancones se inició bajo un régimen extensivo el cual generó la estructura de apertura durante el Jurásico, con un volcanismo máfico bimodal de afinidad toleítica.

Posteriormente, se produce un volcanismo durante el Cretáceo medio (Albiano) de característica volcanoclásticas y secuencias sedimentarias intercaladas, en un ambiente de arco insular y de calderas volcánicas, este volcanismo es de afinidad transicional entre el toleítico y el calcoalcalino.

Luego se produce la emersión de la cuenca por sectores, durante una fase compresiva y se desarrolla un evento volcánico de características sub-aéreas y algunas facies sub-marinas, denominado evento Lancones.

Hacia el Cretáceo superior se emplazan intrusiones plutónicas y sub-volcánicas,  este episodio da origen a un cinturón magmático-hidrotermal, en el cual se generan depósitos del tipo pórfidos de cobre, epitermales de baja y alta sulfuración, skarns  y vetas polimetálicas a partir de las intrusiones múltiples asociadas al batolito de la costa.

Por último, ya en un ambiente de cuenca submarina, se produce una sedimentación durante el Terciario, la cual da origen a formaciones petrolíferas.

Modelo metalogénico
El modelo metalogénico preliminar para el metalotecto Lancones (Figura 10) es el de una cuenca volcano-sedimentaria, con una fase inicial de volcanismo máfico, denominada, para el presente estudio, Complejo Basal Volcánico (CBV), el cual contiene los depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) del tipo Tambo Grande (Cu-Zn).

Recubriendo esta secuencia se presenta una segunda fase de volcanismo, predominantemente volcanoclástico y félsico, denominada Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), el cual contiene los depósitos e indicios de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko).

El modelo metalogénico que más se acomoda a nuestros resultados es el de la estructura de apertura rift de ante arco, sin embargo, no deja de ser un modelo y no se descartan otras posibilidades de evolución de la cuenca. Entre estas se cuentan las múltiples posibilidades de transición VMS-pórfidos-epitermales LS/HS, favorecidas por la coexistencia de ambientes subaéreos y submarinos durante la evolución de la cuenca.

Tradicionalmente se ha considerado por separado la metalogenia de los yacimientos vulcanogénicos subaéreos y submarinos. Cuando se hablaba de yacimientos porfídicos o epitermales, se subentendía que se trataba del primer caso. Y del segundo, si se hablaba de sulfuros masivos. Los estudios de detalle realizados indican la transición de un sistema de tipo pórfido a uno epitermal de baja sulfuración en Ladolam (Müller et al, 2002). Por su parte, las mineralizaciones encontradas en el Conical Seamount, son consideradas como el eslabón que ilustra la transición entre un sistema subaéreo y una concentración sub-oceánica de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS), con espectaculares contenidos auríferos en ambos casos.

En sistemas fósiles se encuentran, igualmente, indicios que apuntan a la existencia de una transición continua desde los clásicos sistemas VMS sub-oceánicos hasta los sistemas de pórfidos de Cu-Au y epitermales Au-Ag, según sugieren numerosas investigaciones (Castroviejo, 2004). Se ha interpretado la génesis del yacimiento de alta sulfuración de Pueblo Viejo en la República Dominicana, como subaérea, pero transicional a submarina somera (Kesler et al, 1981). La emersión parcial del CVS sugiere que este fenómeno de transición entre sistemas subaéreos y sub-oceánicos se presenta en la cuenca Lancones. Esto abre perspectivas de potencial hasta ahora no investigado, pero posible.

Exploración
Durante muchos años se han evaluado los indicios de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) de la cuenca Lancones, sin diferenciarlos por posición estratigráfica, ambiente formacional y estilo de mineralización y, por ende, utilizando los mismos parámetros para su estudio y evaluación. Este procedimiento ha sido erróneo pues se trata de depósitos de diferentes ambientes, tipo de mineralización, forma, volumen, edad y contenido metálico.

A partir de las conclusiones sobre yacimientos minerales en la cuenca Lancones, la experiencia sobre el área de estudio puede ser aplicada en toda la extensión de la cuenca para la prospección por estos depósitos.

Por otro lado, los depósitos magmáticos-hidrotermales han sido reconocidos pero no evaluados sistemáticamente por ello se desconoce su real potencial.

La prospección por yacimientos del tipo Tambo Grande (Cu-Zn) debe estar orientada sobre las secuencias volcánicas del Complejo Basal Volcánico (CBV). Esta franja se encuentra abierta hacia el sur del depósito de Tambo Grande (Figura 4), donde los afloramientos del CBV se encuentran cubiertos por formaciones Terciarias y Cuaternarias y las profundidades del nivel mineralizado se encuentra a más de 400 m, mientras que al norte la secuencia del CBV se encuentra bajo el Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), siendo la profundidad del nivel mineralizado desconocida, pues a la fecha no se ha logrado ningún hallazgo significativo, pero no por ello deja de ser una zona altamente prospectiva.

Litológicamente es importante identificar los centros félsicos del CBV, ya que los VMS de este tipo están asociados a estas intrusiones sub-volcánicas, como en el caso del depósito TG3 (Figura 5). Por otro lado, es fundamental determinar los tipos de alteraciones hidrotermales para la exploración por este tipo de depósitos, así como las zonalidades geoquímicas.

La prospección por yacimientos del tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko) debe estar orientada sobre las secuencias félsicas del Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), esta franja se encuentra abierta hacia el este y oeste de la estructura de apertura rift y en asociación a estructuras del tipo calderas. Las calderas volcánicas submarinas constituyen las nuevas regiones con manifestaciones de depósitos de tipo Kuroko en Japón (Ohmoto y Takahashi, 1983).

El CVS aflora en gran parte del área de estudio, es muy frecuente encontrar raíces de sistemas de VMS aflorantes, así como algunos cuerpos masivos estrato-ligados preservados y que afloran a manera de gossan.

Por otro lado, es importante mencionar que a la fecha no se ha logrado encontrar un depósito de este tipo que sea económico, lo cual no descarta las posibilidades de un hallazgo significativo.

Es necesario reconocer las alteraciones hidrotermales propias de este tipo de sistemas, las cuales sirven de guía para el posicionamiento espacial del depósito.

Es importante destacar que para la prospección de los depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos (VMS) en general, al tratarse en la mayor parte de los casos de depósitos recubiertos por una litología posterior a la etapa de mineralización, hace falta conjugar varios métodos de exploración: geológicos, estructurales, geoquímicos, geofísicos y sobre todo la interpretación e integración de los resultados. Por ejemplo, el descubrimiento del depósito de VMS de Neves-Corvo en Portugal (FPI) fue el resultado de diferentes métodos de exploración y de un prolongado tiempo en las fases de prospección (Leca, 1985).

Otro estilo de mineralización presente en el área de estudio de la cuenca Lancones está representada por sistemas del tipo pórfidos de cobre y molibdeno y  epitermales de alta (HS) y baja sulfuración (LS).

El procedimiento sistemático para la exploración de este tipo de depósitos es iniciar con una campaña regional de muestreo de sedimentos de arroyo (stream sediments), tratando de cerrar las anomalías existentes determinadas en las primeras fases. El muestreo debe ser orientado sobre el cinturón magmático-hidrotermal de rumbo N40°E.

Una vez ubicadas las áreas anómalas, se debe proceder con la cartografía geológica y de alteraciones hidrotermales, en detalle, y un muestreo sistemático tanto de roca como de suelos.

Según los resultados pueden realizarse campañas de magnetometría u otros métodos geofísicos como IP y resistividad. Para finalmente determinar las zonas a perforar con sondeos diamantinos.

Es importante concluir que este estilo de mineralización no ha sido aún prospectado sistemáticamente por compañías mineras y, por ende, se desconoce su real potencial, constituyendo por lo tanto un atractivo objetivo de exploraciones a futuro. Por otro lado, cada depósito o indicio es una particularidad por lo que no se puede diseñar un esquema rígido de exploración, se pueden indicar los procedimientos generales pero no las técnicas específicas.

Conclusiones
1. La litogeoquímica, petrografía, mineragrafía y tipos de depósitos de sulfuros masivos (VMS) caracterizan dos unidades o Metalotectos de la cuenca Lancones; el Complejo Basal Volcánico (CBV) y el Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), poniendo de manifiesto evidentes diferencias entre ambos.

2. El Complejo Basal Volcánico (CBV), máfico bimodal, Jurásico superior – pre-Albiano, contiene mineralizaciones tipo Tambo Grande (Cu-Zn), de gran tonelaje, asociadas a domos dacíticos y en un ambiente distensivo.

3. El Complejo Volcánico Sedimentario (CVS), siliciclástico bimodal, Albiano medio a superior,  contiene mineralizaciones tipo Zn-Pb-Cu (Kuroko), de escaso tonelaje hasta la fecha y asociadas a secuencias félsicas de composición riolítica a dacítica y en un contexto de arco volcánico.

4. Las rocas del Complejo Basal Volcánico (CBV) son de afinidad toleítica y derivación mantélica, mientras que las rocas del Complejo Volcánico Sedimentario (CVS) son mayormente transicionales a calcoalcalinas.

5. Las rocas plutónicas constituyen parte del cinturón batolítico de la costa. El Complejo Plutónico Las Lomas presenta evidencias de un plutonismo múltiple, probablemente coincidente con un foco magmático-hidrotermal importante, que funcionó del Cretáceo superior al Terciario inferior y está asociado a sistemas del tipo pórfido cuprífero y epitermales de alta y baja sulfuración.

6. El modelo interpretativo de la evolución de la cuenca Lancones que más se acomoda a los resultados del estudio es la hipótesis de un rift con un posterior arco de islas en una fase de distensión (Jurásico medio-Cretáceo medio) y luego una fase compresiva (Cretáceo superior).

Agradecimientos
Es, para el autor, un grato deber expresar su agradecimiento al Instituto de Ingenieros de Minas del Perú (IIMP), por la oportunidad de publicar el presente artículo. A las personas de los ingenieros Gustavo Luyo Velit y Fausto Valdeavellano Roca Rey.

Es importante a su vez reconocer la labor de entidades como la Universidad Politécnica de Madrid, BHP Billiton y Compañía de Minas Buenaventura, por su desinteresada colaboración.













Bibliografía
Aspden, J. A., Bonilla, W. and Duque, P. 1995. The Oro Metamorphic complex Ecuador. Geology and economic mineral deposits. Overseas Geological and Mineral Resourses, N 67, 47 pp.
Atherton, M. P., Warden, V. and Sanderson, L. M. 1983. The Mesozoic marginal basin of Central Peru. Nature, 305: 303-306.
Barrie, C. and Hannington M. 1999. Classification of Volcanic-Associated Massive Sulfide Deposits Based on Host-Rock Composition. SEG. Reviews in Economic Geology, V. 8, 1-11.
Barriga, F. and Oliveira, J. 1986. Geochemical study of chert, jasper and manganese ores from the Iberian Pyrite Belt. Maleo, 2 (13): 11.
Boillot, G. 1984. Geología de los márgenes continentales. Masson, S.A. Barcelona, España. 141 p. 
Caldas, J. y Farfán, C. 1997. Tectonismo, magmatismo y sedimentación en la cuenca Lancones. Resúmenes extendidos, IX Congreso Peruano de Geología, pp. 249-253.
Cardozo, M. 1996. El futuro de la minería polimetálica en el Perú. Mundo Minero, 170: 32-38.
Carvalho, D. 1979. Geología, metalogenia e metodología da investigação de sulfuretos polimetálicos do Sul do Portugal. Comun. Serv. Geol. Port., 65: 169-191.
Castroviejo, R. 2004. El oro en ofiolitas. Capítulo 2: Pereira, E. y Castroviejo, R. (2004). Guía de exploración de metales preciosos en complejos ofiolíticos de Iberoamérica. CYTED (en prensa).
Cobbing, E.J.; Pitcher, W.S.; Wilson, J.; Baldock, J.; Taylor, W.; Mccourt, W. and Snelling, N.J. 1981. Estudio geológico de la cordillera occidental del norte del Perú. Estudios especiales, Serie D, Boletín N 10, Instituto Geológico Minero y Metalúrgico.
Dickinson, W. R. 1974. Sedimentation within and beside ancient and modern magmatic arcs. In Dott, Jr., R. H. and Shaver R. H., eds., Modern and ancient geosynclinal sedimentation. Soc. Econ. Paleont. Mineral sp.
Feininger, T. 1987. Allochthonous terranes in the Andes of Ecuador and northwestern Peru. Canadian Journal of Earth Sciences, 24: 266-278.
Fisher, A. G. 1976. Desarrollo geológico del Noroeste peruano durante el Mesozoico. Boletín de la Sociedad Geológica del Perú, 30: 177-190.
Franklin, J. M., Lydon, J. W. and Sangster, D.F. 1981. Volcanic-associated massive sulphide deposits. Economic Geology 75 anniversary volume, p. 485-627.
Franklin, J. 1993. Volcanic associated massive sulfide deposits. Geol. Assoc. Canada. Spec. Paper 40, 315-334.
Franklin, J. 2001. Litogeochemical Program for the Northern Lancones Basin Piura Area, Peru. Prepared for BHP Resources Ltda.
Gansser. 1973. Facts and Theories on the Andes. Journal of the Geological Society, London, vol 129: 93-131.
Goosens, P. 1972. An exhalativel volcanic iron sulfide stratabound deposit, near San Fernando, Azuay province, Ecuatore. Econ. Geology, T 67, V 4, p. 469-480.
Goosens, P. 1972. Metallogeny in Ecuadorian Andes. Econ. Geology, V 67, p. 458-468.
Gustafson, L. and Quiroga, J. 1995. Patterns of mineralization and alteration below the porphyry cooper orebody at El Salvador, Chile. Econ Geology, V 90, p. 2-16.
Hutchinson, R. 1973. Vulcanogenic sulphide deposits and their metalogenic significance. Econ. Geology, T. 68, V. 8, p. 1223-1243.
Injoque, J., Ríos, A., Martínez, J., Serrano, M., Torres, J. y Vargas, CH. 2000. Geología de los Volcánicos del Cretáceo Medio, Cuenca Lancones, Tambo Grande – Las Lomas, Piura. X Congreso Peruano de Geología. Resúmenes, 231.
Kesler et al. 1981. Geology and geochemistry of sulfide mineralization underlying the Pueblo Viejo gold-silver oxide deposit, Dominican Republic. Econ. Geol., 87, pp. 931-952.
Leca, X. 1985. La découverte des amas sulfurés canchés de Neves-Corvo (Sud du Portugal). Essai de méthodologie. Chron. Rech. Min., n° 479, p 51-62.
Litherland, M. Aspden, J. A. and Jemielita, R. A. 1994. The Metamorphic belt of Ecuador. Overseas Memory of the British Geological Survey, N 11.
Martínez, J.C. y Serrano, M. 1997. Informe del proyecto Totoral. Informe interno. Compañía de Minas Buenaventura.
Mathur, R. 2001. Datación de Re-Os. Informe Interno de BHP Billiton. rmathur@geo.arizona.edu .Universidad de Arizona. EE. UU.
Megard, F., Lebrat, M., Laj, C., Mourier, T. et Noblet, C. 1987. L’occident Equatorien: un terrain océanique pacifique accolé an continent sud-américain. Bull. Inst. Franc. De Etud. And. N 1 – 2 : 39-54.
Mourier, T., Laj, C., Megard, F., Roperch, P., Mitouard, P. and Farfán, C. 1988. An accreted continental terrane in northwestern Peru. Earth and Planetary Science Letters, vol. 88, 1988, pp. 182-192.
Müller, D., Kaminski, K., Uhlig, S., Graupner, T., Herzig, P.M. and Hunt, S. 2002. The transition from porphyry – to epithermal – style gold mineralization at Ladolam, Lihir Island, Papua New Guinea: a reconnaissance study. Mineralium Deposita (2002) 37: 61-74.
Ohmoto, H. and Takahashi, T. 1983. Geologic setting of the Kuroko deposits, Japan: Pt. III, Submarine calderas and Kuroko genesis. Economic Geology Mon. 5 : 39-54.
Palero, F. 1999. La Faja Pirítica Ibérica, Geología y Metalogenia. Bocamina N 4: 12-26.
Reyes, L. y Vergara, J. 1987. Evaluación geológica y potencial petrolífero de la cuenca Lancones. Informe inédito Petroperú, 57 pp.
Ríos, A. 2004. Estudio del Metalotecto Lancones y su Potencial por Yacimientos de Sulfuros Masivos. Piura – Perú. Descripción, Interpretación y Potencial. Tesis Doctoral. Universidad Politécnica de Madrid.
Sánchez, A. 1996. La Faja Pirítica Española, Metalogenia, exploración, explotación, aprovechamiento de sus minerales.
Tegart, P. 2000. Tambo Grande District, Piura Department, Northern Peru. Manhattan Minerals Corporation. X Congreso Peruano de Geología.
Tegart, P. and Franklin, J. 2001. The Tambo Grande Project a Newly Emergign, World-Class Volcanogenic Massive Sulphide District. II Congreso Internacional de Prospectores y Exploradores. Lima – Perú. Pag. 2.
Tegart, P.; Allen, G. and Carstensen, A. 2000. Regional setting, Stratigraphy, Alteration and Mineralization of the Tambo Grande VMS District, Piura Department, Northern Peru. Inédito.
Valdivia, J. y Torres A. 1995. Evolución estratigráfica-estructural en relación con la ocurrencia de mineralización vulcanogénica en la cuenca Lancones-Piura. Boletín de la Sociedad Geológica del Perú, Volumen Jubilar A. Benavides, pp. 327-335.
Vargas, CH. 2002. Poster “Evolución de la cuenca Lancones”. XI Congreso Peruano de Geología. Las ciencias geológicas al servicio del desarrollo sostenible. Lima-Perú.
Vidal, C. 1987. Kuroko-Type Deposits in the Middle Cretaceous Marginal Basin of Central Peru. Economic Geology, vol. 82, N 6, 1409-1430.





Otras Notas

El éxito de Compañía Minera Antamina basado en un modelo de gestión de planeamiento integrado
Gestión estratégica minera en época de crisis
Proyecto minero Santas Gloria: yacimiento de plata en el distrito minero de Cocachacra. Geología, recursos y potencial exploratorio
Programa de Desarrollo Agropecuario en Chumbivilcas (PDA): Planta Procesadora de Leche y Derivados de Lácteos de Cullahuata
Formación de jóvenes emprendedores en el Perú
Estudios ambientales, participación ciudadana y consulta previa en minería
La importancia del oro peruano en el mercado mundial
Detección de fugas en geomembrana mediante métodos Geoeléctricos en Perú
Nuevas orientaciones en hidrometalurgia de plata para beneficiar minerales refractarios y concentrados complejos


                   PUBLICIDAD
Revista MINERIA lGuia de Proveedores lOpiniones lAnuncie lSuscribase lContáctenos lMapa del Site © Instituto de Ingenieros de Minas del Perú
Derechos Reservados
Sitio desarrollado por: