Exploration of Porphyry Copper Lithocaps-traduccion

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Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

Resumen Los lithocaps son zonas potencialmente voluminosas asociadas a alteración argílica avanzada y/o a alteración argílica localizadas sobre ambientes de intrusivos subvolcanicos. Estos constituyen objetos de exploración para depósitos epitermales y tipo pórfido. Los depósitos epitermales de alta sulfuración pueden ser buscados dentro de los lithocaps, mientras que los depósitos de baja sulfuración pueden existir a los bordes de los depósitos. Los depósitos de Pórfidos de Cu-Au/Cu pueden ser accesibles por debajo de los lithocaps si los sistemas están bastante telescopeados. La oxidación de las partes basales, de la parte piritosa de los lithocaps puede contribuir al enriquecimiento supérgeno de sulfuros bajo apropiadas condiciones tectónicas y climáticas. Palabras clave: Lithocaps, pórfido oro/cobre, epitermal de alta y baja sulfuración, enriquecimiento supérgeno. Introducción Los lithocaps, topográficamente, son grandes masas de pirita, alteración argílica avanzada y alteración argílica que están localizadas entre los ambientes de intrusivos subvolcanicos y la paleosuperficie. Las intrusiones subvolcánicas pueden hospedar depósitos tipo pórfido Cu o Au, pero si la química es la adecuada también pude dar lugar a depósitos de Mo o Sn (Sillitoe, 1993). Cientos de ejemplos de pórfidos de Cu/Au asociados a lithocaps están presentes en ambientes de arco en todo el mundo, pero no fueron apreciados por los geólogos fuera del bloque soviético hasta los ‘70s (Sillitoe, 1973; Wallace, 1979). Este reporte resume preliminarmente las características sobresalientes y el origen de los lithocaps para centrarnos en su potencial de exploración por metales preciosos en depósitos epitermales de alta y baja sulfuración, subyacentes a depósitos tipo pórfido Cu/Au y mantos de enriquecimiento de Cu supérgeno.

Características de los lithocaps Los lithocaps se desarrollan típicamente en rocas volcánicas que son comúnmente coetáneos con las intrusiones subyacentes mineralizadas y estériles (Figura 1). Sin embargo, las partes más profundas pueden pasar los límites de las unidades de rocas más antiguas. Las rocas volcánicas coetáneas comúnmente las constituyen estratovolcanes o flujos complejos de domos. La base de los lithocaps puede ser tomado como el límite inferior de los ambientes epitermales de alta sulfuración. Los lithocaps comúnmente exceden los 20 Km2 de extensión por 1 km de espesor, pero en la mayoría de los casos Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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sus dimensiones fueron apreciablemente reducidas por la erosión. Los lithocaps pueden estar separados de un stock de pórfido de Cu subyacente de cero a 1 km o más de roca estéril o pobremente mineralizada, pero localmente se superponen, por lo tanto incorpora las partes superiores de los stocks. La separación vertical, en este caso, entre los lithocaps y el stock refleja el grado de telescopeo sufrido por los sistemas hidrotermales (Figura 2). El telescopeo es producto de la degradación de la paleosuperficie sin-hidrotermal debido a las tazas de erosión y/o colapso gravitacional de edificios volcánicos (Sillitoe, 1994). La alteración argílica avanzada (Hemley and jones, 1964), denominada cuarcita secundaria por trabajadores soviéticos (Nakovnik, 1941) es el sello de los lithocaps y está típicamente presente como numerosos cuerpos discretos (capas) localizadas por fallas y, menos comúnmente, unidades de rocas permeables. La alteración argílica avanzada generalmente comprende cuarzo calcedónico y alunita cristalina gradando hacia el exterior en ensambles que comprenden caolinita, diquita, sericita (moscovita), pirofilita y diáspora. La alunita está típicamente intercrecida con los minerales sulfatosfosfatos-alumínicos (APS), (Stoffregen and Alpers, 1987). Zunyite y dumortierite, F - Cl y B, silicatos de Al respectivamente; así como topacio también puede ocurrir. Esta zona a su vez puede ser bordeada por alteración argílica intermedia comprendida por Illita, esmectita y/o capas mixtas de arcillas, cloritización o en niveles profundos por la zona propilítica (clorita – epidota). Las partes profundas de los lithocaps son generados por una variedad de fluidos calientes y por lo tanto contiene más pirofilita y, por lo menos, localmente andalucita y corindón como es documentado en El Salvador, Chile (Gustafson and Hunt, 1975) and en Bor, Servia (Jancovic, 1990). Al interior de algunas capas, especialmente en las partes inferiores de los lithocaps se caracterizan por la presencia de vuggy silica, poros residuales de la extrema lixiviación a base de fluidos con pH 20 vol. % en sílice residual. La silicificación y el cuarzoalunita va de 1 – 5 vol. % en los halos argílicos y Clorítico/propilítico. El rutilo está en todas partes y la especularita es poco común en las capas. Au, Ag y Cu transportados por sulfosales y sulfuros característicamente por enargita y luzonita son restringidos a sulfuros masivos, sílice residual, brechas de cuarzo calcedónico y menos comúnmente alteración cuarzo-alunita. El intemperismo supérgeno causa la transformación de los sulfuros de Fe a Jarosita, con el ácido producido se da lugar a una generalizada caolinización de esmectita y arcillas afines, clorita y remanentes de plagioclasas en los halos de cada zona argílica avanzada. Por lo tanto, a poca profundidad, el límite de la caolinita, interna, hipógena y la caolinita, periférica, supérgena es confusa y difícil de definir. Sin embargo la identificación por XRD (Difracción de rayos-X) de la diquita y la caolinita favorecen un origen hipógeno. Una complicación adicional se introduce por la presencia, en algunos Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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lithocaps, de alunita supérgena con acompañamiento de caolinita: sin embargo la apariencia de porcelana y hábito de veta de alunita supérgena permite estar listo para hacer distinción de campo de la variedad hipógena (Sillitoe, 1993).

Figura 1. Lithocap idealizado con un deposito pórfido de Cu/Au subyacente. Mineralización de alta sulfuración (HS) en las partes superficiales del lithocap comprende brechas hidrotermales, stockworks y diseminaciones, que dan lugar a niveles más profundos vetas de sulfuros masivos que pueden invadir el ambiente de porfídico. Las vetas de baja sulfuración (LS) ocurren a los bordes de los lithocaps. Una zona de lixiviación superficial, formada en ambientes termales, está presente sobre la paleo napa freática.

El límite de los lithocaps y los ambientes de pórfidos de cobre subyacentes están marcados por la transición de la alteración argílica avanzada a sericítica y/o alteración argílica intermedia (Figura 1). Sin embargo en la periferia, la alteración clorítica o propilítica es más probable a la base de los lithocaps (Figura 1). Cerca de la parte superior de los lithocaps, sobre la paleo napa freática un ensamble de argílica avanzada polvorienta compuesta de cristobalita metal-deficiente, alunita y/o caolinita puede ocurrir. Las zonas de ácidos lixiviados formadas bajo condiciones no saturadas en un ambiente de vapor son esencialmente indistinguibles de los materiales desarrollados en la parte superior de muchos sistemas epitermales de baja sulfuración (Figura 1: Sillitoe, 1993). Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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En rocas permeables, el ópalo masivo o calcedonia de reemplazamiento puede haberse desarrollo en sitios de paleo nivel freático (Sillitoe, 1993). La marcada diferencia de dureza entre silica residual, silicificación, cuarzo alunita y sus halos argilizados originan los tipos de alteración anteriores para afloramientos como capas topográficamente prominentes, incluso en ambientes tropicales. En contraste, la argilización y las rocas manchadas de jarosita pueden ser expuestos entre las capas que son visualmente prominentes y por lo tanto se visualizan en fotografías aéreas e imágenes TM de falso color (imagen LANDSAT) especialmente en ambientes áridos como los andes centrales y el oeste de U.S.A. Sin embargo, en zonas tropicales, los surcos de desplazamiento (cárcava) tipifican estas rocas argilizadas.

Origen de los Lithocaps Los lithocaps son el resultado de la interacción de fluidos muy ácidos y relativamente oxidados con rocas localizadas sobre uno o más stocks subvolcanicos comúnmente mineralizados. Fallas escarpadas y un conjunto de fracturas actúan como el conducto principal para el ascenso de fluido. Los fluidos ácidos son mezclas del ligante SO2- y HCl volátiles exsueltos de magmas subyacentes y aguas meteóricas en zonas de fallas y rocas porosas (Sillitoe, 1983). Soluciones de pH bajo son generados por la desproporción de SO2 para producir H2SO4 que junto con HCl se disocian (e.g Hedenquist, 1987). El pH de los fluidos ascendentes cae debido al enfriamiento, y conduce eventualmente a la formación de silica residual una vez que la capacidad de neutralización del revestimiento de las rocas de los conductos se ha superado. La neutralización progresiva de los volúmenes muchos más pequeños de los fluidos que se mueven hacia afuera dan lugar a la zonación de alteración características, alrededor de las capas. Los fluidos dominados en sulfatos generan alunita, mientras que las altas concentraciones de halógenos ácidos son menos comunes y favorecen la formación de zunyite y topacio. Las salmueras se condensan a partir de los volátiles ascendentes con la disminución de presión y temperatura, tanto la salmuera resultante, y en menor grado, los volátiles restantes son capaces de transportar una variedad de metales incluyendo Cu y Au (Hedenquist et al, 1994 a: Hedenquist, 1995). Una contribución a la gran extensión de área de los lithocaps es hecha por el flujo lateral de las soluciones ácidas por las gradientes hidráulicas típicas de los edificios volcánicos (Henley and Ellis, 1983). Los fluidos sulfurados reducidos y casi neutros existen más allá de los lithocaps y comprende la circulación convectiva de aguas meteóricas y los componentes magmáticos, incluyendo metales, que pueden haber sido añadidos a profundidad (Hedenquist, 1987).

Exploración por depósitos epitermales de alta sulfuración La mineralización de alta sulfuración en lithocaps se divide en dos grandes categorías de transición (Figura 1: Sillitoe, 1995). Primero, vetas escarpadas y comúnmente tabulares, pero también menos regulares, sulfuros masivos a semi masivos ricos en pirita con enargita, luzonita y/o bornita. Segundo, brechas hidrotermales, stockwork y diseminación de las más variadas formas, las cuales comúnmente comprenden sílice residual, rocas silicificadas que fueron brechadas hidrotermalmente o, menos Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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comúnmente, cuarzo y alunita, todas caracterizadas por el bajo contenido total de sulfuros. Esta última categoría tiende a ser más rica en Au y/o Ag pero más pobre en Cu. Las vetas ricas en sulfuros son claramente controladas por fallas y típicamente se encuentran en las partes bajas de los lithocaps (Figura 1). De hecho, las vetas de este tipo como en El Indio, Chile (Siddeley and Araneda, 1986) y La Mejicana, Argentina (Losada-Calderón y Bloom, 1990) aún se prolongan por debajo de las bases de sus respectivos lithocaps. En los sistemas telescopeados, tales vetas de sulfuros se encuentran limitadas por ensambles de alteración argílica avanzada que varían hacia abajo a una alteración sericítica a la cual puede sobreimponerse una mineralización tipo pórfido de cobre (Figura 1), como en Butte, Montana, U.S.A (Meyer et al,1968) y Collahuasi, Chile (Dick et al, 1994). Hay una tendencia de transición argílica avanzada-sericita que se encuentra acompañada por un cambio del sulfuro dominante transportador de Cu, de enargita a bornita. Algunas de estas vetas ricas en sulfuros con inclusiones fluidas han dado evidencias de la formación de salmueras (e.g Lozada Calderón y Bloom, 1990) que pueden estar condensados de los volátiles acidificados ascendentes (Hedenquist, 1995; Sillitoe, 1995). Los depósitos de alta sulfuración con poco contenido de sulfuros caracteriza las partes bajas de los lithocaps y localmente, como en La Coipa, Chile, puede acercarse a la paleo posición de la napa freática (Figura 1: Oviedo et al, 1991) o, como en Paradise Peak, Nevada, U.S.A, que muestra los efectos de sobreimposición de la lixiviación acida sobre la napa freática durante el descenso de esta (Sillitoe and Lorson, 1994). Los depósitos pobres en sulfuros también son controlados estructuralmente, pero sus formas dispersas, comúnmente acampanadas hacia arriba, pueden enmascarar la posición de los conductos de las fallas en niveles someros. Hay pocos ejemplos observables de transiciones descendentes desde una mineralización relativamente pobre en sulfuros hasta una mineralización enriquecida en sulfuros dentro de cuerpos individuales, aunque Chelopech, Bulgaria, es un ejemplo. El telescopeo dentro de los lithocaps puede resultar como una sobreimposición de mineralización rica en sulfuros por una mineralización relativamente pobre de sulfuros, como es El Indio, Chile (Siddely y Araneda, 1986). La oxidación supérgena de las partes altas de los cuerpos de sulfuros masivos a semi masivos resulta en una sílice friable y comúnmente material pobre en limonita, como es Bor, Servia (Jankovik, 1990) y Paradise Peake, Nevada, U.S.A (Sillitoe and Lorson, 1994), que podría ser confundido con los depósitos superficiales o poco profundos pobres en sulfuros. La oxidación supérgena en lugar de la hipógena es el medio de formar estos cuerpos silíceos empobrecidos en sulfuros. El zonamiento vertical en depósitos de alta sulfuración y sus lithocaps incluidos proporcionan una útil guía de exploración. Particularmente importante son los cambios hacia abajo de enargita a bornita y de alunita pasando por pirofilita a sericita. Sin embargo, la localización de la mineralización de alta sulfuración dentro de los lithocaps, comúnmente extenso, puede resultar más difícil ya que los halos de alteración hipógena alrededor de la sílice residual, brecha silicificada y capas de cuarzo-alunita son por lo general restringidos y puede ser parcialmente o totalmente obliterada por la caolinización supérgena. La confianza generalmente debe ser colocada sobre la prominencia topográfica de capas o mantos que potencialmente lleva metales combinados con sus expresiones geoquímicas. Estos son dominados por As, Cu, Ay y/o Ag, pero comúnmente incluye Bi, Sn, W, Mo y/o Te (Hedenquist et al, 1994b; Sillitoe y Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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Lorson, 1994). Las capas mineralizadas de sulfuros masivos o semi masivas crean una expresión topográfica suavizada, pero la escorodita, limonita y en general el gossan en regiones áridas puede marcar la posición de la superficie de estos depósitos. Las técnicas geofísicas electromagnéticas, poco empleadas, ofrecen un medio para detectar estos mantos mineralizados de sulfuros masivos o semi masivos en los lithocaps. Muchos lithocaps parecen ser estériles en mineralización de Au, Ag y/o Cu. Aunque esta condición puede deberse en algunos casos a la inadecuada exploración o a la erosión avanzada, en otros lugares simplemente se puede concluir que el mineral no se formó. En los lithocaps se cree que la falta de mineral, accesible a través de las fallas, se debe a que los fluidos magmáticos están ausentes. Esta situación se observa en Guinaoang, Filipinas, donde la mineralización de enargita-Au, de baja ley, se presenta dispersa sobre un depósito pórfido Cu-Au oculto (Sillitoe y Ángeles, 1985). Sin embargo la posibilidad de que un ligante adecuado ya sea volátil o salmuera no estuvo disponible no se puede descartar (Hedenquist et al, 1994b). En resumen, el mapeo geológico apoyado por una foto aérea y la interpretación de imágenes satelitales landsat son fundamentales para la evaluación de los lithocaps epitermales de alta sulfuración.

Exploración por depósitos epitermales de baja sulfuración La mineralización de metales preciosos de baja sulfuración muchas veces no son considerados como un target durante la exploración de los lithocaps. Sin embargo pueden existir más allá o inmediatamente debajo de los bordes exteriores de los lithocaps (Figure 1), como en los distritos de El Indio y Choquelimpie, Chile; el distrito de Mankayan, Filipinas; y el distrito de Nevados del Famatina, Argentina. En estos cuatro distritos, las vetas de baja sulfuración son económicamente subordinadas a los depósitos de alta sulfuración. En Baguio, Filipinas (Aoki et al, 1993); Empeor, Fiji (Anderson y Eaton, 1990) y Madjarabo, Bulgaria (Velinov y Nokov, 1991), sin embargo el primer depósito de oro fueron vetas de baja sulfuración que contrasta con la naturaleza poco mineralizada de los remanentes de los lithocaps contemporáneos. Todos estos ejemplos de mineralización de baja sulfuración poseen cuarzo crustiforme y carbonatos que contienen cantidades menores de pirita y sulfuros de Zn y Pb; en común, muchos depósitos de baja sulfuración no están asociados con los lithocaps. Los bordes de las vetas contienen típicamente un pequeño porcentaje de pirita y está restringida en amplitud. La caolinización supérgena de la roca caja tiende, por tanto, a estar ausente o extremadamente limitada en extensión. Por consiguiente estos depósitos de baja sulfuración dan lugar a una menor, si lo hubiese, anomalía visual, incluso en ambientes áridos. Ellos pueden perderse fácilmente cuando están presentes junto con las anomalías de color, a menos que sus expresiones geoquímicas se registren.

Exploración por depósitos tipo pórfido ocultos Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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El principal parámetro para controlar la viabilidad económica de los depósitos tipo pórfido de Cu-Au o solo pórfidos de Au bajo los lithocaps, además de las características de tonelaje-ley y el espesor de los lithocaps es la profundidad a la que se encuentra por debajo de la base del lithocap. Esta profundidad depende del grado de telescopeo sufrido por el sistema hidrotermal y van de los 600 m en Red Mountain, Arizona, U.S.A (Figura 2a, Corn, 1975) hasta prácticamente cero metros en Lepanto (García, 1991) y Guinaoang (Sillitoe y Ángeles, 1985) en el distrito de Mankayan, Filipinas y en Batu Hijau, Indonesia (Meldrum et al, 1994). El lithocap incluso puede estar sobreimpuesto en el sctock porfídico y asociado a zonas K-silicato como en Wafi, Papua Nueva Guinea (Figura 2b: Andrew, 1995), una situación que permite una removilización de Cu y/o Au preexistente contenidos que conducen a cualquier incremento o disminución de la ley del metal.

Figura 2. Depósito de pórfido esquematizado con lithocap suprayacente mostrando: a) telescopeo menor y b) telescopeo extremo debido a la degradación de la paleosuperficie volcánica. El potencial económico del depósito tipo pórfido en b seria mayor que en a dada una igual cantidad de erosión post mineralización del lithocap.

La presencia de andalucita, corindón y pirofilita en zonas extensas de alteración argílica avanzada o vetas de sulfuro masivo ricas en enargita o bornita así como la mineralización contenida proporciona evidencia de las partes profundas de los lithocaps y, por lo tanto, la proximidad potencial del ambiente tipo pórfido. En tales casos, un depósito tipo pórfido puede haber estado descubierto y ocurren como afloramientos o sub afloramientos en alguna parte alrededor del lithocap remanente, como se ejemplifica en el distrito de Frieda River, Papua Nueva Guinea (Asami y Britten, 1980). Si la evidencia textural para cada intrusión porfídica o stock work de venillas de cuarzo, translucidas, tipo-A (Gustafson y Hunt, 1975) desarrolladas durante la alteración K-silicato es perceptible en un lithocap de argílica avanzada, entonces el telescopeo extremo es confirmado (Sillitoe, 1994). Tales situaciones garantizan la existencia de una mineralización tipo pórfido en la base del lithocap. Si un stock porfídico o un venilleo de cuarzo tipo stock work está ausente, entonces la posición de la mineralización tipo pórfido oculto con respecto al lithocap es una probabilidad especulativa dada de un componente lateral de transporte de volátiles magmáticos o fluidos derivados. Sin embargo las fallas que contralan la mineralización de alta sulfuración es probable que intersecten la mineralización tipo Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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pórfido en algún lugar en la profundidad proporcionando de este modo un vector de exploración. Esta situación es ejemplificada por la enargita-Au asociados a los depósitos de pórfido Cu-Au en los distritos de Mankayan, Filipinas (García, 1991) y Tombulilato, Indonesia (Perelló, 1994), ambos también enfatizan en que más de un deposito tipo pórfido puede formarse por debajo de un solo lithocap. Un medio alternativo para detectar mineralización tipo pórfido oculto está disponible donde se cortan brechas hidrotermales o diatremas relativamente profundas, las cuales pueden transportar clastos de pórfidos mineralizados de Cu-Au a niveles menos profundos. La ubicación de algunos depósitos de pórfido Au-Cu en el distrito de Mankayan fueron descubiertos de esta manera (Sillitoe y Ángeles, 1985). Si la mineralización tipo pórfido oculto es rica en magnetita hidrotermal, como en muchos depósitos ricos en Au (Sillitoe, 1990), entonces una respuesta magnética se puede obtener en el lithocap, que es la magnetita libre, que no es demasiado densa. Sin embargo, el contenido alto de pirita en el lithocap hace probable excluir la técnica de polarización inducida como método de ubicación de depósitos tipo pórfido oculto debajo de ellos. La litogeoquímica posee potencial para localizar partes de los lithocaps por encima de los depósitos tipo pórfido. Aunque la base de datos está lejos de completarse, las “plumas” (trazas?) de Mo pueden ayudar a los exploradores a centrarse en las zonas de mineralización tipo pórfido oculto.

Exploración por mantos de enriquecimiento supérgeno La acumulación de depósitos de enriquecimiento de sulfuros de cobre, ejemplificado por el más grande manto de calcosita en los depósitos de pórfido de cobre del norte de chile y sur del Perú, se ha optimizado durante el levantamiento tectónico en condiciones climáticas semi áridas (e.g Alpers y Brimhall, 1988). Sin embargo, el requisito fundamental para generar ácidos, es la pirita que promueve la lixiviación y los procesos de enriquecimiento. La capacidad de generación de ácidos del sistema porfídico se basa en el enriquecimiento de pirita en las partes bajas de los lithocaps, que también ayudan a mantener la acidez debido a la baja capacidad de neutralización del ensamble de la alteración argílica avanzada. La presencia de un amplio lithocap en El Salvador (Gustafson y Hunt, 1975), de argílica avanzada remanente y vetas de enargita masiva como en la Escondida (Ojeda, 1990) y la alteración sericítica alrededor de una sobreimposición de enjambres de vetas de enargita portadores de bornita como en Chuquicamata (Álvarez et al, 1980) se creyó que para mostrar las partes basales de los lithocaps jugaron un papel importante el enriquecimiento acumulativo de estos tres depósitos chilenos. El flujo lateral cargado de Cu, soluciones acidas de sistemas oxidantes de pórfido de cobre en la secuencia de grava de pie de monte pueden dar lugar a los depósitos exóticos de óxidos de Cu, como lo hizo en El Salvador y Chuquicamata. La existencia del enriquecimiento de calcosita acumulada en profundidad es trazada, como en El Salvador, La Escondida y Chuquicamata, por el carácter hematítico del afloramiento lixiviado (Figura 3; Anderson, 1982), pero esta técnica es aplicable donde la topografía local es tenue y cuando el material aluvial oculta la roca madre. De hecho, los mantos de enriquecimiento aun por descubrir en los andes centrales es probable que estén por debajo de la cobertura aluvial. La mejor posición para tales targets Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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ocultos se cree que se encuentran junto a los remanentes de los lithocaps que no están sujetos a un enriquecimiento apreciable, como lo demuestra el carácter jarosítico, en lugar del carácter hematítico, de la limonita contenida (Figura 3). En cada situación, ejemplificada por el enriquecimiento del depósito tipo pórfido de cobre del Chimborazo, Chile (Petersen et al, 1994), la parte que aflora del lithocap se encuentra más allá de la mineralización de pórfido de cobre que sufrió el enriquecimiento (Figura 3). La perforación de exploración es probablemente el método más rentable para examinar los mantos de enriquecimiento oculto junto con los afloramientos jarosíticos de los lithocaps remanentes; dado que ambos responden a la cargabilidad y al magnetismo son propensos a ser indescriptibles.

Figura 3. Nivel de lixiviación hematítico y manto de enriquecimiento supérgeno desarrollado en la alteración sericítica del pórfido en las raíces del lithocap son ocultadas por las gravas aluviales. La pequeña colina cercana está alimentada por las partes más distales de la alteración argílica avanzada de los lithocaps mostrando un nivel de lixiviación jarosítica y dando paso hacia abajo a alteración propilítica con escaso enriquecimiento de calcosita y mineralización de Cu hipógeno.

Observaciones Finales Los lithocaps son una de las fronteras de exploración en ambientes de arcos de edad fanerozoicos y, especialmente, cenozoicos porque estos pueden estar asociados sutilmente a depósitos epitermales de alta o baja sulfuración así como también a depósitos tipo pórfido ocultos y mantos a enriquecimiento supérgeno. Por lo tanto se deben hacer todos los esfuerzos posibles para reconocer a los lithocaps en los programas base de exploraciones. Los lithocaps son propensos a dar lugar a (1) colinas o montañas debido a la abundancia de alteración silícea; (2) extensos trenes de rodados en los drenajes, por la misma razón ; (3) anomalías de color reconocibles por sobrevuelo y la interpretación de fotografías aéreas y por imágenes de falso color TM (imágenes landsat); (4)anomalías de vegetación debido a su naturaleza altamente silícea, aluminosa y pirítica (ácida); (5) anomalías de fosforo de los drenajes en los estudios geoquímicos regionales debido a la abundancia de minerales APS (fosfatos-sulfatos-alumínicos) asociados con alunita, además de la respuesta geoquímica derivada de cualquier mineralización Exploración de Pórfidos de Cobre con Lithocaps

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contenida; (6) bajo magnetismo debido a la destrucción de la magnetita durante la alteración argílica avanzada y argílica; y (7) cargabilidad alta causada al contenido de pirita dispersa, suponiendo que la oxidación supérgena no es excesivamente profunda. La evaluación exitosa de los lithocaps identificados debe estar basada en un mapeo, detallado, geológico y de alteraciones complementado por muestreo geoquímico de rocas y suelo. El mapeo de alteración debe llevarse a cabo en el campo y no ser dependiente, pero puede ser asistida por estudios de secciones delgadas, XRD (Difracción de rayos X) y PIMA (Analizador Portátil Infrarrojo de Minerales). Por ejemplo solo el mapeo de campo puede distinguir efectivamente entre alunita formada en ambiente de alta sulfuración, calentado al vapor o supérgena (Sillitoe, 1993). El muestreo de drenaje en los lithocaps y en sus alrededores empleando malla -80, la concentración en el platillo o enfoque BLEG (comprende la toma de 2-3 kg. De material transportado fino, generalmente sobre el nivel de agua de la corriente fluvial; luego cada muestra es tamizada a malla -200, quedando aproximadamente 300 gr. Que se destinan al laboratorio de análisis) puede proporcionar un indicador inicial del potencial de oro.

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