Geochronological, structural, isotopes and fluid inclusion constraints of the polymetallic Domo de Yauli district, Peru

Thesis

Reference

Geochronological, structural, isotopes and fluid inclusion constraints of the polymetallic Domo de Yauli district, Peru

BEUCHAT, Sebastien

Abstract

L'origine des gisements polymétalliques du Domo de Yauli est liée au magmatisme Miocène ayant affecté les Andes péruviennes. Cette étude met en évidence les relations géochronologiques et structurales entre les intrusions et les corps minéralisés, ainsi que les caractéristiques des fluides hydrothermaux. Les âges obtenus sur les intrusions et les minéralisations indiquent un système pulsé et répétitif durant 9 Ma, alors que les contraintes associées à la formation des gisements montrent un champ hétérogène probablement lié à l'influence de linéaments crustaux. Les rapports isotopiques de Sr, Pb, O et H associés à l'étude des inclusions fluides, par microthermométrie, spectroscopie Raman et LA-ICP-MS, révèlent l'influence d'au moins trois fluides d'origines et de caractéristiques différentes. Leur mélange a conduit à la formation des gisements, alors que les éléments économiquement intéressants ont uniquement été apportés par le fluide s'étant séparé du magma.

BEUCHAT, Sebastien. Geochronological, structural, isotopes and fluid inclusion constraints of the polymetallic Domo de Yauli district, Peru. Thèse de doctorat : Univ.

Genève, 2003, no. Sc. 3415

URN : urn:nbn:ch:unige-979762

DOI : 10.13097/archive-ouverte/unige:97976

Available at:

http://archive-ouverte.unige.ch/unige:97976

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1 / 1

Département de minéralogie Professeur L. Fontboté Docteur R. Moritz

Geochronological, Structural, Isotopes and Fluid Inclusion Constraints of the Polymetallic Domo de Yauli District,

Pern

THE SE

présentée à la Faculté des sciences de l'Université de Genève pour obtenir le grade Docteur ès sciences, mention Sciences de la Terre

par

Sébastien BEUCHAT

de

Undervelier (JU)

Thèse N° 3415

GENEVE

Atelier de reproduction de la Section de physique 2003

La Faculté des sciences, sur le ·préavis de Messieurs L. FONTBOTÉ, professeur ordinaire (Département de minéralogie), et R. MORITZ, docteur (Département de minéralogie ) codirecteurs de thèse, U. SCHALTEGGER, professeur adjoint (Département de minéralogie), et R. TOSDAL, professeur (University of British Columbia, Department of Earth and Ocean Sciences, Vancouver - Canada), autorise l'impression de la présente thèse, sans exprimer d'opinion sur les propositions qui y sont énoncées.

Genève, le 20 janvier 2003

Thèse - 3415 -

Le Doyen, Jacques WEBER

Beuchat S.: Geochronological, structural, isotopes and fluid inclusion constrains ofthe polymetallic Domo de Y au li district, Peru. Terre & Environnement, vol. 41, 130 pp. (2003)

ISBN 2-940153-40-X

Section des Sciences de la Terre, Université de Genève, 13 rue des Maraîchers, CH-1211 Genève 4, Suisse Téléphone ++41-22-702.61.11 -Fax ++41-22-320.57.32

http://www.unige.ch/sciences/terre/

ABSTRACT

--- 1

RESUMEN

5

RÉSUMÉ DES RÉSULTATS

9

Introduction ___________________________________________________ 9 Magmatisme miocène ---11

Métallogénie du Domo de Y auli 12

Le paléo-champs de contraintes miocènes 13

Inclusions fluides 13

Description et microthermométrie des inclusions fluides 13

Analyse des inclusions fluides par LA-ICP-MS 14

Isotopes d'oxygène et d'hydrogène 14

Discussions 15

La répétition d'événements magmatiques et hydrothermaux à Morococha, indique-t-elle la présence d'une large chambre magmatique sous-jacente? 15 L'influence de linéaments crustaux sur les paléo-champs de contraintes et la formation

de gisements 16

Modèle génétique des minéralisations polymétalliques de San Cristobal 16 Références

---

17 CHAPTER

1:

RESOLVING MIOCENE MAGMATIC AND MINERALISING EVENTS IN THE ZN-PB-AG-CU DOMO DE YAULI DISTRICT (PERU) BY HIGH-PRECISION

GEOCHRONOLOGY

21

Abstract

---

21

Introduction 22

Geological settin 23

Regional Geology ofthe Domo de Yauli district 23

Miocene igneous activity 23

Ore deposits of the Domo de Yauli district 28

Analytical techniques 31

Microprobe analysis 31

Cathodoluminescence (CL) and secondary electron (SE) images 31

Whole rock analysis 32

Whole rock isotope data 32

U/Pb age and Hf isotope determinations 32

Re/Os age determinations 33

40 ArP⁹ Ar age determinations 33

Results 34

Whole rock and microprobe analyses ofMiocene intrusions 34

Zircon cathodoluminescence (CL) images 34

U/Pb dating and Hfisotopic composition ofzircons _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ _ 37

The Anticona diorite: TIC 39

The San Francisco and the Yantac intrusions: TOR and POR 39

The Chumpe intrusion: CHU 39

Re/Os dating of molybdenite 39

40 ArP⁹ Ar ages of phlogopite and sericite 41

Discussion 43

Two mining districts of different ages in the Domo de Yauli area 43 Do multiple magmato-hydrothermal events reveal the presence of a large underlying

magmatic chamber? 46

Are Precambrian rocks involved in the generation ofMiocene magmatism? 48 Conclusions

- - - ---

49 Acknowledgments _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ________ 50

References 50

CHAPTER II: LINEAMENT CONTROL ON MIOCENE ORE FORMATION IN CENTRAL PERU, THE ZN-PB-AG-CU SAN CRISTOBAL EXAMPLE

55

Abstract 55

--- - -

Introduction 56

Regional Geology _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ ____________________ 58

Stratigraphy 58

Tertiary igneous activity 59

Andean deformation 60

Ore deposits of the San Cristo bal district 62

Vein ore type 62

Carbonate replacement ore type 66

Paleostress determinations 68

Methodology 68

Results 68

Discussion and conclusions _____________________________________ _ _ _ 69 Acknowledgments _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ 71

References 72

CHAPTER III: THE ZN-PB-AG SAN CRISTOBAL DISTRICT, CENTRAL PERU:

ISOTOPE AND FLUID INCLUSION CONSTRAINTS

75

Abstract - - - 7 5 Introduction _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ _ _ _ _ __ _ 76

Geological setting 78

Regional Geology 78

V ein ore type 8 0

Carbonate replacement ore type 82

Previous S, Sr and Pb isotopie data 84

Analytical methods 86

Fluid inclusion LA-ICP-MS results 97

H and 0 isotopes 97

Discussion 100

Earl y vein stages 100

La te vein tage 1 02

Carbonate replacement ore bodies 106

Conclusions 107

Acknowledgments 108

References 108

APPENDIX I: DESCRIPTIVE LIST OF THE STUDIED ROCKS AND CITED ANALYSES

--- 113

APPENDIX II: ⁴⁰ AR/³⁹ AR DA TING

121

APPENDIX III: MICROTHERMOMETRY AND RAMAN FLUID INCLUSION DATA

123

APPENDIX IV: LA-I CP-MS FLUID INCLUSION DATA

125

REMERCIEMENTS

129

The Domo de Y auli con tains two of the major Zn-Pb±Cu±Ag mining districts of Peru, the Morococha and the San Cristobal districts. They are classical intrusion related ore districts with high temperature, carbonate-hosted base metal deposits and are a typical of the Miocene metallogenic belt of Central Peru. This study is aimed at three main topics, a geochronological, a structural and an isotope and fluid inclusion study. These three different approaches permit us to constrain the factors needed to form world-class deposits. Indeed, formation of such large districts are linked to the conjunction and the right timing among magmatic activity providing heat and fluids, structural stress permitting large fluid circulation and available fluids and elements sources.

The Domo de Y auli is located 100 km east of Lima in the Western Cordillera of Peru.

The area is mainly composed of Paleozoic phyllites of the Excelsior Group, Permo- Triassic volcanic and sedimentary rocks of the Mitu Group, Triassic-Jurassic limestones of the Pucara Group, and Cretaceous sedimentary rocks. Incaic compression events of Eocene age have produced isoclinal folds, ramp thrusts in the sedimentary cover rocks and a NE-SW fracture system which crosscuts the entire Domo de Yauli. Major N 120° W oriented lineaments are present in the basement and affect the morphology of the whole area.

The positions of these lineaments coïncide with the emplacement of the major ore deposits of the district. Outcrops of magmatic rocks are more abundant in the Morococha district, where numerous small stocks of monzogranite intrude the large Anticona diorite. In the San Cristobal

district, there are multiple small apophyses of the very altered Chumpe intrusion. The northern monzogranite stocks are related to the formation of four different ore deposit types: Cu-porphyries, Zn-Pb skarns, Zn- Pb±Ag carbonate replacement deposits, and veins. In the south, only polymetallic carbonate replacements and veins are associated to the Chumpe intrusion.

U-Pb dating of zircons from the northern intrusions gives concordant ages of 14.11 ± 0.04 Ma for the Anticona diorite and close to 9 Ma for different monzogranite stocks related to Cu-porphyry style and skarn deposits. V eins of the Cu-porphyry deposit have been dated at 7.9 ± 0.1 Ma by Re-Os on molybdenite and phlogopite from a Zn- Pb skarn gives a ⁴⁰ Ar/³⁹ Ar plateau age of 7.2 ± 0.2 Ma. U-Pb analyses ofzircons from the southern Chumpe intrusion result in discordant points defining a lower intercept age about 6.6 (+1;-3.6) Ma, in agreement with ⁴⁰Ar/³⁹ Ar ages of 4.90 ± 0.15 Ma ·and 4.78 ± 0.16 Ma obtained on sericite from wall rock alteration selvages.

U-Pb, Re-Os and ⁴⁰Ar/³⁹ Ar age determinations reveal the existence of three distinct magma tic events at 14.1, 9.1 and 6.6 Ma, with the two later ones related to a phase of mineralisation. We therefore conclude that the northern and southem ore deposits bear a different age and that the particularly large abundance of economie ore bodies at Domo de Y auli is the result of successive hydrothermal systems.

A continuous magmatic activity beneath the Morococha district, sustained by repeated injections of new magma and subsequent melting of the host magmatic rock, IS documented by numerous

2

concordant U/Pb ages between 9 and 14 Ma and petrological evidences such as reaction rims and plagioclase zonations.

The absence of dissolution textures in zircons points out Zr-saturated magmas with temperature as low as 800°C. 1t implies a rapid cooling and a probable intermediate composition of the successive injections of new magma. Isotopie compositions of the magma (⁸⁷ Sr/⁸⁶Sr = 0.705627 to 0.707453; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512350 to 0.512510; ²⁰⁶PbP⁰⁴Pb =18.698 to 18.761; ²⁰⁷PbP⁰⁴Pb = 15.635 to 15.669;

208PbP⁰⁴Pb = 38.682 to 38.787) suggest a hybrid melt source of mantle plus crustal origin compatible with zircon ^EHr around zero. Precambrian inheritances in zircons and Hf-depleted mantle model ages of around 1.0 Ga indicate contribution of partial melts from the underlying Arequipa style basement in the generation of the Miocene magmatism.

The orientation of the San Cristobal veins are highly variable and rotate from N 30°

W easterly to N 90° W westerly. Veins present a paragenesis that can be subdivided into 3 phases: (a) an early wolframite-quartz-pyrite stage, (b) a quartz-base metal stage and, ( c) a la te quartz-carbonate-barite stage. The carbonate replacement ore bodies are generaliy stratiform but show clear features of discordance with respect to the carbonate host rocks. Three-dimensional representations of ore bodies and associated veins show that these discordant features and the highest grades are related to the prolongation of veins into the carbonate rocks. Their mineralogical assemblage is similar to that of the veins, with the only difference that the early wolframite-quartz-pyrite stage is absent and an important iron oxide stage is observed early in the paragenetic sequence.

Orientation data were collected for dilatant veins, Miocene dykes and altered striated faults in order to define the paleostress

associated with the mineralisation event.

In this study, the inverse method was applied to determine the local stress tensors of different parts of the Domo de Y auli area. Determination of paleostress related to the Miocene magmatic event indicates a heterogeneous compression field shifting from E-W toN-S from east to west. The rotation of the main compression orientation occurred across a N 120° W oriented basement lineament. lt reveals the active role of strike-slip movement along such lineaments as a control for the formation of ore deposits in the Domo de Y auli area. The origin of these lineaments are difficult to define, nonetheless, numerous structural features of the same orientation in the Mitu Group indicate that their origin date back to the Permian rifting.

Fluid inclusions in sphalerite and quartz homogenise to the liquid phase between 140 and 330°C and are two-phase (0.4 and 6.7wt% NaCl) at room temperature; rare inclusions contain an additional crystal of halite in the early stage (28 to 50wt%

N aCl). The vein data show a decrease in homogenisation temperatures concomitant with a diminishing salinity. Contrary to the vems, the data from the carbonate replacement ores show a wide variation in salinity (3.3 to 14wt% NaCl) at constant homogenisation temperature. This can be explained either by mixing of the fluid related to the vein system and a hot brine, or by boiling of the fluid migrating out of the veins into the carbonate. Wolframite, galena and sphalerite from each ore type yield similar lead isotopie compositions

e

^{06PbP04Pb 18.676 to 18.840;}

207PbP⁰⁴Pb = 15.615 to 15.649;

208PbP⁰⁴Pb = 38.704 to 38.827) ànd overlap with those of the Miocene intrusions

e

^06PbP04Pb = 18.698 to 18.761;

207PbP⁰⁴Pb = 15.635 to 15.669;

208PbP⁰⁴Pb = 38.682 to 38.787). On the contrary, strontium isotopie compositions of carbonate and barite are highly variable and too radiogenic to be explained by

magmatic input only (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.712187 to O. 722782). It may correspond to a predominantly magmatic fluid followed by incoming of ⁸⁷ Sr-enriched fluids. This evolution in two steps is consistent with hydrogen and oxygen isotope data.

Isotopie compositions of the fluid associated to the first stages reveal a trend with constant 8¹⁸0 values with decreasing 8D values (8¹⁸0 = 3.2 to 5.0 %o SMOW and 8D = -60 to -112 %o SMOW), which is interpreted as mixing of a dominantly magmatic component with minor meteoric water equilibrated with the host rocks. On the contrary, ending stages bear isotopie characteristics that define a trend with a conjugated decrease of 8¹⁸0 and 8D (8¹⁸0

= -8.1 to 2.5 %o SMOW and 8D = -57 to - 91 %o SMOW) and is rather explained by large admixture of meteoric water in the system and subsequent mixing with the magmatic component.

Their different origins are confirmed by laser ablation ICP-MS analyses of the

three- and two-phase primary inclusions.

The concentrations of the major ore elements, i.e. W, Cu, Zn and Pb, decrease through the paragenesis and, W, and to a lesser extent Cu, show high variations, associated to a steep decrease in concentration with time. The decreasing concentrations can be explained by mineral deposition and differences in the speed of decrease indicate selective precipitation.

On the contrary, fluid inclusions of the last stages show an abrupt increase of Ba and Sr concentrations. ^It points out a higher volume of silicate alteration, probably due to the larger size of the fluid flow cell and is explained by the input of a fluid from a different origin. LA-ICP-MS analyses show that the fluids were totally depleted in W and Cu before reaching the carbonates, whereas Zn and Pb were still present in considerable amounts. This is again due to the selective precipitation and tells us that the economically interesting metals were dominantly introduced by magmatic fluids.

4

Re su men

El Domo Y auli contiene dos de los mayores distritos mineros del Peru:

Morococha y San Crist6bal. Ambos corresponden a clasicos yacimientos de metales base relacionados a intrusivos de alta temperatura hospedados en rocas carbonatadas, tipicos del cintur6n metalogénico del Mioceno, en Peru Central. Este estudio incluye tres aspectas principales: geocronol6gico, estructural e inclusiones fluidas. Estos tres aspectas estudiados, permiten restringir los factores necesarios para formar un dep6sito de clase mundial. La formaci6n de grandes yacimientos esta unida a la coexistencia entre la actividad magmatica, que proporciona calor y fluidos, un stress estructural tal que permita una importante circulaci6n de fluidos, y, una(s) fuente(s) de fluidos y metales base.

El Domo Y auli esta localizado a 100 Km al este de Lima, en la Cordillera Occidental del Peru. El area esta compuesta de filitas del Grupo Excelsior (Paleozoico ), rocas volcano-sedimentarias del Grupo Mitu (Permo-Triasico ), calizas del Grupo Pucara (Triasico-Jutasico) y -rocas sedimentarias (Cretacico ). La compresi6n asociada a la fase Incaica, durante el Eoceno, produjo pliegues isoclinales y rampas de sobreescurrimiento en rocas de la cobertura sedimentaria y un sistema de fracturas NE- SW el cual afecta por completa al Domo Y auli. Lineamientos may ores de orientaci6n 120° estan presentes en el basamento y afectan toda el area. La posici6n de estos lineamientos coïncide con el emplazamiento de los yacimientos mayores del distrito. En el distrito Morococha (sector norte del Domo Yauli), los afloramientos de rocas intrusivas son abundantes, aqui numerosos stocks monzograniticos intruyen a la diorita

Anticona. Estos stocks monzograniticos estan asociados a la formaci6n de cuatro tipos diferentes de yacimientos: p6rfidos cupriferos, skam Zn-Pb, dep6sitos de reemplazo en rocas carbonatadas Zn-Pb±

Ag y vetas. En el distrito San Crist6bal (sector sur del Domo Yauli), pequefios ap6fisis del intrusivo Chumpe, intensamente alterado, son abundantes. En este distrito se reconocen solo dep6sitos polimetalicos de reemplazo en rocas carbonatadas y vetas, asociados al intrusivo Chumpe.

Dataciones U-Pb en zircon de los intrusivos del sector norte, reportan edades concordantes de 14.11±0.04 Ma para la diorita Anticona y de casi 9 Ma para diferentes stocks monzograniticos relacionados a dep6sitos de tipo p6rfido cuprifero y skam. Dataciones en vetillas del p6rfido cuprifero, han reportado una edad Re-Os en molibdenita de 7 .9±0.1 Ma, y en el skam Zn-Pb se ha obtenido una edad plateau ⁴⁰Ar/³⁹ Ar en flogopita de 7.2

±0.2 Ma. Dataciones U-Pb en zircones para el intrusivo Chumpe, en el sector sur, han arrojado valores discordantes que definen un intercepta inferior de 6.6 (+1;- 3.6) Ma, en concordancia con edades

40Ar/³⁹ Ar de 4.90 ± 0.15 Ma y 4.78 ± 0.16 Ma, estas dos ultimas ligadas a la fase de mineralizaci6rt. De lo anterior se concluye, que los dep6sitos del sector norte y sur son de edad diferente, y que el gran tamafio de los dep6sitos en Domo Y auli son el resultados de sucesiVos sistemas hidrotermales.

Numerosas edades concordantes U-Pb en el rango 9-14 Ma y evidencias petrol6gicas tales como halos de reacci6n y zonaci6n en plagioclasas, documentan una actividad magmatica continua bajo el distrito

6

Morococha, sostenida por repetidas inyecciones magmâticas, seguidas de fusion parcial de la roca de caja. La ausencia de texturas de disolucion en zircones excluye magmas sobresaturados en Zr e indica temperaturas inferiores a 800°C. Lo anterior implica un enfriamiento rapido y una composicion probablemente intermedia, para las inyecciones sucesivas de nuevo magma. La compos1c1on isotopica del magma (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr = 0.705627 to 0.707453; ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd = 0.512350 to 0.512510; ²⁰⁶PbP⁰⁴Pb =18.698 to 18.761;

207PbP⁰⁴Pb = 15.635 to 15.669; ²⁰⁸PbP⁰⁴Pb

= 38.682 to 38.787) sugiere un fundido hibrido resultado de un magma de origen mantélico, que ha interactuado intensamente con la corteza continental, este fundido hibrido es compatible con zircon ^cHf cercano a cero. La participacion de fundidos de fusion parcial de rocas del basamento de Arequipa en el magmatismo del Mioceno, ha sido documen.tada a través de zircones heredados de rocas precambricas y magmas empobrecidos en Hf, con edades modelo en tomo a 1.0 Ga.

La orientacion de las vetas en el distrito San Cristobal es altamente variable y esta rotada hacia el oeste, desde N30°W a EW.

La paragénesis de estas vetas puede ser dividida en tres fases: (a)Etapa temprana:

wolframita-cuarzo-pirita, (b) etapa intermedia: cuarzo-rnetales base, y (c) etapa tardia: cuarzo-carbonato-baritina.

Los depositos de reemplazo en rocas carbonatadas son generalmente estratiformes, pero muestran claras indicaciones de discordancia respecto a la roca carbonatada de caja. Representaciones tri-dimensinales de estos cuerpos mineralizados y de las vetas asociadas, muestran que estas caracteristicas discordantes y las altas leyes, estan ligadas a las prolongacion de las vetas en las rocas carbonatadas. Su asociacion mineralogica es similar a la de las vetas, con la sola diferencia de que la etapa temprana wolframita-cuarzo-pirita esta ausente y una

importante etapa temprana de hematita se observa en la secuencia paragenética.

Datos estructurales para vetas distensivas, diques miocenos y fallas, fueron colectados para definir el paleostress asociado al evento de mineralizacion. En este estudio se ha aplicado el método inverso para determinar el tensor local de stress, en diferentes sectores en el area del Domo Y auli. La determinacion del paleostress ligado al evento magmatico Mioceno, indica un campo compresivo heterogéneo que cambia de E-W, en el sector este de Domo Yauli, a N-S, en el sector oeste. La rotacion de la direccion de compresion principal, ocurrio en tomo a un eje 120°, que corresponde a un lineamiento en el basamento. Tal rotacion pone en evidencia el roi activo de movimientos de rumbo a lo largo de antiguos lineamientos, en la formacion de los depositos minerales en el area del Domo Y auli. La edad de estos lineamientos es dificil de determinar, no obstante, numerosas estructuras con la misma orientacion en el Grupo Mitu, indican que su origen se remonta al menos, al rifting del Pérmico.

En el distrito San Cristobal, inclusiones fluidas en esfalerita y cuarzo se homegeinizan en fase liquida entre 140 y 330°C y son bi-fasicas (0.4 y 6.7 %peso NaCl) a temperatura ambiente; algunas de estas inclusiones de la etapa temprana, contienen un cristal adicional de halita (28- 50 %peso NaCl). Datos provenientes de las vetas, muestran un descenso en la temperatura de homogeneizacion junto a una disminucion de la salinidad. A diferencia de las vetas, los datos provenientes de los depositos de reemplazo en rocas carbonatadas, muestran una amplia variacion en la salinidad (3.3-14

%peso NaCl) a temperatura de homogeneizacion constante. Lo anterior puede explicarse ya sea por mixing de un fluido relacionado al sistema de vetas y una salmuera caliente, o, por ebullicion del fluido que emigra de las vetas en las rocas

carbonatadas. Wolframita, galena y esfâlerita, provenientes de cada tipo de yacimiento, reportan similares compos1c10nes isot6picas de plomo

e

^06PbP04Pb = 18.676 a 18.840; ²⁰⁷PbP⁰⁴Pb

= 15.615 a 15.649; ²⁰⁸PbP⁰⁴Pb = 38.704 a 38.827) y son equivalentes a los valores reconocidos en los intrusivos del Mioceno

e

^{06PbP04Pb 18.698 a 18.761;}

207PbP⁰⁴Pb= 15.635 a 15.669; ²⁰⁸PbP⁰⁴Pb = 38.682 a 38.787). Por el contrario, las compos1c10nes isot6picas de Sr en carbonata y baritina de la etapa tardia, son altamente variables y demasiado radiogénicas para ser explicadas por aporte magma ti co solamente (⁸⁷ Sr/⁸⁶Sr O. 712187 a O. 722782). Estos val ores pueden corresponder a la evoluci6n de un fluido predominantemente magmatico a un fluido rico en ⁸⁷ Sr. Estas dos etapas son consistentes con los datos isot6picos de oxigeno e hidr6geno. Las composiciones isot6picas de los fluidos asociados a la etapa temprana, revelan una tendencia con val ores constantes de o ¹⁸0 y valores decrecientes de oD (o ¹⁸0 = 3.2 a 5.0 %o SMOW yoD= -60 a -112 %o SMOW), lo cual se interpreta como mixing entre un componente predominante magmatico con proporciones menores de aguas mete6ricas equilibradas con la roca de caja. Por el contrario, las etapas finales presentan caracteristicas isot6picas que definen una tendencia con un descenso simultaneo para los valores de 6¹⁸0 y oD (o ¹⁸0 = -8.1 y 2.5 %o SMOW y o D = -57 a -91 %o SMOW) ~ se explica por una gran adici6n

de aguas mete6ricas al sistema y consecuente miXmg con un componente magmatico.

Diferentes origenes para los fluidos han sido confirmados por amilisis LA-ICP-MS en inclusiones primarias trifasicas y bifasicas. Las concentraciones de los elementos de interés economico, i.e. W, Cu, Zn y Pb decrece durante la paragénesis, y tanto el W como (en men or extension) el Cu, muestran fuertes variaciones asociadas a una disminuci6n escalonada de la concentraci6n, en el tiempo. Las concentraciones que disminuyen, se pueden explicar por la depositaci6n de minerales y las diferencias en la velocidad de la disminuci6n, indican una precipitaci6n selectiva. Por el contrario, inclusiones fluidas de la etapa tardia muestran un abrupto incrementa en las concentraciones de Ba y Sr. Esto precisa un mayor volumen de silicatos alterados, probablemente debido al mayor tamafio de la célula de flujo fluido, y se explica por un aporte de liquido de origen distinto. Anâlisis LA-ICP-MS muestran que los fluidos estaban completamente empobrecidos en W y Cu, antes de llegar a las rocas carbonatadas, mientras que Zn y Pb, estaban presentes a-Lm en· cantidades considerables. Esto de debe nuevamente a la precipitaci6n selectiva, e indica que los metales econ6micamente interesantes fueron introducidos predominantemente por fluidos magmaticos.

8

Résumé des résultats

Introduction

Cette partie présente un résumé étendu des principaux thèmes développés et résultats obtenus lors de 1 'étude du district minier de Domo de Y auli, situé dans la Cordillère Occidentale du Pérou central. Cette portion de la cordillère présente de nombreux gisements hydrothermaux miocènes comprenant notamment des porphyres cuprifères, des corps de remplacement dans les roches carbonatées et des veines polymétalliques ; ils forment une ceinture qui s'étend sur plus de 900km (Noble and McKee, 1999). Le district minier de Domo de Y auli est en 1 'occurrence représentatif de cette ceinture, puisqu'il exhibe la même diversité de gisements. Ils sont principalement exploités pour les métaux de base tel que le zinc, le plomb et le cuivre, certains d'entre eux présentent en outre des teneurs en argent élevées. Le nombre, le tonnage et la teneur des corps minéralisés exploités font du district minier de Domo de Y auli un des plus gros producteurs de métaux de base du Pérou.

Durant le vingtième siècle, il a produit plus de 1.9 * 10⁶ tonnes métriques de Zn, 6.4 * 10⁵ tonnes métriques de Pb, 4.6

*

10⁵ tonnes métriques de Cu et 2.1

*

10⁸ onces d'Ag.

Dû à son importance et à sa longue période d'exploitation, son début datant probablement de l'époque coloniale (Masias, 1905), le district minier de Domo de Yauli a été intensivement étudié.

McLaughlin (1924), Harrison (1943), Wilson (1963), Petersen (1965), Bartlett (1984), Campbell et al. (1984), Campbell

et Robinson-Cook ( 1987), Dalheimer ( 1990) et Kobe ( 1990) sont probablement les études les plus marquantes. Toutefois, plusieurs questions restent sans réponses.

Ainsi, les relations chronologiques entre les différents événements magmatiques, hydrothermaux et tectoniques durant le Miocène n'ont jamais été réellement élucidées. Cette méconnaissance a notamment mené à une controverse quant à la genèse des minéralisations encaissées par les roches carbonatées, expliquée soit par un modèle syngénétique (Dalheimer, 1990 ; Kobe, 1990) ou par un modèle épigénétique (Petersen, 1965 ; Bartlett, 1984). D'autre part, les différentes interprétations des données d'isotopes stables (Campbell et al., 1984 ; Heinrich, 1990) ont notamment contribué à ce que l'origine des fluides impliqués dans les événements minéralisateurs et les processus de déposition restent également controversés. De telles incertitudes sur la genèse des différents types de gisements liés aux intrusions et la chronologie des différents événements magmatiques et hydrothermaux ne sont pas l'apanage du seul Domo de Yauli. En effet, si ces gisements sont généralement localisés autour de systèmes porphyriques et que, par conséquent, leur lien génétique semble établi {Titley, 1993), savoir si les différents types de corps minéralisé sont réellement liés à un seul système porphyrique central (Sillitoe and Bonham, 1990 ; Hedenquist and Lowens.tem, 1994) ou si cette diversité de gisements est plutôt le résultat de plusieurs événements se superposant (Marsh et al., 1997; Ballard et al., 2001;

Gustafson et al., 2001, Munteau and Einaudi, 2001 ; Bendezu and Fontboté, in press) reste à éclaircir. D'autre part, l'interprétation génétique de districts

10

mmiers similaires aux Etats-Unis et au Mexique et, notamment, 1 'importance de la composante magmatique dans le processus minéralisateur restent débattues. Ainsi, différentes hypothèses sur 1 'origine des fluides minéralisateurs ont été proposées, telles qu'étant exclusivement magmatique (Sillitoe, 1976), un mélange entre fluides magmatiques et saumures de bassin (Megaw et al., 1996; Smith, 1996), ou uniquement d'origine non-magmatique de style Mississippi Valley mais modifié ultérieurement par des fluides magmatiques (Beaty et al., 1990).

Afin de répondre aux problématiques énoncées ci-dessus, les différentes méthodes appliquées durant 1' étude du district minier de Domo de Y auli ont été pluri-disciplinaires. Je commencerai par présenter le magmatisme Miocène ainsi qu'un aperçu métallogénique des différents types de gisements présents. La description du magmatisme comprend notamment un résumé de l'étude pétrographique, des données d'éléments majeurs et traces, des données isotopiques de Sr, Nd et Pb sur roche totales ainsi que les âges U/Pb et les rapports isotopiques ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf des zircons. L'aperçu métallogénique présente brièvement les descriptions minéralogiques et paragénétiques de chaque type de gisement; la description des corps minéralisés de la région de San Cristobal a bénéficié de 1' apport des travaux de diplôme de Stucky (2001), Lisboa (2002) et Sallier (2002). La minéralisation et 1 'altération ont été datées par les méthodes Re/Os sur molybdenite et ⁴⁰ Ar/³⁹ Ar sur phlogopite et séricite. Dans l'optique de définir les contraintes associees aux minéralisations de San Cristo bal, j'ai mené une analyse structurale approfondie en plusieurs sites représentatifs. Le traitement des données par la méthode d'inversion (Angelier, 1989, 1994) a permis de définir les paléocontraintes pour chacun de ces sites et de définir ainsi les paléochamps de

déformation associes à 1 'ouverture des structures minéralisées. La dernière partie de mon travail consiste en 1' étude des fluides impliqués dans la formation de la veine San Cristobal et des corps de remplacement associés. Elle comprend une étude d'inclusions fluides, contenues dans les différentes générations de quartz, par microthermométrie, spectrométrie Raman et laser-ablation ICP-MS. Un lot additionnel d'analyses d'isotopes stables (H, 0) a été ajouté à celles obtenues par Campbell et al. (1984). Ma discussion des données d'inclusions fluides et d'isotopes stables tiendra compte des données récentes de Moritz et al. (2001).

En guise de synthèse, trois discussions, représentatives des trois prochains chapitres, sont présentées. La première, basée sur les données géochronologiques associées aux données isotopiques et de microsonde, démontre la superposition de plusieurs événements magmatiques et hydrothermaux dans la région de Morococha (Fig. 1.1 ). Ceci étant probablement rendu possible par la présence continue de petites chambres magmatiques réapprovisiOnnées par injections répétées de magma moins évolué. La deuxième discussion, centrée sur la région de San Cristo bal (Fig 1.1 ), illustre l'importance cruciale qu'ont eu les linéaments crustaux dans la formation d'un paléochamps de contraintes hétérogène responsable de l'ouverture des failles. La dernière discussion présente le modèle génétique déduit des analyses d'inclusions fluides et d'isotopes stables ; modèle qui, si il démontre la présence de fluides de différentes ongmes, souligne que le principal apport d'éléments économiquement intéressants est dû aux fluides d'origine magmatique.

Magmatisme miocène

Le Domo de Yauli, d'orientation nord- ouest, est principalement composé de phyllites paléozoïques de l'Excelsior, de roches volcani-clastiques penna-triasiques du groupe Mitu, des roches carbonatées du groupe Pucarà ainsi que de différentes formations sédimentaires crétacées (Fig.

1.1 ). L'activité magmatique miocène est principalement représentée par une large intrusion localisée près de Morococha et surnommée diorite d' Anticona (Fig. 1.2).

Sa minéralogie primaire consiste en un assemblage porphyrique dominé pàr des plagioclases, des biotites et des hornblendes. De nombreux xénolithes noirs, foliés et riches en corindons, sont dispersés et proviennent probablement de 1 'Excelsior encaissant. Un âge U/Pb sur zircon de 14.11 ± 0.04 Ma a été obtenu pour cette diorite (Fig. 1.9a). La bordure orientale de cette diorite est recoupée par les intrusions felsiques de San Francisco, Yantac, San Pablo et Gertrudis (Fig. 1.2).

Leur minéralogie primaire consiste principalement en orthose, plagioclase, biotite et quartz et est généralement oblitérée par les altérations pervasives liées à la formation des gisements. Les phénocristaux de phigioclases de la diorite et des intrusions felsiques indiquent de brusques variations de la teneur en anorthite (Fig. 1.7). Les datations U/Pb sur zircons de ces intrusions felsiques donnent, d'une part, de nombreux points nettement discordants et, d'autre part, un alignement de points analytiquement concordants entre 9 et 14 Ma (Fig. 1.9b etc). Si les premiers, par suite de la présence de xénolithes d'Excelsior, s'expliquent par des zircons hérités de roches assimilées par le magma, cela ne peut être que difficilement le cas pour les seconds. En effet, les images en cathodoluminescence de zircon ne révèlent pas de noyaux hérités et indiquent des structures concentriques (Fig. 1.8). Cet alignement de points concordants est donc

préférablement expliqué comme étant 1 'emregistrement de plusieurs pulses magmatiques. Les âges des deux intrusions, datées à 8.81 ± 0.06 Ma pour Yantac et à 9.1 ± 0.1 Ma pour San Francisco, sont contraints par la superposition des points concordants les plus jeunes, ils représentent probablement des âges maximums. Alors que le magmatisme miocène est bien représenté au nord du Domo de Y auli, au sud du dôme n'apparaissent que plusieurs apophyses d'une intrusion fortement altéré surnommée l'intrusion du Chumpe. La forte altération argilique qui 1 'affecte rend sa minéralogie primaire obscure et ne laisse que des cristaux arrondis de quartz comme témoins de cette dernière. Un âge U/Pb de 6.6 + 11-3.6 Ma a été déduit de 1 'intercept

1 'alignement 1.9d).

inférieur définie par des points discordants (Fig.

Les rapports isotopiques de Sr et Nd des intrusions du Domo de Y auli définissent deux groupes. Le premier, contenant les intrusions de Morococha, a des rapports isotopiques compris entre O. 705665 et 0.706070 pour le Sr et entre 0.512459 et 0.512510 pour le Nd, alors que les intrusions proches du camp minier de San Cristobal donnent des rapports ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr plus élevés (0.706573 et 0.707453) et

143Nd/¹⁴⁴Nd plus faibles (0.51231 0 et 0.512350) reflétant peut-être une plus grande assimilation crustale (Fig. 1.6). Les analyses isotopiques de Sr et de Nd obtenues sur les intrusions du Domo de Y auli correspondent à celles obtenues par Soler (1991) et Petford et al. (1996) sur d'autres parties de la Cordillère occidentale. Les rapports isotopiques du Pb des intrusions proches de Morococha définissent un groupe homogène CZ⁰⁶PbP⁰⁴Pb = 18.698 à 18.761 ; ²⁰⁷PbP⁰⁴Pb

= 15.635 à 15.669; ²⁰⁸PbP⁰⁴Pb ⁼ 38.682 à 38.787) (Fig. 1.13a et b). La moyenne pondérée des rapports ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf des

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zircons datés varie autour de EHf = 0 suggérant par là une source hybride de magma. Toutefois, ces analyses ne sont pas homogènes, ams1 celles de zircons indiquant un âge U/Pb discordant ont des valeurs EHf négatives, alors que celles qui donnent des âges concordants montrent des valeurs positives et donc une influence mantellique plus prononcée (Fig. 1.1 0).

Métallogénie du Domo de Yau/i

Deux districts mm1ers sont encore en activité dans le Domo de Yauli:

Morococha au nord et San Cristobal au sud (Fig. 1.1 ). Le district de Morococha est constitué d'un porphyre à Cu-Mo-(Au) entouré de skams à Zn-Pb et de corps de remplacement dans les carbonates associés à des veines à Zn-Pb-Ag. Le district de San-Cristobal ne comprend que des corps de remplacement et des veines, aucune minéralisation économique de type porphyre ou skam n'y a été découverte.

Le porphyre cuprifère de Toromocho est centré sur l'intrusion de San Francisco (Fig. 1.2), créant un halo d'altération potassique et séricitique. La minéralisation économiquement intéressante est associée à l'altération séricitique et consiste en veines à minéraux de cuivre ou polymétalliques. De petites veines de quartz et molybdénite sont également associées à cette altération et ont été datées à 7.87 ± 0.07 Ma par la méthode Re/Os sur molybdénite. L'intrusion des granites de Yantac et de Gertrudis dans les dolomies du Pucara a produit des skams magnésiens à Zn et Pb (Fig. 1.2). Leur minéralogie hypogène est dominée par le grenat, le diopside, la magnétite, l'épidote, la pyrite, la pyrrhotine, la sphalérite, la galène, le chrysocale, la chlorite et la phlogopite.

Cette dernière a été datée par ⁴⁰ Ar/³⁹ Ar à 7.20 ± 0.20 Ma dans le cas du skam de Parvenir et à 6.42 ± 0.19 Ma dans celui du skam de Gertrudis. Le système de fractures affectant le Domo de Y auli est fréquemment minéralisé et d'importantes veines comme Manuelita, Andaychagua ou encore San Cristobal sont exploitées (Fig.

1.3). Elles ont généralement un fort pendage, coupent les phyllites de l'Excelsior, les roches volcani-clastiques du Mitu ainsi que localement les intrusions du miocène et ne sont pas rectilignes mais généralement coudées (Figs. 2.4 et 2.6).

Un halo d'altération dominé par la présence de séricite, quartz, chlorite, pyrite et argiles se forme aux épontes. La séricite d'altération des épontes des veines de San Cristo bal et d' Andaychagua a été datée par la méthode ⁴⁰Ar/³⁹ Ar à 4.78 ± 0.16 Ma et à 4.90 ± 0.15 Ma (Figs. 1.1 Oc et d). Ces âges sont dans la marge d'erreur attribuée à l'âge U/Pb de l'intrusion du Chumpe (6.6

+ 11-3.6 Ma) et démontrent ainsi leur probable lien génétique. Les importantes marges d'erreur ne peuvent toutefois pas exclure 1 'influence d'autres intrusions n'affleurant pas à la surface. La paragenèse des différentes veines est généralement uniforme et est dominée par un stade quartz-sulfures et un autre tardif à quartz, carbonates, argiles et barytine (Stucky, 2001; Lisboa, 2002). Les veines associées à 1 'intrusion du Chumpe contiennent un stade à wolframite-quartz-pyrite prédatant la minéralisation à sulfures. Les corps de remplacement sont encaissés par les carbonates du Pucara et se situent principalement le long du flanc ouest du Domo de Y auli, leur emplacement correspondant à la position de nombreuses veines. Ces corps minéralisés sont généralement stratiformes mais montrent également des structures discordantes par rapport aux bancs de dolomie, telles que les brêches, les halos d'altération de carbonates secondaires et d'argiles et la distribution des métaux (Fig. 2.1 0). A 1 'exception d'un important stade à hématite prédatant les sulfures (Sallier, 2002), leur

minéralogie est très proche de celle des veines auxquelles ils sont associés.

Le paléo-champs de contraintes miocènes

Le Domo de Y auli est composé de deux zones tectoniques différentes (Fig. 2.3).

Alors qu'au centre la structure des roches du groupe de 1 'Excelsior est influencée par la déformation hercynienne (Lepry, 1981 ), au sud-ouest les roches volcani-clastiques permo-triasiques du groupe Mitu et les roches carbonatées mésozoïques montrent des plis isopaques, kilométriques, faiblement déversés vers le nord-est et associés à des failles inverses qui correspondent à la phase fini-éocène de la déformation andine (Harrison, 1943;

Mégard, 1978). Les deux zones sont recoupées par un Jeu de failles décrochantes conjuguées, également associées à la déformation andine, mais qui ont rejoué postérieurement à la formation des plis dont ils déplacent les axes. Cela a notamment été le cas lors du magmatisme miocène et a ainsi permis la formation de nombreuses veines polymétalliques à travers tout le Domo de Y auli. Du à l'orientation des failles héritées de la déformation éocène, les minéralisations miocènes ont toujours été associées à une compression simple (Lepry, 1991), alors qu'un champ de contrainte totalement différent pourrait profiter des zones de faiblesse pré-existantes (Sylvester, 1988).

Afin de définir le paléo-champ de contraintes associées aux minéralisations et par là-même faciliter la découverte de nouveaux corps minéralisés, une étude structurale détaillée a été menée.

Les orientations des veines polymétalliques, des dykes miocènes et des

failles ainsi que de leurs stries, linéations et fibres minérales ont été relevées en plusieurs emplacements du district minier de San Cristobal (Fig. 2.11). L'orientation des contraintes Miocènes de chaque emplacement a été déterminée par la méthode d'inversion (Angelier, 1989, 1994) et révèle un champ hétérogène. En effet, le champ de contraintes des emplacements localisés à 1' est de l'intrusion du Chumpe indique une compression principalement est-ouest, alors que celui des localités situées à 1 'ouest montre une composante cr 1 proche du nord-sud (Fig. 2.11 ).

Inclusions fluides

L'étude d'inclusions fluides a principalement été menée dans le quartz de la veine San Cristobal et des corps de remplacement associés. La présence de quartz dans chacun des stades paragénétiques de la veine (Fig. 3.3), wolframite-quartz-pyrite, quartz-sulfures et carbonates-quartz-barytine-argiles, rend possible de suivre 1' évolution des processus minéralisateurs. Au contraire, les corps de remplacement dans les roches carbonatées ne possèdent qu'un seul stade quartzeux séparant le stade à oxydes de celui à sulfures (Fig. 3.3).

Description et microthermométrie des inclusions fluides

Toutes les inclusions fluides analysées sont de type H20-NaCl-(KCl), le dioxyde de carbone est en quantité trop faible pour être détecté par microthermométrie, toutefois, les analyses par spectrométrie Raman en

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révèlent de faibles quantités variables jusqu'à 0.6 g/cm³ (Table 3.4).

Le quartz associé à la wolframite présente trois différentes populations (Fig. 3.10 et Table 3.4); deux familles d'inclusions de petite taille (7 à 20 !Jill) sont primaires, l'une formée d'inclusions tri-phasées avec un cristal de halite (Th = 205 à 259

oc ;

salinité = 44.6 à 54 % pds éq. NaCl) et l'autre d'inclusions bi-phasées (Th= 146 à 237

oc;

salinité = 2.9 à 5.1 % pds éq.

NaCl). Ces inclusions de salinité élevée suggèrent un fluide d'origine magmatique (Bodnar, 1995). Les inclusions secondaires sont également biphasées, beaucoup plus abondantes et de taille généralement supérieure (8 à 50 !Jill). Elles homogénéisent entre 157 et 257 °C, alors que leur salinité varie entre 0.4 et 5.4 % pds éq. NaCl. Le quartz laiteux accompagnant la dépôt des sulfures contient des inclusions fluides bi-phasées pouvant être reconnues sur la base de leur morphologie (Fig. 3.13 et Table 3.4); les unes pseudosecondaires et de formes fines et tubulaires (Th= 328 à 337

oc ;

salinité=

3.9 à 4.0 % pds éq. NaCl), et les autres, secondaires et de formes plus irrégulières (Th = 155 à 256 °C ; salinité = 2. 7 à 4.2 % pds éq. NaCl). Les données microthermométriques d'inclusions fluides dans la sphalérite du stade à quartz- sulfures obtenue par Moritz et al. (200 1) montrent des températures et salinités équivalentes à celles obtenues dans le quartz. Le quartz associé à la phase tardive est automorphe et très transparent, 1 'identification des trois différentes familles en est ainsi facilitée (Fig. 3.15 et Table 3.4). Les inclusions primaires le long des zones de croissance sont allongées, de larges tailles (15 à 50 !Jill), homogénéisent entre 302 et 322 °C et ont une salinité variant entre 5.9 et 6.7 % NaCl. Les inclusions pseudosecondaires et secondaires ont une taille similaire mais

possèdent des températures

d'homogénéisation et des salinités couvrant une plus large fourchette de

valeurs (Th = 263 à 320

oc ;

salinité = 4.6 à 6.2 % pds éq. NaCl). Le quartz automorphe des corps de remplacement dans les carbonates contient d'une part des inclusions primaires de grande taille (Th = 285 à 290 °C ; salinité = 4 % pds éq.

NaCl) et des inclusions secondaires avec des températures et des salinités montrant une très grande dispersion (Th = 166 à 290

oc;

salinité= 0.2 à 4.8 % pds éq. NaCl), pouvant être le résultat de phénomènes de rééquilibrage.

Analyse des inclusions fluides par LA-/CP-MS

Les teneurs en Na, K, Fe, Cu, Zn, Sr, Ag, Sn, Ba, W, Pb, Mg, Ca, Mn, As, Rb, Y, Mo et Ce des inclusions fluides ont été analysées par laser ablation ICP-MS (Appendix III). Des concentrations de W supérieure à la limite de détection ne se trouvent que dans les inclusions fluides du quartz associé à la wolframite ; alors que celles des éléments caractéristiques des minéralisations du Domo de Y auli, comme le Cu, le Zn et le Pb, sont suffisamment élevées pour être détectées dans chaque inclusion, mais décroissent à travers la paragenèse (Fig. 3 .18). Par contre, les teneurs en certains éléments comme le Ba et le Sr obéissent exactement à la tendance inverse en étant plus élevées dans le dernier stade de minéralisation.

Isotopes d'oxygène et d'hydrogène

Les analyses isotopiques de deuterium et d'oxygène ont été effectuées sur le quartz, la wolframite et leurs inclusions fluides, sur les argiles et sur les inclusions fluides

contenues dans les sphalérites (Tables 3.5 et 3.6). Elles ont été complétées par les analyses de Campbell et al. (1984). La composition isotopique du fluide associé à la déposition de la wolframite, la sphalérite et du quartz des deux premiers stades paragénétiques des veines indique une grande variation de oD pour un 8¹⁸0 constant (Fig. 3.19) ; elle a été interprétée comme étant la signature de l'interaction d'un fluide météorique avec l'intrusion du Chumpe (Campbell et al., 1984) ou par un mélange entre des fluides magmatiques dominants et des fluides météoriques en faible quantité (Heinrich, 1990). Les mmeraux représentatifs des stades paragénétiques tardifs, tel que les carbonates, la barytine ou les argiles, définissent une tendance oblique dans la Figure 3 .19) qui s'explique par un mélange entre fluides magmatiques et météoriques.

Discussions

La répétition d'événements magmatiques et hydrothermaux à Morococha, indique-t-elle la présence d'une large chambre magmatique sous-jacente ?

Les datations U/Pb des intrusions du Domo de Y auli mettent en évidence trois différentes époques de magmatisme au Miocène, la première correspondant à la mise en place de la diorite d' Anticona à 14.11 ± 0.04 Ma, la deuxième aux intrusions felsiques de San Francisco et de Y an tac autour de 9 Ma et, finalement, l'intrusion du Chumpe à 6.6 + 1/-3.6 Ma. A 1 'exception de la première, à laquelle aucun gisement n'est associé, chacune de ces époques est liée à la formation de gisements métallifères. En effet, à Morococha, les relations de terrain

indiquent que les intrusions de San Francisco et de Y antac sont responsables de la formation du porphyre cuprifère de Toromocho et du skam de Porvenir. Alors qu'à San Cristobal, l'intrusion du Chumpe occupe une position centrale par rapport aux différentes vemes et corps de remplacement ; leur lien génétique est par ailleurs démontré par la correspondance de l'âge U/Pb sur zircon de l'intrusion (6.6

+ 1/-3.6 Ma) et les âges ⁴⁰ Ar/³⁹ Ar obtenus sur les séricites de l'altération (4.78 ± 0.16 Ma et 4.90 ± 0.15 Ma). Ainsi, l'accumulation de corps minéralisés au Domo de Yauli n'est pas le produit d'un seul événement magmato-hydrothermal, mais le résultat de deux : 1 'un centré à Moro cocha et 1 'autre, distinctement plus jeune, à San Cristobal.

Avec un seul et unique système magmato- hydrothermal, le district minier de San Cristobal apparaît relativement simple comparativement à celui de Morococha où plusieurs intrusions felsiques, chacune liée à un ou plusieurs autres corps minéralisés, se côtoient et se superposent. En effet, si les deux intrusions datées par la méthode U/Pb, celles de San Francisco (9 .1 ± 0.1 Ma) et de Yantac (8.81 ± 0.06 Ma), ont approximativement le même âge maximum, il n'en va pas de même pour les corps minéralisés. En effet, 1 'âge Re/Os sur molybdénite du porphyre cuprifère (7 .87

±

0.07 Ma) ne correspond pas à l'âge plateau

40 Ar/³⁹ Ar sur la phlogopite du skam de Porvenir (7.2 ± 0.2 Ma). Cela implique que le modèle proposé par Sillitoe et Bonham (1990) ou Hedenquist et Lowenstem ( 1994), proposant un seul centre magmatique et plusieurs types de gisements à différentes distances, n'est pas valable à Morococha où nous sommes en présence de plusieurs événements magmato-hydrothermaux se superposant, à l'instar d'autres systèmes porphyriques et épithermaux (Marsh et al., 1997; Ballard et

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al., 2001; Gustafson et al., 2001, Munteau and Einaudi, 2001 ).

La présence de multiples intrusions felsiques localisées à 1 'est de la diorite d' Anticona s'explique relativement bien par de multiples « cupolas » originaires d'une chambre magmatique sous-jacente (Gustafson et al., 2001), dont la présence est d'ailleurs documentée par les zonations des plagioclases (Fig. l. 7). La durée de « vie » de cette chambre magmatique ne se restreint probablement pas aux seules intrusions felsiques mais son origine pourrait remonter jusqu'à la mise en place de la diorite d' Anticona. Les datations U/Pb sur zircons des intrusions de San Francisco et de Yantac ont donné plusieurs points analytiquement concordants entre 9 et 14 Ma (Fig. 1.9). Les images par cathodoluminescence des zircons ne montrant aucun cœur indiquant une dissolution (Fig. 1.8), cet alignement de points concordants est préférablement expliqué par la continue mise en place de petites chambres magmatiques qui refroidissent, puis sont refondues par l'apport de nouvelles injections de magma.

Ces apports de magma moins évolué étant documentés non seulement par les oscillations de la composition des plagioclases mais également par les hautes valeurs de E:Hf (Fig. 1.10).

L'influence de linéaments crustaux .sur

/es

paléo-champs de contramtes et la formation de gisements

Les relevés structuraux et leur interprétation par la méthode d'inversion indiquent une rotation du champ de contraintes miocène dans le district minier de San Cristo bal (Fig. 2.11 ). Celle-ci est non seulement confirmée par le fait que les

veines ne sont pas rectilignes mais changent leur direction (Fig. 2.5), mais également par 1 'orientation des cristaux automorphes de quartz, qui diffère selon les veines subissant une composante cr 1 est-ouest ou nord-sud. L'emplacement de la rotation des contraintes correspond à la position d'un linéament crustal qui influence la géomorphologie du Domo de Yauli et se dessine sur les images satellites (Fig. 2.6). L'hétérogénéité du champ de contraintes est donc expliquée par la réactivation de zones de faiblesse crustale lors du miocène, permettant ams1 l'ouverture en trans-tension des failles préexistantes et la création de veines polymétalliques (Fig. 2.12). L'influence de ces linéaments crustaux sur la formation des gisements du Domo de Y auli est également démontrée par le fait que les principaux corps minéralisés sont alignés le long de ces structures (Fig. 2.6).

L'influence de ces linéaments d'orientation 120°, d'âge minimum permien, peut également s'observer dans la zone côtière (Polliand, 2002) et devrait se révéler un utile moyen de prospection minière péruvienne.

Modèle génétique des minéralisations polymétalliques de San Cristobal

Au contraire du district minier de Morococha où les événements magmato- hydrothermaux se sont succédés et superposés, celui de San Cristobal est en comparaison plus simple avec une unique intrusion responsable des minéralisations et des corps minéralisés dispersés autour.

Cela semble d'ailleurs confirmé par la concordance de l'âge de l'intrusion du Chumpe (6.6 + 11-3.6 Ma) et de celui de l'altération des épontes (4.78

±

0.16 Ma et 4.90 ± 0.15 Ma). L'absence de minéraux aptes à être datés par méthode radiométrique dans les corps de

remplacement dans les roches carbonatées ne permet pas de contraindre leur chronologie exacte. Mais les caractères discordants comme les brèches et la distribution de la minéralisation en prolongement des veines (Fig. 2.7), ou encore la concordance des signatures isotopiques du Pb (Moritz et al., 2001), soulignent leur lien génétique et réfutent ainsi le modèle syngénétique proposé par Dalheimer (1990) et Kobe (1990).

Les études précédentes d'inclusions fluides (Bartlett, 1984 ; Campbell et al., 1984) n'ont jamais documenté la présence d'inclusions fluides contenant des cristaux de halite à San Cristobal et ont ainsi réfuté l'hypothèse d'une participation de fluides

magmatiques aux processus

minéralisateurs. La découverte de fluides de salinités élevées implique donc la présence d'une probable composante magmatique initiale dans le fluide et mène à une réinterprétation des modèles génétiques et des données d'isotopes stables. Effectivement la grande variation de 8D pour un 8¹⁸0 constant définissant une tendance verticale sur la Figure 3.19 s'explique ainsi plus facilement par l'addition mineure de fluide météorique s'équilibrant avec l'intrusion du Chumpe à un fluide majoritairement magmatique. La quantité d'eau météorique impliquée dans les processus minéralisateurs augmente par la suite pour former la tendance oblique de mélange observée sur la Figure 3.19. Un tel modèle de mélange, avec des fluides magmatiques prédominant dans les premiers stades et des fluides météoriques prenant de plus en plus d'importance est en accord avec la microthermométrie des inclusions fluides et les isotopes du Pb et Sr (Moritz et al., 2001) ou encore 1' évolution des concentrations des éléments dans le fluide minéralisateur. La température d'homogénéisation et la salinité des inclusions définissent une co- variation positive s'expliquant par la

dilution d'un fluide chaud et salin par un autre plus froid et moins salin (Fig. 3.20).

Les isotopes de Pb des premiers stades de la minéralisation sont homogènes et coïncident avec la signature isotopique du magma (Fig. 3.8), alors que les isotopes de Sr des barytines tardives indiquent une grande dispersion ne pouvant pas s'expliquer par une signature magmatique (Fig. 3.9). Finalement, les tendances contraires des concentrations d'éléments, avec la diminution du Cu, Zn, Pb et As et l'augmentation du Sr et du Ba à travers la paragenèse, illustrent aussi cette évolution d'un fluide à dominance magmatique de plus en plus dilué par des fluides météoriques. Cela indique également que la majorité des éléments économiquement importants ont été introduits dans le système par le fluide magmatique, le fluide météorique n'ayant pour sa part qu'introduit les éléments se retrouvant dans la phase terminale de la minéralisation. Celui-ci a cependant certainement joué un rôle important en se mélangeant au fluide magmatique et facilitant par là la déposition des minéraux.

Références

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