2010 VMS Piercey

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Una visión general de la petroquímica en la exploración regional
de depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (VMS)
SJ Piercey
Department of Earth Sciences, Memorial University of Newfoundland, St. John's, NL, Canadá, A1B 3X5 (correo
electrónico: spiercey@mun.ca)
RESUMEN: Los depósitos de sulfuros masivos volcanicogénicos (VMS) son importantes fuentes
mundiales de metales básicos y preciosos. La geoquímica ígnea (petroquímica) de rocas máficas y
félsicas asociadas con depósitos de VMS es extremadamente útil para delinear un terreno potencialmente
fértil para la mineralización de VMS. En ambientes juveniles dominados por máficos (por ejemplo, tipos
de VMS máficos, máficos bimodales y máficos siliciclásticos)
Los depósitos de VMS están asociados con boninita y toleita de arco de isla con bajo contenido de
Ti, basalto de la dorsal oceánica y basalto de cuenca de arco posterior. En última instancia, estas
rocas provienen de una cuña de manto de arco empobrecido (p. ej., boninita, toleita de arco de isla
de bajo Ti) o de un manto astenosférico de arco posterior o de una dorsal mesoceánica empobrecidos
por afloramiento (p. ej., MORB y basalto de cuenca de arco posterior). En ambientes evolucionados,
aquellos asociados con la corteza continental y típicamente dominados por magmatismo félsico (por
ejemplo, tipos VMS bimodales félsico y félsico-siliciclástico), las rocas máficas asociadas al VMS
tienen rocas alcalinas (tipo basalto de islas oceánicas) y/o dorsales oceánicas. /firmas basálticas de
cuenca de arco posterior. En estos entornos, las rocas máficas basálticas de basalto alcalino y de la
dorsal oceánica/cuenca de arco posterior se superponen a rocas félsicas y mineralización y
representan fusiones derivadas de fuentes del manto litosférico y astenosférico, respectivamente.
Las rocas félsicas en las secuencias arcaicas son típicamente toleíticas, tienen elementos
elevados de alta intensidad de campo (HFSE) y elementos de tierras raras (REE), y afinidades FIII
(Zr/Y y La/Ybn bajos, perfiles planos de elementos de tierras raras normalizados con condritas). En
ambientes evolucionados post-Arqueanos, las rocas félsicas asociadas con depósitos VMS tienen
enriquecimiento HFSE y REE y firmas dentro de la placa en los diagramas de discriminación, como
sus contrapartes arcaicas, pero tienen una composición más calco-alcalina y comúnmente tienen
afinidades FII. Las rocas félsicas asociadas con depósitos de VMS en sustratos juveniles dominados
por máficos post-Arqueanos están asociadas con riolitas empobrecidas en oligoelementos con firmas
toleíticas a boninitas y afinidades de tipo M y FIV en gráficos de discriminación.
El uso aislado de rocas máficas o félsicas puede dar lugar a asignaciones erróneas de
prospectividad para terrenos; sin embargo, cuando las rocas máficas y félsicas se usan junto con el
contexto geológico, son herramientas poderosas para delinear regiones potencialmente prospectivas.
Dentro de los entornos que albergan VMS, existen ensamblajes petroquímicos específicos de rocas
máficas y félsicas. Los ensamblajes petroquímicos son asociaciones litogeoquímicas específicas
entre rocas máficas y félsicas que son comunes en los entornos de formación de VMS y son útiles
para identificar dos ingredientes clave necesarios para formar posibles cinturones de VMS: (1) ruptura;
y (2) magmatismo de alta temperatura.
PALABRAS CLAVE: Litogeoquímica, sulfuro masivo volcanogénico (VMS), petroquímica, rifting, flujo
de calor, selección de área
Los depósitos de sulfuro masivo volcánico (VMS) han sido, y continúan
siendo, importantes contribuyentes a la economía global.
Estos depósitos son fuentes globales importantes de los metales básicos
Zn, Pb y Cu, y muchos depósitos (p. ej., Eskay Creek, Bousquet-LaRonde)
son fuentes importantes de metales preciosos.
Los depósitos de VMS son uno de los tipos de depósitos minerales mejor
comprendidos debido a numerosos estudios de depósitos antiguos, así
como a los que se están formando actualmente en el fondo marino moderno.
La litogeoquímica y la petrología han sido herramientas importantes en
nuestra comprensión y exploración de depósitos VMS desde la década de
1970, y continúan siendo una herramienta importante en nuestro arsenal
para explorar estos depósitos. La mayor parte del trabajo litogeoquímico
temprano en las décadas de 1970 y 1980 se centró en la alteración
litogeoquímica (por ejemplo, Ishikawa et al. 1976; Spitz & Darling 1978;
Saeki & Date 1980; Date et al. 1983; Gibson et al. 1983; Campbell et al.
1984; Lesher et al. 1986a; Kranidiotis &
Geoquímica: exploración, medio ambiente, análisis, vol. 10 2010, págs. 119–
136 DOI 10.1144/1467-7873/09-221
1467-7873/10/$15.00 2010 AAG/Sociedad Geológica de Londres

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Fig. 1. Modelo para el establecimiento
y génesis de depósitos de sulfuros
masivos volcanogénicos (VMS) (de Galley
1993; Franklin et al. 2005).
MacLean 1987; MacLean y Kranidiotis 1987; MacLean 1988) con pocos
estudios destinados a utilizar la litogeoquímica para delinear cinturones
prospectivos a escala regional (p. ej., Lesher et al. 1986b; Paradis et al.
1988; Swinden et al. 1989).
Sin embargo, con los desarrollos de nueva tecnología analítica a
finales de los años 80 y 90, esta situación ha cambiado y la aplicación de
datos litogeoquímicos de alta precisión se está convirtiendo en algo
común en la exploración de depósitos VMS. Uno de los avances clave
fue el desarrollo del espectrómetro de masas de plasma acoplado
inductivamente (ICP-MS), que alguna vez fue principalmente una
herramienta de investigación en universidades y laboratorios
gubernamentales, que se ha vuelto común en la mayoría de las
instalaciones de laboratorio comerciales. El sistema ICP-MS ha
revolucionado la aplicación de la litogeoquímica a la exploración VMS, lo
que permite a las personas utilizar una gama más amplia de datos de
elementos traza de alta precisión, en particular para HFSE y REE, y esto
ha dado lugar a modelos petrológicos más sofisticados y grandes avances
en la comprensión. Litogeoquímica volcánica y de intrusión y su aplicación
para delinear regiones prospectivas para la exploración de VMS (p. ej.
Swinden 1991; Barrie et al. 1993; Syme y Bailes 1993; Barret y Sherlock
1996; Swinden 1996; Kerrich y Wyman 1997; Lentz 1998; Syme 1998;
Sime et al. 1999; Wyman et al. 1999; Piercey et al. 2001a; Piercey et al.
2001b; Galera 2003; Hart et al. 2004).
En este artículo se revisará el estado actual del conocimiento en
litogeoquímica de rocas ígneas máficas y félsicas asociadas con
depósitos VMS y su aplicación a la exploración de sistemas VMS a escala
regional. La escala regional, tal como se define en este documento, es
una escala >1:50 000 y los métodos propuestos están destinados a
definir posibles cinturones y secuencias estratigráficas. El documento
primero definirá los atributos del objetivo y delineará los entornos
geológicos y tectónicos clave en los que se encuentran estos depósitos.
A esto le seguirán revisiones de los avances clave y el estado actual del
conocimiento en geoquímica volcánica y de intrusión y conjuntos
petroquímicos, quimioestratigráficos clave. relaciones útiles para delinear
entornos prospectivos a escala de cinta. El documento concluirá con las
preguntas no resueltas y los avances anticipados en los próximos diez
años.
EL OBJETIVO: MASIVO VOLCANOGÉNICO
DEPÓSITOS DE SULFUROS Y SUS
CLASIFICACIÓN
Los depósitos de sulfuro masivo volcánico (VMS) se han formado a lo
largo de la historia de la Tierra desde el Arcaico temprano hasta el presente.
Se forman dentro de regímenes geodinámicos extensionales, en entornos
de grietas particulares (Fig. 1). Estos entornos de rift incluyen dorsales
oceánicas, cuencas de arco posterior, rifts de arco intraoceánico y rifts
de arco continental (por ejemplo, Swinden 1991; Hannington et al. 1995;
Scott 1997; Syme et al. 1999; Barrett et al. 2001; Piercey et al. 2001b;
Dusel-Bacon et al. 2004). En una escala de cinturón, los depósitos dentro
de estas grietas están asociados con extensiones y transtensiones.
grabens, calderas y fallas sinvolcánicas y sinsedimentarias (por ejemplo,
Gibson 1989; Allen 1992; McPhie & Allen 1992; Setterfield et al. 1995;
Allen et al. 1996; Gibson et al. 1999; Stix et al. 2003; Gibson 2005). Las
estructuras sinvolcánicas y sinsedimentarias se asocian comúnmente
con enjambres de diques félsicos y máficos paralelos al eje del corredor
del rift (p. ej., Gibson & Watkinson 1990; Setterfield et al. 1995; Gibson et
al. 1999) y se encuentran comúnmente por encima de un complejo
intrusivo sinvolcánico contemporáneo ( Fig. 1) (por ejemplo, Campbell et
al. 1981; Galley 1996; Galley 2003). Los enjambres de diques y los
complejos intrusivos subvolcánicos suelen tener firmas geoquímicas
idénticas a las secuencias volcánicas que albergan VMS; sin embargo,
muchos cruzan y datan de forma posterior a la formación de mineralización
VMS (p. ej., Galley 1996; Barrett & MacLean 1999; Galley 2003). Los
complejos intrusivos subvolcánicos se interpretan como la manifestación
de un ambiente geodinámico con un gradiente geotérmico elevado (flujo
de calor elevado), un ingrediente clave para impulsar la circulación
hidrotermal necesaria para formar la mineralización VMS (p. ej., Campbell
et al. 1981; Galley 1996; Large et al. , 1996; Galley, 2003). Algunos
trabajadores también han sugerido que estos complejos intrusivos
también aportan metales al sistema hidrotermal VMS (Large et al. 1996;
Galley 2003).
Un desafío importante en la exploración de VMS es la identificación
de entornos de grietas de alto flujo de calor. La petroquímica, junto con
los métodos geológicos, es particularmente útil en

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Una descripción general de la petroquímica en la exploración VMS
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Tabla 1. Definiciones de los acrónimos presentados en este documento.
Acrónimo
Definición
VMS
sulfuro masivo volcánico
ICP-MS
espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente
HFSE
elementos de alta intensidad de campo
REE
extraños elementos de la Tierra
LREE
elementos de tierras raras ligeras
LOTI
tholeiites de arco de isla de bajo Ti (o tholeiites de bajo Ti)
MORB
basalto de la dorsal oceánica
N-MORB
basalto normal de la dorsal oceánica
E-MORB
basalto enriquecido de la dorsal oceánica
OBI
basalto de la isla del océano
BEBÉ
basalto de cuenca de arco posterior
muy poco Pb. Los dos últimos grupos están asociados con evolucionados
ambientes dominados por corteza continental o continental
rocas sedimentarias derivadas de la corteza. Las rocas félsicas en estos
ambientes se derivan del derretimiento de la corteza continental o rocas
derivadas de la corteza continental, y las rocas máficas a menudo se derivan
de fuentes litosféricas y astenosféricas. los
los depósitos de los dos últimos grupos están notablemente dominados por Zn-
Pb-Cu. Como veremos más adelante, si uno está en un juvenil versus
el entorno evolucionado finalmente controla el félsico y el máfico
geoquímica volcánica asociada con los depósitos VMS en un
distrito dado.
RESEÑA: VOLCÁNICA E INTRUSIÓN
GEOQUÍMICA
identificando secuencias de grietas como rocas félsicas y máficas relacionadas con grietas
Se discutirán los atributos geoquímicos volcánicos y de intrusión.
que tienen firmas petroquímicas específicas (ver más abajo). Además, la
juntos ya que se utilizan la composición y las texturas de ambos
petroquímica también puede proporcionar un indicador de la
principalmente para identificar objetivos regionales e identificar regiones clave
flujo de calor de un entorno geodinámico específico. En particular,
llevar a cabo una exploración detallada (es decir, selección de áreas). En esto
muchos entornos VMS están asociados con rocas que tienen
sección, las principales firmas petrológicas y geoquímicas en
firmas indicativas de generación y emplazamiento a alta
Se examinan rocas volcánicas e intrusivas. Las firmas petrológicas primarias
temperaturas; por lo tanto, sus firmas petroquímicas pueden proporcionar
de las rocas son críticas para entender porque
un indicador del gradiente geotérmico y el flujo de calor del
proporcionan información clave sobre las condiciones térmicas, tectónicas y
ambiente en el que se colocaron estas rocas.
Historia petrológica de las rocas máficas y félsicas. Por lo tanto, es
La Figura 1 ilustra la configuración generalizada de los depósitos VMS,
crítico que las muestras más frescas y menos alteradas (por ejemplo, las que tienen
pero hay diferencias significativas en el estilo y el escenario de
texturas preservadas, libres de vetas y minerales secundarios) son
estos depósitos (Barrie & Hannington 1999; Franklin et al. 2005).
tomadas como las firmas geoquímicas en estas rocas reflejarán
Estas variaciones pueden extenderse a las firmas litogeoquímicas
procesos tectónicos y petrológicos primarios, en lugar de aquellos
de las rocas asociadas a VMS y, por lo tanto, una breve nota sobre VMS
asociado con alteración secundaria (Jenner 1996; Kerrich &
se requiere clasificación. Recientemente, los depósitos de VMS han sido
Wymann 1997). También es importante que se realicen análisis adecuados
clasificados en cinco grupos con base en sus ensamblajes de roca huésped
técnicas y procedimientos de control de calidad/garantía de calidad son
(Barrie & Hannington 1999; Franklin et al. 2005):
tomado. Esto está más allá del alcance de este documento, pero los lectores están
1. Máfico: estos son depósitos asociados con dominados por máficos
se refirió a las revisiones de Jenner (1996) y Kerrich & Wyman
ensamblajes, comúnmente ofiolíticos. Chipre, Omán y
(1997).
Depósitos alojados en ofiolita en los Apalaches de Terranova
En los siguientes párrafos, las composiciones máficas serán
representan distritos clásicos de este grupo;
tratado inicialmente, y será seguido por volcánico félsico
2. Bimodal-máficas: son depósitos asociados a ambientes dominados por
composiciones En todos los diagramas, inmóvil mayor y trazo
máficas, pero con hasta un 25% de rocas félsicas, la
Se utilizan elementos como Al2O3 y TiO2, el HFSE (Zr,
este último a menudo alberga los depósitos. Los campamentos de Noranda, Hf, Nb, Ta, Y, Sc, Ti, V) y REE. Estos elementos quedan
Flin Flon Snow Lake y Kidd Creek serían distritos clásicos
inmóvil en la mayoría de las rocas alteradas y metamorfoseadas, excepto
de este grupo;
bajo alteración muy intensa (p. ej., alteración con clorito; Campbell
3. Máfico-siliciclástico (o pelítico-máfico): son depósitos et al. 1984; Whitford et al. 1988; Bau 1991; Valsami y Cann
asociado con proporciones subiguales de rocas máficas y siliciclásticas; las
rocas félsicas pueden ser un componente menor; y máfico
Las rocas intrusivas (y ultramáficas) son comunes. el besshi
depósitos en Japón, depósitos de Outokumpu en Finlandia y
1992) y nos brindan información sobre las firmas petrogenéticas primarias de
las rocas magmáticas, incluso si están moderadamente alteradas. Una tabla de
acrónimos relacionados con la geoquímica
términos y firmas se proporcionan en la Tabla 1.
Windy Craggy en Canadá representan distritos clásicos de este
grupo;
geoquímica máfica
4. Félsico-siliciclástico (o siliciclástico-félsico o siliciclástico bimodal):
La composición de las rocas volcánicas e intrusivas máficas asociadas con los
estos son depósitos asociados con siliciclástico
depósitos de VMS está determinada, en parte, por si
entornos dominados con abundantes rocas félsicas y menos de
formado en un ambiente juvenil o evolucionado. en juvenil
10% rocas máficas. Estos entornos suelen ser ricos en esquisto y la
ambientes, los depósitos se asocian preferentemente con boninita
Campamento de Bathurst, cinturón ibérico de pirita y áreas del lago Finlayson
y toleita con bajo contenido de Ti (LOTI) o basalto de la dorsal oceánica (MORB)
son barrios clásicos de este grupo; y
tanto del normal (N-MORB) como del enriquecido (E-MORB)
5. Bimodal-félsico: son depósitos asociados a bimodal
tipos (por ejemplo, Fig. 2). Las rocas boniníticas están asociadas con muchas
secuencias donde las rocas félsicas son más abundantes que
depósitos de VMS alojados en ofiolita (máficos) (p. ej., Chipre, Turner Albright,
rocas máficas con solo rocas sedimentarias menores. los
Omán, Betts Cove) y sistemas máficos bimodales (p. ej.,
Los campamentos de Kuroko, Buchans y Skellefte serían clásicos
Kidd Creek, Snow Lake, Rambler), y más raramente en sistemas siliciclásticos
distritos de este grupo.
máficos (p. ej., Fyre Lake). Las boninitas se caracterizan
Los primeros tres grupos anteriores están dominados por mafic
por alto contenido de MgO (Mg#>0.60), Ni y Cr, bajo contenido de TiO2
ambientes materiales y juveniles con muy poca continentalidad
(<0,6 %), alto Al2O3/TiO2 (a menudo >40), bajo Ti/Sc y Ti/V
influencia de la corteza. Las rocas félsicas se derivan principalmente de
proporciones, y tienen REE distintivo en forma de U y primitivo
el derretimiento de la corteza máfica hidratada y las rocas máficas provienen
patrones normalizados del manto (Figs. 2–6) (Crawford et al. 1989;
predominantemente del manto astenosférico. Los primeros tres
Pearce et al. 1992). La toleita de bajo Ti tiene algo similar
grupos también están dominados por depósitos enriquecidos en Cu-Zn con
firmas geoquímicas a boninita pero pueden tener TiO2 más alto

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Fig. 2. Gráficos normalizados del manto primitivo para: (A) basalto sin arco; (B) basalto de arco; y (C) de transición (basalto relacionado con el arco posterior y la
ruptura del arco). Datos de Sun & McDonough (1989), Stoltz et al. (1990), Jenner (1981), Piercey et al. (2004), Ewart et al. (1994) y Kepezhinskas et al. (1997).
Abreviaturas: OIB, basalto de islas oceánicas; N-MORB, basalto normal de la dorsal oceánica; E-MORB, basalto enriquecido de la dorsal oceánica; CAB, basalto
calcoalcalino; IAT, toleita de arco de isla; LOTI, toleita de arco de isla con bajo contenido de Ti; BON, boninita; y BABB, basalto de cuenca de arco posterior. Valores
primitivos del manto para este diagrama y todos los demás en este documento de Sun & McDonough (1989).
contenidos y proporciones más bajas de Al2O3/TiO2 (Fig. 3), y sus
patrones normalizados de REE y manto primitivo menos en forma de U
que la boninita (Figs. 2 y 6) (Brown & Jenner 1989; Kerrich et al.
1998; Wyman et al. 1999). Se interpreta que las rocas boniníticas se
formaron a partir de fuentes del manto ultra empobrecidas en
oligoelementos incompatibles y que requieren altas temperaturas para
fundirse (c. 1200–1500 C) (Crawford et al. 1989; Pearce et al. 1992; van
der Laan et al. otros 1992; Falloon y Danyushevsky 2000).
Por lo tanto, los fundidos boniníticos suelen ser fundidos a temperaturas
más altas que los que producen rocas de arco normales. Además, la
mayoría de las boninitas y LOTI están asociadas con la extensión del
antearco y el inicio de la subducción (Stern & Bloomer 1992; Bedard et
al. 1999) o con el inicio de cuencas de arco posterior (Crawford et al.
1981; Piercey et al. 2001a) ; aunque algunas boninitas ocurren en
ambientes intracratónicos (p. ej., Kemp 2003).
Los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB) están asociados con
muchos depósitos VMS alojados en máficos en ofiolitas y dorsales
oceánicas modernas (p. ej., TAG, East Pacific Rise). Las rocas de tipo
MORB se caracterizan por patrones lisos de REE y oligoelementos que
están empobrecidos en REE ligero (LREE) en el caso de N-MORB, o
están planos o débilmente enriquecidos en LREE en el caso de E-MORB
(Fig. 2). Las rocas MORB y similares a MORB con anomalías Nb
negativas débiles en parcelas normalizadas del manto primitivo se
denominan basalto de cuenca de arco posterior (BABB) y están presentes
en muchos entornos VMS de tipo máfico en cuencas de arco posterior
modernas y antiguas (por ejemplo, Lau Basin, Cuenca Manus, Semail)
(Figs. 3–7). En los sistemas máficos y bimodales-máficos (p. ej.,
configuraciones de arco anterior o posterior), las rocas de tipo MORB a menudo muestran una inti
relación de apareamiento con rocas boniníticas y arc-toleíticas, con
MORB subyacente a la boninita (p. ej., Semail), o suprayacente y/o
transversal a la boninita (p. ej., Troodos, Rambler, Turner-Albright). En
algunos arcos traseros modernos, la toleita de arco de isla (IAT) está
intercalada con BABB y MORB (Figs. 2 y 7).
Las rocas de tipo MORB también están asociadas con depósitos
máfico-siliciclásticos en el registro antiguo (p. ej., Greens Creek) y en las
cordilleras sedimentadas modernas (p. ej., Middle Valley, Guaymas y
Escanaba Trough) (Figs. 3–7). Se interpreta que las rocas de tipo MORB
se formaron a partir de un manto empobrecido en elementos incompatibles
con temperaturas de liquidus c. 1200 C (p. ej. McKenzie & Bickle 1988;
McKenzie & O'Nions 1991; Langmuir et al. 1992) y representan la
extensión ya sea en dorsales oceánicas o dentro de cuencas de arco
posterior (p. ej. Langmuir et al. 1992; Hawkins 1995).
En ambientes evolucionados, los depósitos se asocian preferentemente
con rocas máficas que tienen firmas MORB y alcalinas (o firmas dentro
de la placa o basalto de islas oceánicas (OIB)) (Figs. 2, 5 y 8). El MORB
presente en los ambientes evolucionados es a menudo de afinidad con
E-MORB y en algunas áreas hay un espectro completo de rocas máficas
desde MORB incompatible con elementos empobrecidos hasta E-MORB
débilmente incompatible con elementos enriquecidos y OIB con
elementos incompatibles enriquecidos ( ej., Fig. 8). Se interpreta que las
rocas de tipo MORB en ambientes evolucionados representan un manto
astenosférico empobrecido que surge debajo de una fisura y
probablemente refleja el inicio de la expansión del lecho marino dentro
de una nueva cuenca oceánica o cuenca de arco posterior (por ejemplo,
Barrett & Sherlock 1996; Almodóvar et al. 1997; Piercey et al. , 2002b;
Rogers y van Staal, 2003). Comúnmente, las rocas de tipo MORB se presentan como

Fig. 3. Al
3/ TiO2 versus Zr/
y Nb/ Y para rocas máficas asociadas a VMS
dominados por máficos (A, D),
modernos (B, E) y ambientes asociados a la corteza continental
(C, F). Las fuentes de datos se enumeran
el Apéndice 1.
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Fig. 4. Diagramas de rocas máficas de entornos VMS dominados por máficas. (A) Al2O3/TiO2 versus Ni (A) y Cr (B), Ti/V–Ti/Sc (de Hickey
& Frey 1982); y (D) La/Sm-TiO2 (de Brown & Jenner 1989; datos LOTI de Meffre et al. 1996 y Wyman et al. 1999). Las fuentes de datos se
pueden encontrar en el Apéndice 1.
diques que atraviesan la mineralización o como flujos que recubren rocas
félsicas y la mineralización asociada (es decir, por lo general son posteriores
al evento de mineralización principal). Las rocas máficas alcalinas (similares
a OIB) se caracterizan por un alto contenido de HFSE (p. ej., Nb, Zr), Nb/
Y>0,7, TiO2 elevado (normalmente >1%), Al2O3/ TiO2 bajo, Ti/V alto y
enriquecimiento en LREE. Gráficos normalizados del manto primitivo que
tienen una anomalía Nb positiva en relación con Th y La (Figs. 2, 3, 5 y 8).
Estos tipos de rocas a menudo se asocian con las plumas del manto, pero
también son comunes en los magmas derivados del manto litosférico
continental asociados con el rift continental y el arco continental (p. ej., van
Staal et al.
1991; Goodfellow et al. 1995; Shinjo et al. 1999; Colpron et al.
2002; Piercey et al. 2002a). En estos ambientes evolucionados, el basalto
alcalino generalmente se cruza y se superpone al principal horizonte de
hospedaje del VMS, y típicamente muestra una progresión estratigráficamente
ascendente por encima del horizonte de hospedaje del VMS desde el basalto
alcalino hasta el MORB; esta progresión a menudo se interpreta para reflejar
un cambio de rifting (basalto alcalino) a verdadera expansión (MORB) (por ejemplo,
Rogers y van Staal 2003b; Piercey et al. 2004). El basalto alcalino y de tipo
MORB está asociado con muchos ambientes bimodales félsicos y félsicos
siliciclásticos tanto del moderno (por ejemplo, Bransfield
Estrecho, Okinawa Trough) y registros antiguos (por ejemplo, Bathurst,
cinturón de pirita ibérica, lago Finlayson, Eskay Creek) (Fig. 8).
Geoquímica félsica Se ha
llevado a cabo una investigación considerable sobre la geoquímica de rocas
félsicas asociadas con sistemas VMS (p. ej., Lesher et al. 1986b; Barrie et al.
1993; Lentz 1998; Hart et al. 2004).
Las rocas félsicas formadas a través del derretimiento o la interacción con la
corteza continental son fundamentalmente diferentes de las asociadas con el
derretimiento de un sustrato más máfico, lo que lleva a diferentes firmas para
los estratos en cada uno de estos entornos VMS.
Además, las rocas félsicas arcaicas, aunque similares en algunos casos a
sus contrapartes más jóvenes, tienen firmas que son algo únicas y deben
tratarse por separado de las rocas félsicas proterozoicas y fanerozoicas
asociadas con VMS.
En los terrenos del Arcaico se ha emprendido un trabajo considerable
sobre geoquímica volcánica félsica, particularmente en la Provincia Superior
de Canadá (por ejemplo, Lesher et al. 1986b; Barrie et al. 1993; Prior et al.
1999; Hart et al. 2004). En estos cinturones, los trabajadores anteriores han
esbozado una subdivisión tripartita de rocas, el FI

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Fig. 5. Diagrama de discriminación Ti-V para (A) entornos VMS dominados por máficos, (B) entornos modernos y (C) entornos asociados a la corteza
continental. Las fuentes de datos se enumeran en el Apéndice 1. Diagrama de Shervais (1982).
a series FIII de riolitas (Lesher et al. 1986b). Esta clasificación ha sido
modificada recientemente por Hart et al. (2004) para incluir una cuarta
serie, FIV, pero las rocas félsicas FIV están en gran parte restringidas a
terrenos juveniles en el post-Arqueano. El conjunto FIII de rocas félsicas
tiene proporciones bajas de Zr/Y y La/Yb, altos contenidos de HFSE (p.
ej., Zr>200 ppm) y patrones de REE normalizados de condrita toleítica
planos (Figs. 9 y 10). Los FI tienen relaciones altas de Zr/Y y La/Yb,
contenidos más bajos de HFSE y patrones de REE normalizados con
condrita calco-alcalina enriquecidos con LREE (Figs. 9 y 10). Los FII
tienen firmas intermedias entre los dos grupos (Figs. 9 y 10). La mayoría
de los depósitos de Archean VMS están alojados en rocas félsicas FIII y
FII, que se interpreta que se formaron dentro de las secuencias de grietas
Archean a partir de fusiones a alta temperatura (T> 900 C) derivadas de
la fusión de la corteza basltica hidratada en niveles poco profundos en la
corteza (por ejemplo Lesher
et al. 1986b; Barrie 1995; Hart et al. 2004). La formación a poca
profundidad (es decir, <10 km) permitió que estos fundidos ascendieran
al ambiente superficial sin perder su calor de fusión (T>900 C), lo que les
dio una mayor capacidad para impulsar sistemas hidrotermales de larga
duración (por ejemplo, Barrie et al. al. 1999). Por el contrario, se interpreta
que los otros conjuntos se formaron a partir de derretimientos a
temperaturas más bajas (<900 C) en niveles más profundos de la corteza
(>10 km) (p. ej., Lesher et al. 1986b; Barrie 1995; Hart et al. 2004). Estos
derretimientos tienen menos potencial para impulsar los sistemas
hidrotermales debido a sus temperaturas de fusión más bajas y la pérdida
de calor al transportarse a la superficie de la Tierra desde las profundidades.
En terrenos proterozoicos y fanerozoicos, el comportamiento del
magmatismo félsico depende de si está asociado a ambientes juveniles
o evolucionados. En ambientes evolucionados post-Arqueanos , las rocas
félsicas tienen un rango de firmas, pero

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Fig. 6. Gráficas normalizadas del manto primitivo para rocas máficas asociadas con depósitos VMS en ambientes VMS dominados por máficas, que incluyen: (A) boninita;
(B) toleita de arco de isla con bajo contenido de Ti; (C) basalto de la dorsal oceánica (MORB) y basalto de la cuenca del arco posterior (BABB); y (D ) similar al basalto de isla
oceánica (OIB). Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Fig. 7. Gráficas normalizadas del manto primitivo para rocas máficas asociadas con depósitos de VMS en océanos modernos, que incluyen: (A) basalto de cuenca de arco
posterior y toleita de arco de isla; y (B) basalto de la dorsal oceánica (MORB). Fuentes de datos en el Apéndice 1. Símbolos como en la Figura 5.
la mayoría de los depósitos de VMS están asociados con riolitas que
tienen contenidos elevados de HFSE y REE (Figs. 11-13). Estas riolitas
son típicamente riolitas FIII a FII (Fig. 11), pero algunos depósitos
tienen riolitas FI (por ejemplo, Wolverine). Estas rocas suelen tener
patrones de elementos traza normalizados con condrita calco-alcalina
y existe una tendencia a que las rocas en estos entornos tengan
afinidades FII (Figs. 11 y 14) (p. ej., Lentz 1998; Piercey et al. 2001b;
Hart et al. 2004; Piercey et al. 2008). Algunas rocas en estos escenarios
evolucionados, particularmente aquellas asociadas con
rift continental o rifts continentales de arco posterior (p. ej., Delta
Bonnifield, Avoca), tienen riolitas con contenidos de HFSE
extremadamente elevados (p. ej., Zr>500 ppm; Fig. 13) (p. ej.,
Mortensen & Godwin 1982; McConnell et al. 1991; Dusel-Bacon et al.
2004). Las rocas de estos entornos evolucionados suelen tener
afinidades dentro de la placa (tipo A) en los diagramas de discriminación
(Fig. 12). Al igual que sus equivalentes arcaicos, las rocas félsicas
asociadas con ambientes evolucionados representan el derretimiento
de la corteza a alta temperatura (>900 C) dentro de ambientes de grietas (p. ej.

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Una descripción general de la petroquímica en la exploración VMS
127
Fig. 8. Gráficas normalizadas del manto primitivo para rocas máficas asociadas con depósitos de VMS asociados con la corteza continental que incluyen: (A)
basalto de la dorsal oceánica (MORB) (nótese el enriquecimiento en elementos incompatibles, típico del MORB enriquecido); y (B) rocas máficas alcalinas tipo
basalto de islas oceánicas. Fuentes de datos en el Apéndice 1. Símbolos como en la Figura 5.
Fig. 9. Diagramas clave para rocas félsicas asociadas con depósitos Archean VMS. (A) Diagrama Zr/Y–Y con afinidades de FI a FIII (de Lesher et al. 1986b); (B)
La/Ybn-Ybn con afinidades FI-FIII (de Lesher et al. 1986b; Hart et al. 2004); (C) Gráfica Zr-Nb (de Leat et al. 1986); y (D) histograma de frecuencia de Zr para
riolitas arcaicas asociadas con depósitos de VMS. Tenga en cuenta que tanto en (C) como en (D) la mayoría de los VMS arcaicos tienen rocas félsicas con
Zr>200 ppm. Fuentes de datos en el Apéndice 1.
rift continental, rift intracontinental y rift de arco posterior continental).
En ambientes juveniles post-Arqueanos, las rocas félsicas son diferentes
a los ambientes tanto Arcaicos como post-Arqueanos evolucionados. las riolitas
en ambientes juveniles reflejan la petrología de las rocas máficas y tienen
afinidades toleíticas a boninitas (Figs. 15–17).
Las riolitas toleíticas tienen Zr/Y bajo (<4), REE plano y patrones primitivos
normalizados del manto, comúnmente con Nb negativo

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128 sj piercey
Fig. 10. Gráficas REE normalizadas con condrita para promedios de: (A) riolitas Archean FIII; (B) riolitas Archean FII; y (C) riolita Archean FI.
Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Fig. 11. Diagramas de discriminación de riolita para valores promedio de riolitas asociadas a la corteza continental posarcaica. (A) Diagrama Zr/Y–Y con afinidades de FI a
FIII (de Lesher et al. 1986b); y (B) La/Ybn-Ybn con afinidades FI-FIII (de Lesher et al. 1986b; Hart et al. 2004). Fuentes de datos en el Apéndice 1.
anomalías (no mostradas), se agotan en HFSE y REE (p. ej.
Zr<50–100 ppm) y afinidades de tipo M en gráficos de discriminación (Figs.
15–17). Las riolitas tipo boninita son similares a las riolitas toleíticas pero
están más agotadas en HFSE y REE con patrones REE en forma de U (Fig.
17). Riolitas de estos juveniles
los ambientes tienen afinidades FIV (Fig. 15). Estas riolitas típicamente se
forman a partir del derretimiento de sustratos máficos (a andesíticos) a
menudo asociados con fisuras en el antearco, fisuras dentro del arco o fisuras
durante el inicio de la actividad de la cuenca del arco posterior (por ejemplo,
Shukuno et al. 2006).

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Una descripción general de la petroquímica en la exploración VMS
129
Fig. 12. Diagramas de discriminación tectónica para riolitas asociadas a la corteza continental posarcaica. Diagrama de discriminación Nb-Y para (A) riolitas
estériles VMS y (B) riolitas alojadas en VMS. Obsérvese la tendencia hacia afinidades dentro de la placa (tipo A) (sin arco) (diagrama de Pearce et al. 1984).
Gráfico Zr-Nb de Leat et al. (1986) con (C) riolitas estériles VMS y (D) riolitas que albergan VMS. Aunque superpuestas, las riolitas que albergan VMS tienden a
tener contenidos más altos de HFSE (p. ej., Zr>200 ppm), y algunas tienden a composiciones peralcalinas. Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Fig. 13. Histogramas de frecuencia para Zr en riolitas posarcaicas asociadas con la corteza continental para: (A) VMS- riolitas estériles; (B)
riolitas asociadas a VMS sin afinidades peralcalinas; y (C) riolitas asociadas a VMS con afinidades peralcalinas. Tenga en cuenta que todas las riolitas asociadas a
VMS tienen contenidos elevados de Zr. Fuentes de datos en el Apéndice 1.
ENSAMBLAJES PETROQUÍMICOS 2004) o rocas máficas (por ejemplo, Swinden et al. 1989; Swinden 1991).
Muy pocos estudios anteriores han considerado coincidentemente los atributos
geoquímicos de las rocas félsicas y máficas; la mayoría de los estudios se centran
en los félsicos (p. ej., Lesher et al. 1986b; Lentz 1998; Hart et al.
Sin embargo, en la mayoría de los campamentos de VMS, existen asociaciones
litogeoquímicas específicas entre unidades máficas en áreas dominadas por máficas.
y entre rocas máficas y félsicas en ambientes bimodales y dominados por lo félsico
(Fig. 18; Tabla 2). los grupos de

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sj piercey
Fig. 14. Gráficas de elementos de tierras raras normalizadas con condrita para riolitas posarcaicas asociadas con la corteza continental para: (A) riolitas estériles
VMS; (B) riolitas asociadas a VMS sin afinidades peralcalinas; y (C) riolitas asociadas a VMS con afinidades peralcalinas. Símbolos como en la Figura 12. Fuentes
de datos en el Apéndice 1.
Fig. 15. Diagramas de discriminación de riolita para valores promedio de riolitas asociadas a máficas posarcaicas. (A) Diagrama Zr/Y-Y con afinidades FI-FIII (de
Lesher et al. 1986b); y (B) La/Ybn-Ybn con afinidades FI-FIII (de Lesher et al. 1986b; Hart et al. 2004). Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Fig. 16. Diagramas de discriminación para riolitas asociadas a máficas post-arcaicas. (A) Diagrama Nb-Y que ilustra que la mayoría de las riolitas asociadas a VMS
en entornos dominados por máficas tienen afinidades de tipo M (diagrama de Pearce et al. 1984). (B) Diagrama de Zr-Y que ilustra el carácter toleítico de la mayoría
de las riolitas asociadas a VMS en entornos dominados por máficas (diagrama modificado de Barrett & MacLean 1999). Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Las firmas litogeoquímicas asociadas con diferentes conjuntos de
rocas y clasificaciones de depósitos se denominan conjuntos
petroquímicos (Fig. 18; Tabla 2).
En entornos VMS dominados por máficos, boninite y/o
Los LOTI comúnmente albergan los depósitos de VMS, pero a
menudo están cubiertos (o subyacentes) por rocas tipo MORB o BABB,
indicativo de ruptura del antearco o inicio de la expansión del arco
posterior (Fig. 18; Tabla 1) (por ejemplo, Swinden 1991; Piercey et
al. 1997; Bedard et al. 1999). En ambientes máfico-siliciclásticos, los
depósitos se asocian comúnmente con MORB (por ejemplo,
Escanaba Trough, Guaymas, Middle Valley), o más raramente OIB (por ejemplo,
Windy Craggy) o boninite (por ejemplo, Fyre Lake), indicativo de

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131
Fig. 17. Gráficas de elementos de tierras raras normalizadas con condrita para riolitas posarcaicas promedio asociadas con ambientes dominados por máficas. (A)
riolitas estériles VMS; (B) riolitas asociadas a VMS con afinidades toleíticas; y (C) riolitas asociadas a VMS con afinidades boniníticas. simbolos
como en la Figura 16. Fuentes de datos en el Apéndice 1.
Fig. 18. Conjuntos petroquímicos para varios entornos de depósitos VMS y tipos de depósitos. Basado en conceptos presentados aquí y Piercey
(2007).
Tabla 2. Conjuntos petroquímicos de rocas máficas y félsicas comúnmente asociadas con diferentes clases de depósitos VMS.
Clase de depósito VMS
máfico
Siliciclástico máfico
máfica bimodal
Félsico bimodal
Siliciclástico félsico
máfico
Boninita, toleita con bajo contenido de Ti, MORB
MORB, alcalino, boninita (raro)
MORB, boninita, toleita con bajo contenido de Ti (calcoalcalina y arco de islas)
tholeiitas presentes pero más raras)
MORB, alcalino
MORB, alcalino
félsico
–
–
Riolitas Archean-FIII. Proterozoico-fanerozoico-toleítico
riolitas, riolitas boniníticas.
Riolitas enriquecidas con HFSE (tipo A), peralcalinas y calcoalcalinas
riolitas (más raras)
Riolitas enriquecidas con HFSE, riolitas peralcalinas y calcoalcalinas
(más raro)
formación dentro de grietas sedimentadas o grietas de arco posterior sedimentadas
(Fig. 18; Tabla 1) (Saunders et al. 1982; Davis et al. 1994; Stakes
y Franklin 1994; Pedro y Scott 1999; Piercey et al. 2001a).
Las plumas pueden haber sido significativas en el caso del tipo OIB
rocas en Windy Craggy (Peter & Scott 1999).
En ambientes bimodales-máficos, la boninita y la LOTI son
comúnmente asociado espacialmente con empobrecido, boninite-like o
riolitas toleíticas con las riolitas alojando los minerales (Fig. 18;
Tabla 1) (por ejemplo, Kerrich et al. 1998; Syme 1998; Bailes & Galley
1999; Sime et al. 1999; Wyman et al. 1999; Bailey 2002). Estas

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están cubiertas por rocas basálticas tipo MORB (Fig. 18; Tabla 1)
(Piercey et al. 1997; Bailes & Galley 1999; Syme et al. 1999; Wyman et al.
1999; Bailey 2002). Por ejemplo, en el Campamento Rambler en los Apalaches
de Terranova, la boninita forma la pared inferior de los depósitos, que están
albergados por riolitas similares a la boninita, y están cortados transversalmente
por diques MORB) (p. ej., Piercey et al.
1997; Bailey 2002). De manera similar, en el campamento de Flin Flon, los
depósitos están albergados por riolitas toleíticas, pero están asociados
espacialmente con LOTI, y están asociados regional y transversalmente con
rocas tipo MORB (Syme 1998; Syme et al. 1999). En otros ambientes máficos
bimodales, los depósitos están albergados por riolitas, pero las rocas máficas
subyacentes tienen afinidad MORB (Fig. 18; Tabla 1). Por ejemplo, en el
campamento de Noranda, la mayoría de los depósitos están asociados
espacialmente con rocas félsicas FIII, pero la mayor parte de la estratigrafía
subyacente es MORB (p. ej., Lafleche et al. 1992a; Lafleche et al. 1992b; Hart
et al. 2004). En todos estos casos, las secuencias estratigráficas son indicativas
de formación dentro de ambientes de rift, ya sea a través de verdaderos centros
de expansión (p. ej.
Noranda), oa través de una transición del vulcanismo de arco normal a la
actividad magmática relacionada con el arco posterior (por ejemplo, Rambler,
Flin Flon). En la mayoría de los casos, las rocas félsicas que se encuentran
dentro de estos ambientes dominados por máficos marcan el episodio del rift y
reflejan el derretimiento del sustrato preexistente dominado por máficos a
través del afloramiento del manto durante el evento del rift (p. ej., Barrie et al. 1993).
En ambientes félsicos bimodales y félsico-siliciclásticos, las rocas félsicas
predominan sobre las rocas máficas, y las rocas félsicas suelen ser
calcoalcalinas con afinidades dentro de la placa (tipo A) a peralcalinas (Fig. 18;
Tabla 1) (p. ej., McConnell et al. 1991; Lentz 1999; Piercey et al. 2001b; Dusel-
Bacon et al. 2004). Estas rocas están típicamente asociadas espacialmente,
cortadas transversalmente y cubiertas por basalto alcalino tipo OIB y/o basalto
tipo MORB (Fig. 18; Tabla 1) (eg van Staal et al. 1991; Almodóvar et al. 1997;
Piercey et al. 2002a; Piercey et al. 2002b; Rogers & van Staal 2003). Por
ejemplo, en el campamento de Bathurst, los depósitos están alojados en rocas
félsicas enriquecidas con HFSE (formaciones Flat Landing Brook y Nepisiguit
Falls) y están atravesadas y cubiertas por basalto alcalino (basalto alcalino de
Brunswick), que están cubiertas por basalto tipo MORB ( formación Boucher
Brook) (Rogers & van Staal 2003). De manera similar, en el distrito del lago
Finlayson, el depósito de Wolverine está alojado por tobas y pórfidos riolíticos
de la pared del pie enriquecidos con HFSE que están cubiertos por el basalto
tipo MORB (basalto de Wolverine)
(Piercey et al. 2002b); existe una situación similar en Eskay Creek (Barrett &
Sherlock 1996). En otros casos, como Avoca y los distritos de Delta-Bonnifield,
los depósitos están asociados con riolitas calco-alcalinas y peralcalinas que
son transversales y están asociadas espacialmente con basalto alcalino similar
a OIB (Fig. 18; Tabla 1) (por ejemplo, McConnell et al. 1991; Dusel-Bacon et al.
2004). En algunos casos, las riolitas enriquecidas con HFSE y REE están
ausentes y las riolitas tienen afinidades calco-alcalinas normales (es decir, Zr/
Y>7 pero con Zr<200 ppm y afinidades de arco volcánico en gráficos de
discriminación), pero estas rocas son transversal y/o cubierta por rocas máficas
tipo OIB y/o MORB (Fig. 18; Tabla 1) (Stolz 1995; Dusel-Bacon et al. 2004). La
aparición de MORB y basalto alcalino en cualquier entorno dominado por
félsico es indicativo de ruptura y afloramiento del manto debajo de un sustrato
dominado por la corteza continental.
proporcionando una comprensión aún mayor de las historias petrogenéticas de
rocas estériles y asociadas a VMS. Una mejor comprensión de la petrogénesis
de estas rocas puede mejorar aún más nuestra capacidad para predecir
entornos VMS prospectivos versus estériles. Del mismo modo, técnicas como
la ablación láser ICP-MS y la ablación láser ICP-MS multicolector pueden
permitir a los investigadores utilizar las firmas geoquímicas e isotópicas de
minerales resistentes, como el circón, y las inclusiones fundidas atrapadas en
rocas ígneas, para predecir la prospectividad de rocas ígneas y sus ambientes
anfitriones. Este último está en sus inicios, pero puede volverse más aplicable
en los próximos diez años.
RESUMEN
La geoquímica volcánica ha sido y seguirá siendo una herramienta clave en la
delineación de cinturones prospectivos para la mineralización VMS a escala
regional. Es una herramienta para la selección de áreas para delinear regiones
prospectivas que podrían albergar sistemas hidrotermales VMS. En diferentes
entornos de alojamiento de VMS se encuentran diferentes grupos de conjuntos
petroquímicos. En entornos VMS máficos (p. ej., ofiolíticos o de tipo chipriota),
las rocas máficas que albergan depósitos son típicamente boninita y toleita de
arco de isla con bajo contenido de Ti, que comúnmente están cubiertas o
subyacentes por basalto de basalto de la dorsal oceánica o afinidades de
basalto de cuenca de arco posterior . En ambientes máficos bimodales (por
ejemplo, tipo Noranda), existen ensamblajes de rocas máficas similares, pero
los depósitos a menudo están alojados en riolitas toleíticas a boniníticas
empobrecidas, excepto en ambientes arcaicos donde típicamente son riolitas
enriquecidas con elementos de alta fuerza de campo. En entornos máficosiliciclásticos
(pelítico-máficos) (p. ej., tipo Besshi), las rocas máficas suelen
tener afinidades basálticas de la dorsal oceánica y, en menor medida, alcalinas/
basálticas de islas oceánicas (p. ej., Windy Craggy) o boniníticas (p. ej.,
Fyre Lake) firmas. En ambientes bimodales-félsicos (ej.
Las rocas félsicas tipo Kuroko) son calco-alcalinas a HFSE- y REE enriquecidas
con afinidades dentro de la placa (tipo A) a peralcalinas.
Estas rocas félsicas suelen estar atravesadas y/o cubiertas por rocas máficas
con afinidades basálticas de la dorsal oceánica a alcalinas/oceánicas-islas. En
ambientes félsico-siliciclásticos (p.
Las rocas félsicas del tipo Bathurst o del cinturón ibérico de pirita) están
predominantemente enriquecidas con HFSE y REE con afinidades dentro de la
placa (tipo A) a peralcalinas. Estas rocas félsicas suelen estar atravesadas y/o
cubiertas por rocas máficas de basalto de la dorsal oceánica a afinidades
alcalinas/oceánicas-isleñas de basalto.
En todos estos entornos, independientemente del entorno o estilo, hay dos
temas comunes: (1) ruptura y formación dentro de un régimen geodinámico
extensional; y (2) la presencia de magmatismo de alta temperatura. Estos dos
ingredientes son críticos en la identificación de posibles ambientes que: (1)
tengan la preparación del suelo correcta para enfocar el flujo de fluido
hidrotermal; y (2) tener gradientes geotérmicos suficientemente elevados para
impulsar sistemas hidrotermales robustos y sostenidos. El concepto de
ensamblajes petroquímicos, combinado con datos geológicos y litogeoquímicos
bien limitados por las relaciones de campo, proporciona una poderosa
herramienta en la delineación de cinturones potencialmente fértiles para la
mineralización VMS.
DIRECCIONES FUTURAS
En los últimos diez años se ha adquirido un conocimiento significativo en la
comprensión de la geoquímica volcánica y de intrusión relacionada con la
mineralización VMS. Muchos de los principales avances en las décadas de
1990 y 2000 se deben a los avances en la tecnología analítica y continuarán
en el futuro. Instrumentos como el
ICP-MS multicolector producirá isótopos radiogénicos como
Nd, Sr, Pb y Hf están más fácilmente disponibles para el explorador
Agradezco a mis colegas con quienes he tenido numerosas discusiones
sobre la geoquímica volcánica y de intrusión, incluidos: C. Dusel Bacon,
J. Franklin, A. Galley, H. Gibson, T. Hart, R. Herrington, G.
Jenner, D. Lentz, M. Lesher y J. Peter. Han compartido libremente sus
ideas y pensamientos y han participado en muchos debates fructíferos
que han centrado mis ideas y argumentos. Agradezco a J. Franklin y R.
Jackson por las revisiones minuciosas de un borrador anterior de este
manuscrito. Sus comentarios han mejorado considerablemente este
manuscrito, sin embargo, cualquier error u omisión que se presente
aquí es mío. Se agradece a G. Hall por la invitación a enviar este
documento a GEEA.

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Una descripción general de la petroquímica en la exploración VMS
133
rocas máficas
Entornos VMS dominados por
Mafic Snow Lake y Flin Flon: Stern et al. (1995); Kamiskotia: Hocker
et al. (2005); Kidd Creek: Kerrich et al. (1998) y Wyman et al. (1999);
Kutcho: Barret et al. (1996); Rambler/Ming: Piercey et al. (1997) y
Bailey (2002); Blake River Group (Noranda): Lafleche et al. (1992a,
b); West Shasta: Brouxel et al. (1988), Bence y Taylor (1985) y
Lapierre et al.
(1985); Cala Betts: Bedard (1999); Troodos: Cameron (1985) y Rogers
et al. (1989); Depósito de hielo: Piercey (datos no publicados);
Josephine (Turner Albright): Harper (2003); Lago Fyre: Piercey et al.
(2001a, 2004); y Windy Craggy: Peter & Scott (1999).
Entornos VMS modernos
Estrecho de Bransfield: Keller et al. (2002); Canaleta de Okinawa:
Shinjo et al. (1999); Cuenca del Manus: Sinton et al. (2003); Juan de
Fuca (monte submarino axial): Rhodes et al. (1990); Dorsal del
Pacífico Oriental: Allan et al. (1987); Valle Medio: Estacas y Franklin
(1994); Cuenca Lau: Ewart et al. (1994); campo hidrotermal TAG
(Medio Atlántico): Smith & Humphris (1998); Canaleta de Escanaba:
Saunders et al. (mil novecientos ochenta y dos); Guaymas: Davis & Clague (1987).
Aguacate: Leat et al. (1986) y McConnell et al. (1991); Eskay Creek:
Barrett y Sherlock (1996); Kudz Ze Kayah (lago Finlayson): Piercey et
al. (2002a); Montaña de Parys: Barrett et al.
(2001); Tulsequah: Sebert y Barrett (1996); Bathurst: Rogers y van
Staal (2003); Delta-Bonnifield: Dusel-Bacon et al. (2004); Faja Pirítica
Ibérica: Almodóvar et al. (1997) y Mitjavila et al. (1997).
Rocas félsicas
APÉNDICE 1: FUENTES DE DATOS
Configuración de VMS asociada a la corteza continental
rocas félsicas
arcaicas Pilbara: Vearncombe & Kerrich (1999); Kidd Creek: Prior et al.
(1999); Lago Sturgeon: Lesher et al. (1986b); Noranda: Lesher et al.
(1986b) y Péloquin (1999) (regional); Bahía Sur: Lesher et al. (1986b);
Kamiskotia: Hart (1984), Barrie & Pattison (1999); y High Lake: Petch
(2004).
Rocas félsicas posarcaicas de escenarios dominados
por máficas Flin Flon: Syme (1998); Rambler (Ming): Bailey (2002) y
Piercey et al. (1997); West Shasta: Bence & Taylor (1985) y Lapierre
et al. (1985); Kutcho: Barret et al. (1996); y Snow Lake: Bailes & Galley
(1999, 2001).
Rocas félsicas posarcaicas de ambientes dominados por la
corteza continental Eskay Creek: Barrett & Sherlock (1996); Delta-
Bonnifield: Dusel-Bacon et al. (2004); Lago Finlayson: Piercey et al.
(2001b); Faja Pirítica Ibérica: Almodóvar et al. (1997); Estrecho de
Bransfield: Petersen et al. (2004); Canaleta de Okinawa: Shinjo & Kato
(2000); Monte Read: Crawford et al. (1992); Montaña de Parys: Barrett
et al. (2001); Aguacate: Leat et al. (1986) y McConnell et al. (1991); y
Bathurst: Rogers et al. (2003).
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Recibido el 9 de julio de 2008; texto mecanografiado revisado aceptado el 10 de septiembre de 2008.