Schmelzeinschlüsse in bolivianischen und chilenischen

Geochemische, metallogenetische und
Bor-Isotopen Untersuchungen an
Schmelzeinschlüssen und Gesteinen
bolivianischer und chilenischer
porphyry-Lagerstätten der zentralen Anden
DISSERTATION
zur Erlangung des Grades eines
Doktors der Naturwissenschaften
vorgelegt von
Dipl.-Geol. Jens Wittenbrink
aus Nordhorn
genehmigt von der Fakultät für
Energie- und Wirtschaftswissenschaften
der
Technischen Universität Clausthal
Tag der mündlichen Prüfung
04.08.2006
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Vorsitzende der Promotionskommission:
Prof. Dr. Schenk-Mathes
Hauptberichterstatter:
Prof. Dr. Lehmann
Berichterstatter:
Prof. Dr. Mengel
Die vorliegende Arbeit wurde in der Abteilung Lagerstättenforschung des Instituts für
Mineralogie und Mineralische Rohstoffe der TU Clausthal angefertigt.
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Danksagung
Ich danke besonders meinem Doktorvater Prof. Bernd Lehmann für die Betreuung,
Unterstützung und Zeit, die er sich für mich genommen hat. Prof. Kurt Mengel danke ich
für die engagierte Übernahme des Korreferats.
Für Unterstützung, Unterkunft und Fürsorge in Bolivien bedanke ich mich sehr herzlich
bei Dr. Sohrab Tawackoli und seiner Frau Carola; ich habe mich in La Paz wie zu Hause
gefühlt. Ohne die Kenntnisse und das Organisationstalent von Dr. Tawackoli wäre die
Geländekampange in Bolivien wahrscheinlich nicht so reibungslos verlaufen. Odin
Christensen danke ich für die Möglichkeit, die gold porphyry-Lagerstätte Kori Kollo zu
besuchen und zu beproben.
Prof. Carlos Palacios schulde ich meinen Dank für die Organisation und Hilfe während
meiner Aufenthalte in Chile. Unterkunft in Santiago de Chile gewährten mir Phillip Mohr
und Dirk Rüttger, der mich auch in die Geheimnisse der Schmelzeinschlusspräperation
einführte; beiden gilt mein Dank. Bei Brian Townley und seiner Familie möchte ich mich
für den Besuch in El Teniente und die parilladas bedanken. Ernesteo Ramírez danke ich
für die Einführung in die Geologie von Mantos Blancos.
Dr. Michael Wiedenbeck vom GFZ Potsdam danke ich für die Bor-Isotopenmessungen.
Dr. Alexander Wallianos gilt mein Dank für die Hilfe bei SIMS- und PIXE-Messungen.
Bei Prof. Thomas Pettke und Prof. Werner Halter möchte ich mich für die LA ICP-MS
Messungen bedanken. Für die Messungen mit der Elektronen-Mikrosonde in Clausthal und
Hilfe bedanke ich mich bei Klaus Herrmann. Allen gilt ein besonderer Dank für ein stets
„offenes O hr“ und große G eduld.
Dr. Thomas Oberthür von der BGR in Hannover und Dr. Peter Dulski des GFZ Potsdam
haben die Analysen mit der RFA bzw. ICP-MS ermöglicht.
Einen besonderen Dank möchte ich der gesamten Abteilung Lagerstättenforschung
aussprechen; hierzu gehören Helga Vollbrecht, Eike Gierth, Fred Türck und Ulf
Hemmerling. Ich habe von ihnen viel gelernt. Bedanken möchte ich mich auch bei Andreas
Dietrich für die kompetente Einführung in die Thematik der Schmelzeinschlüsse und
Unterstützung. D aniel „S truppi“ H ennig danke ich für seine Geduld und kluge Mountain
Bike
Streckenauswahl.
Ein
großes
Dankeschön
geht
an
meinen
ehemaligen
Zimmergenossen Frank Schultz: Er hat ein besonderes Maß an Geduld aufgebracht, meine
Witze schlecht gemacht und mir fachlich immens weitergeholfen, ein wahrer Freund.
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Ein ebenso großes Dankeschön möchte ich Sylvia Brückner aussprechen, für die Hilfe bei
der Literaturbeschaffung und die motivierenden Telefonate.
Ein Dank gebührt auch allen Freunden, die mich während all der Jahre unterstützt,
aufgemuntert, abgelenkt und ertragen haben. Danke Sylvia, Gudrun, Carsten, Falk, Jörn,
Nina, Sarah, Alex, Dirk, Fedora, Thorsten, Denise, Kathrin, Frank, Birgit, Uwe, Raki, Pete,
I Wayan, Etienne, Mohammed, Farhad und alle, die ich vergessen haben sollte.
Ein großer Dank gilt meinen Eltern und meiner Schwester Anja, die mich all die Jahre des
Studiums und der Promotion unterstützt haben.
Den größten Dank schulde ich jedoch Kerstin; ohne ihre Unterstützung, Vertrauen und
Geduld wäre diese Arbeit nicht möglich gewesen.
DANKE
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Zusammenfassung
Die porphyry- und polymetallischen Lagerstätten der zentralen Anden gehören zu den
wirtschaftlich wichtigsten Vorkommen für Kupfer, Zinn und Gold weltweit. Die
geochemisch untersuchten Gesteinsproben und Schmelzeinschlüsse stammen aus den
miozänen tin porphyry-Systemen Potosi, Llallagua und Chorolque des bolivianischen
Zinn-Gürtel, den ebenfalls miozänen Lagerstätten Kori Kollo, Laurani und Carangas des
bolivianischen polymetallischen Gürtels, und den chilenischen copper porphyry-Systemen
Chuquicamata, El Salvador (beide Oligozän), Los Pelambres (Miozän) und Mantos
Blancos (Ober-Jura). Durchgeführt wurden die Untersuchungen mittels RFA, INAA, ICPMS, AAS (Gesteinsproben) bzw. EMPA, PIXE, SIMS und LA ICP-MS
(Schmelzeinschlüsse).
Die untersuchten Gesteine haben dazitische bis rhyolithische Zusammensetzung und sind
hydrothermal überprägt. Turmalinisierung und Serizitisierung dominieren in den tin
porphyry-Systemen und polymetallischen Lagerstätten, und in den copper porphyrySystemen
ist
potassic-Alteration
mit
Serizitisierung
vorherrschend.
Die
Multielementdiagramme belegen, bis auf Mantos Blancos und die mafischen Gesteine aus
Los Pelambres, eine starke Abreicherung von HREE gegenüber den LREE, die auf Granat
oder Hornblende im Residuum zurückzuführen ist.
Die Schmelzeinschlüsse der untersuchten Lagerstätten besitzen gegenüber den
Gesteinsproben eine höher fraktionierte Zusammensetzung mit starker Abreicherung an
kompatiblen Elementen (Ti, Zr) und Anreicherung inkompatibler Elemente, wie z. B. Bor
und Tantal. Über die Bestimmung der Bor-Isotopie in Schmelzeinschlüssen wurde die
Herkunft des Bors in den verschiedenen Systemen untersucht. Hierbei zeichnen sich die
alterierte, subduzierte, ozeanische Kruste in den copper porphyry-Systemen und die
kontinentale Kruste bei den tin porphyry-Systemen als Quelle des Bors ab. Nd-Daten an
Gesamtgesteinen bestätigen das Ergebnis der Bor-Isotopie.
Cu-Messungen in Schmelzeinschlüssen weisen deutlich Unterschiede zwischen natürlichen
Einschlüssen mit niedrigen Cu-Gehalten und re-homogenisierten Schmelzeinschlüssen mit
hohen Cu-Werten auf. Bei den hohen Cu-Gehalten handelt es sich wahrscheinlich um
laborative Artefakte. Diese Aussage wird durch die ähnliche Cu-Verteilung von
Schmelzeinschlüssen und Gesteinen im Wahrscheinlichkeitsnetz unterstützt. Cu-Daten der
natürlichen Schmelzeinschlüsse geben dagegen die magmatische Entwicklung der
Schmelzen wieder.
Für die geotektonische Interpretation können die geochemischen Daten zu den copper
porphyry-Lagerstätten Chiles sowohl als
E rgebnis von „norm aler“ oder flach er
Subduktion erklärt werden. Dagegen zeigen die kontinentalen 11B- und Nd-Werte für die
tin porphyry-Systeme und die polymetallischen Lagerstätten Boliviens, sowie deren
Entfernung zum magmatischen Bogen, ein flaches Subduktionsregime bei 10-15 Ma für
diesen Raum an.
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_________________________________________________________________________
Abstract
The Central Andes host some of the most important tin and copper porphyry and
polymetallic vein ore deposits on Earth. Bulk-rock samples and quartz-hosted melt
inclusions were analyzed from the Miocene tin porphyry deposits of Potosi, Llallagua,
Chorolque in the Bolivian Tin Belt, from the Miocene Kori Kollo, Laurani and Carangas
deposits in the Bolivian polymetallic belt, and from the Chilean copper porphyry deposits
of Chuquicamata (Oligocene), El Salvador (Oligocene), Los Pelambres (Miocene) and
Mantos Blancos (Upper Jurassic). The samples were analysed by XRF, INAA, ICP-MS,
AAS (bulk rock samples) and EMPA, PIXE, SMS and LA ICP-MS (melt inclusions).
The bulk rocks show a dacitic to rhyolitic composition and are hydrothermally altered.
Tourmalinization and phyllic alteration are the main alteration styles in the tin porphyry
and polymetallic ore deposits. Potassic and phyllic alteration are most pronounced in the
copper porphyry systems. All systems, except Mantos Blancos and the mafic rocks of Los
Pelambres, show a distinct HREE depletion and enrichment of LREE which is the result of
garnet or amphibole in the melt residue.
The melt inclusions have a more fractionated composition compared to the bulk rocks,
with a depletion of compatible elements (Ti, Zr) and an enrichment of incompatible
elements such as boron and tantalum. The boron isotopic composition of melt inclusions
constrains the source of boron in the different systems. The boron source of the copper
porphyry systems is the subducted altered oceanic slab, while the tin porphyry systems
have crustal boron signatures. These results correlate with bulk rock Nd-data.
Copper in melt inclusions show a distinct difference between natural melt inclusions with
low Cu abundances and remelted melt inclusions with high Cu concentration. The high Cu
abundances are probably a remelting artefact. This conclusion is confirmed by the similar
copper frequency distribution of melt inclusions and bulk rocks. The copper data from
natural melt inclusions, on the other hand, reflect the magmatic evolution of the melt
system.
The geochemical data of the copper porphyry systems can be interpreted in geotectonic
terms of both normal and flat-slab subduction. The continental 11B- and Nd-values of the
tin porphyry and polymetallic systems of Bolivia and their distance to the magmatic arc
point at a flat slab subduction regime at 10-15 Ma for this region.
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Inhaltsverzeichnis
1.
Einleitung...................................................................................................................... 9
1.1
2.
Arbeitsgebiete ...................................................................................................... 9
Regionale Geologie ..................................................................................................... 11
2.1
Allgemeines ........................................................................................................ 11
2.1.1 Geographische Lage ........................................................................................ 11
2.2
Metallogenetische Gürtel der zentralen Anden .............................................. 16
2.2.1 Zinngürtel der zentralen Anden ....................................................................... 17
2.2.2 Polymetallischer Gürtel der zentralen Anden .................................................. 18
2.2.3 Kupfergürtel der zentralen Anden ................................................................... 19
2.3
Tin porphyry-Systeme und polymetallische Lagerstätten, Bolivien .............. 21
2.3.1 Allgemeines zu tin porphyry-Systemen und polymetallischen Lagerstätten .. 21
2.3.3 Llallagua .......................................................................................................... 26
2.3.4 Chorolque ........................................................................................................ 29
2.3.5 Kori Kollo ........................................................................................................ 32
2.3.6 Laurani ............................................................................................................. 35
2.3.7 Carangas .......................................................................................................... 37
2.4
Copper porphyry-Systeme, Chile ....................................................................... 39
2.4.1 Allgemeines zu copper porphyry-Systemen....................................................... 39
2.4.2 Chuquicamata .................................................................................................. 42
2.4.3 El Salvador ...................................................................................................... 45
2.4.4 Los Pelambres ................................................................................................. 49
2.4.5 Mantos Blancos ............................................................................................... 51
3
Geochemische Analysemethoden ............................................................................... 56
3.1
Gesteinsanalytik ................................................................................................. 56
3.2
Schmelzeinschlussanalysen ............................................................................... 58
3.2.1 Präparation, Probenbezeichnung und Homogenisierung................................. 59
3.2.2 Elektronenstrahl-Mikrosonde (EMPA) ........................................................... 60
3.2.3 Protonenstrahlmikrosonde (PIXE) .................................................................. 63
3.2.4 Nuclear Reaction Analysis (NRA) .................................................................. 67
3.2.5 Sekundärionen-Mikrosonde (SIMS)................................................................ 67
3.2.6 Laser Ablation Inductively Coupled Plasma – Massenspektrometrie ............. 68
(LA ICP-MS) ............................................................................................................... 68
4
Ergebnisse und Diskussion ........................................................................................ 72
4.1
Gesamtgesteinsgeochemie ................................................................................. 72
4.1.1 Gesamtgesteinsklassifizierung ........................................................................ 72
4.1.2 Multielementdiagramme .................................................................................. 74
4.1.3 Hydrothermale Alteration ................................................................................ 80
4.1.4 Basalte aus Los Pelambres .............................................................................. 84
4.2
Schmelzeinschlüsse und Geochemie ................................................................ 85
4.2.1 Was sind Schmelzeinschlüsse? ........................................................................ 85
4.2.2 Quarzphänokristalle ......................................................................................... 86
4.2.3 Form und Größe .............................................................................................. 87
8
_________________________________________________________________________
4.2.4 Rekristallisation ............................................................................................... 87
4.2.5 Geochemie der Schmelzeinschlüsse................................................................ 89
4.3
Zr-Temperaturen .............................................................................................. 93
4.4
Bor-Isotopie........................................................................................................ 96
4.4.1 Allgemeines zur Bor-Isotopie ......................................................................... 96
4.4.2 Bor-Isotopie der tin porphyry-, polymetallischen Lagerstätten und copper
porphyry-Systeme ....................................................................................................... 96
4.4.3 Schlussfolgerung ........................................................................................... 102
4.5
High Field Strength Elements (HFSE) ........................................................... 102
4.5.1 Allgemeines zu HFSE ................................................................................... 102
4.5.2 Tantal-Bestimmungsprobleme ...................................................................... 103
4.5.3 Petrogenetische Interpretation ....................................................................... 106
4.5.4 Schlussfolgerung ........................................................................................... 109
4.6
Hohe Kupfergehalte in Schmelzeinschlüssen ............................................... 110
4.6.1 Schlussfolgerung ........................................................................................... 118
5
Subduktionsmodelle zur Genese von porphyry-Systemen ...................................... 120
5.1 Modell 1: Normale Subduktion ............................................................................ 121
5.2 Modell 2: Flache Subduktion (flat salb subduction) ........................................... 122
5.3 Schlussfolgerung .................................................................................................... 124
Literaturverzeichnis.......................................................................................................... 127
Anhang.............................................................................................................................. 147
Tabelle A1:
Probenverzeichnis ............................................................................... 147
Tabelle A2: Gesteins-Geochemie der tin porphyry-Systeme, Bolivien .................... 153
Tabelle A3: Gesteins-Geochemie der polymetallischen Lagerstätten, Bolivien .... 161
Tabelle A4: Gesteinsgeochemie der copper porphyry-Systeme, Chile..................... 169
Tabelle A5: Schmelzeinschluss-Geochemie EMPA / SIMS-Messungen ................ 189
Tabelle A6: Schmelzeinschluss-Geochemie PIXE-Messungen ............................... 193
Tabelle A7: Schmelzeinschluss-Geochemie LA ICP-MS-Messungen .................... 213
Tabelle A8: Nd-Sr-Isotopie des copper porphyry-Systems Mantos Blancos ........... 219
_________________________________________________________________________9
1.
Einleitung
Die Anden zeichnen sich durch eine lange subduktionsgebundene magmatische
Entwicklung vom Mesozoikum bis zum heutigen Tag aus. Neben der Vielzahl plutonischer
und vulkanischer Gesteine ist die südamerikanische Kordillere auch bekannt für ihren
Lagerstättenreichtum. Einige der größten und historisch bedeutenden Rohstoffvorkommen
befinden sich hier, wie z. B. Chuquicamata, El Teniente und Escondida, die zu den größten
Kupfer-Lagerstätten der Welt zählen, sowie der Cerro Rico de Potosi und Llallagua, die
aus historischer Sicht zu den wichtigsten Silber und Zinnvorkommen der Welt gehören und
eine lange Bergbaugeschichte von der spanischen Kolonialzeit bis heute besitzen.
Diese Arbeit ist als Fortführung und Erweiterung des Projekts von Dr. Andreas Dietrich
anzusehen.
Durch
seine
Arbeit
über
die
Geochemie,
Metallogenie
und
Schmelzeinschlussuntersuchungen der Lagerstätten des bolivianischen Zinngürtels und der
Geochemie des nordchilenischen Kupfergürtels wurde die Grundlage für die vorliegende
Arbeit bereitet. Inzwischen wurden Schmelzeinschlüsse auch in Gesteinen der copper
porphyry-Systeme und in Lagerstätten des Altiplanos entdeckt und analysiert. Die folgende
Arbeit ist somit der Versuch, die Daten von Dietrich (1999) um einige neue Lagerstätten
und neue Untersuchungen zu erweitern. Mit Hilfe der Bor-Isotopie und Nb-Ta-Daten wird
die Herkunft der Schmelzen untersucht; zudem sollen die stark erhöhten Kupfer-Daten von
Schmelzeinschlüssen diskutiert werden.
1.1
Arbeitsgebiete
Die Arbeitsgebiete befinden sich zwischen 17° und 32° S. Die Geländearbeit beinhaltet die
geochemische Probenahme und teilweise Neukartierung der Lagerstätten. Zur Bestimmung
der Probepunkte ist in beiden Arbeiten ein GPS mit dem Kartendatum South America 1969
verwendet worden. Untertage erfolgte die Lagebestimmung anhand von Kartenmaterial.
1995 erfolgte im Rahmen der Doktorarbeit von Dr. A. Dietrich die Probenahme der tin
porphyry-Lagerstätten Cerro Rico de Potosi, Llallagua und Chorolque. Die Vorkommen
befinden sich in der Ostkordillere Boliviens (Abb.: 2.3 und 2.4). Von April bis Juni 1996
fand die Beprobung der chilenischen copper porphyry-Systeme El Salvador, Chuquicamata
und Los Pelambres statt, wobei Los Pelambres im Rahmen der Diplomarbeit von Dr. F.
Schultz beprobt wurde. Die Lagerstätten El Salvador und Chuquicamata befinden sich
südöstlich und nordöstlich von Antofagasta in der Cordillera Domeyko bzw. in der
10
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Atacama. Los Pelambres dagegen liegt in der Hochkordillere ca. 250 km nördlich von
Santiago de Chile an der argentinischen Grenze.
2000 erfolgte während einer Exkursion in die zentralen Anden eine Beprobung der
besuchten Lagerstätten zur Feststellung des Schmelzeinschlusspotenzials für eine spätere,
intensivere Probenahme. Im Januar 2002 wurde eine Neubeprobung ausgewählter Bereiche
von Los Pelambres, auf Grund eines neuen, beim Abbau aufgetretenen, Gesteinstyps
durchgeführt. Nach einer intensiven Auswahl fand im Mai 2002 die Beprobung der
Lagerstätten Kori Kollo, Laurani und Carangas statt. Kori Kollo und Laurani liegen am
östlichen Rand des Altiplanos zur Ostkordillere in Bolivien. Die Entfernung von Kori
Kollo nach Oruro beträgt ca. 40 km und von Laurani nach La Paz rund 100 km. Carangas
dagegen befindet sich am westlichen Rand des Altiplanos am Übergang zur
Westkordillere, ca. 20 km von der chilenischen Grenze und 240 km von Oruro entfernt. Im
Oktober des gleichen Jahres wurde das copper porphyry-System Mantos Blancos beprobt.
Diese Lagerstätte befindet sich ca. 30 km nordöstlich der Hafenstadt Antofagasta in der
Küstenkordillere.
Die
Probenahme
basiert
auf
topographischem
Kartenmaterial
(1:50.000)
des
bolivianischen Instituto Geográfico Militar, geologischen Karten (1:100.000) des
bolivianischen Servicio Nacional de Geología y Minera und Karten, die von den
Bergbaugesellschaften zur Verfügung gestellt wurden. Das Kartenmaterial für die
Lagerstätten Llallagua, Potosi, Chorolque, Chuquicamata, El Salvador und Los Pelambres
ist bei Dietrich (1999) aufgeführt. Die Probenahme in Kori Kollo wurde mit Hilfe der
Blätter Cerro La Joya (6040-I), Soledad (6140-I), der geologischen Karte Oruro (6140)
sowie mit geologischen Übersichtskarten der Newmont Mining Corp. Empresa Minera Inti
Raymi durchgeführt. Für die Arbeiten in Carangas stand das Blatt 5837-II (Carangas) und
die geologische Karte 5837 (Carangas) zur Verfügung. Die Arbeiten in Mantos Blancos
und Los Pelambres wurden mit gestelltem Kartenmaterial der Empresa Minera Mantos
Blancos bzw. Minera Los Pelambres durchgeführt. Für die Beprobung von Laurani stand
kein Kartenmaterial zur Verfügung.
_________________________________________________________________________
11
2.
Regionale Geologie
2.1
Allgemeines
2.1.1 Geographische Lage
Die Anden bilden mit 8000 km einen der längsten Gebirgszüge der Erde mit bis zu 7000 m
hohen Gipfeln. Durch ihre unterschiedliche Geologie werden die Anden in drei große
Regionen eingeteilt: die Nord-, Zentral- und Süd-Anden (Gansser 1973).
Abb. 2.1: Übersichtskarte der vulkanisch aktiven und inaktiven Zonen der Anden.
Diese Einteilung lässt sich auch mit dem rezenten aktiven Vulkanismus durchführen. Die
Anden lassen sich in vier vulkanische Zonen einteilen (Abb. 2.1; Northern, Central,
Southern, Austral Volcanic Zone, NVZ, CVZ, SVZ und AVZ), die durch die Subduktion
12
_________________________________________________________________________
von aseismischen Rücken wie der Carnegie-, Nazca-, und Juan Fernandez Ridge und dem
mittelozeanischen Rücken des Chile Rücken (Chile Rise) getrennt werden. In den Zonen
der aseismischen Rücken kommt es zu einer flachen Subduktion (flat slab subduction oder
flat subduction). Bei einer flachen Subduktion taucht die subduzierte Platte zunächst mit
einem
relativ „norm alen“ W inkel unter die kontinentale P latte ab. U nterh alb der
kontinentalen Platte verringert sich der Winkel, so dass die subduzierte Platte nahezu
horizontal weiter geschoben wird. Hierbei verdrängt sie den asthenosphärischen Mantelkeil
und verhindert die Schmelzbildung im Mantelkeil, was zum Fehlen von aktivem
Vulkanismus an der Erdoberfläche führt.
Abb. 2.2: Geographische
Einteilung
der
zentralen
Anden
in
N-S
verlaufende
geographische Zonen; überarbeitet nach Sillitoe (1976) und Jaillard et al. (2000)
aus Mlynarczyk et al. (2005)
_________________________________________________________________________
13
Der Bereich der zentralen Anden umfasst von N nach S ein Gebiet von Ecuador/Peru bis
Valparaiso in Chile und eine W – E Erstreckung von 250 km im Durchschnitt mit einer
maximalen Breite von 750 km bei 18°S (Jaillard et al. 2000). In Abb. 2.2 ist die
geographische Einteilung der zentralen Anden dargestellt.
Von W nach E gliedern sich die Anden zwischen Lima und Santiago in die
Küstenkordillere (Coastal Cordillera), Westkordillere bzw. -anden (Western Cordillera,
Cordillera Occidental), Altiplano, Ostkordillere bzw. –anden (Eastern Cordillera,
Cordillera Oriental) und Subandin (Subandean Ranges). Nach Süden verjüngt sich der
Andenbogen von zwei Gebirgszügen (West- und Ostkordillere) zu einem, der die
Fortsetzung der Westkordillere bildet.
2.1.2 Geologie der zentralen Anden
Abbildung 2.3 zeigt eine geologische Übersichtskarte der zentralen Anden. Hier wird die
Zonierung der Anden anhand der unterschiedlichen zeitlichen Einordnung der Gesteine
deutlich.
Die Küstenkordillere setzt sich hauptsächlich aus jurassischen bis frühkretazischen
Gesteinen eines magmatischen Bogens zusammen (Jaillard et al. 2000).
Nach W schließt sich die Präkordillere und Westkordillere an, die aus spätkretazischen bis
paläogenen bzw. neogenen bis quartären vulkanischen Produkten eines jüngeren
magmatischen Bogens bestehen (Jaillard et al. 2000). In diesem Bereich befinden sich
einige der weltweit größten copper porphyries der Erde, wie z. B. Chuquicamata,
Escondida und El Salvador. Die Westkordillere bildet mit 6000 m hohen aktiven
Stratovulkanen den rezenten magmatischen Bogen der Subduktionszone.
Zwischen der West- und Ostkordillere befindet sich das durchschnittlich 3900 m hohe
Plateau des Altiplanos. Es handelt sich hierbei um ein intramontanes Becken, das nach
Rochat et al. (1999) aus mehreren N-S streichenden tektonischen Halbgräben geformt
wird. Während der Hebung der Anden wurde das Becken mit tertiären und quartären
Sedimenten und vulkanoklastischen Produkten gefüllt, die eine Mächtigkeit von 4-10 km
erreichen (Okaya et al. 1997; Baby et al. 1997). Die Ostgrenze des Altiplanos bildet die
Ostkordillere, deren Gesteine an der San Vincente Überschiebung auf die Sedimente des
Altiplanos überschoben wurden.
14
_________________________________________________________________________
Abb. 2.3: Geologische Übersichtskarte der zentralen Anden und der Nazca-Platte mit den
untersuchten bzw. im Text erwähnten Lagerstätten. Veränderter Ausschnitt der
Geological Map of the World herausgegeben von der Commission for the
Geological Map of the World in 1:25.000.000 (2000).
Nach E wird die Ostkordillere auf das Subandin bzw. die Subandinen Ketten überschoben.
Dieser Bereich setzt sich aus einer bis zu 6000 m mächtigen karbonischen bis pliozänen
Sedimentabfolge zusammen, die ebenfalls als fold and thrust belt ausgebildet ist (Baby et
al. 1995; Okaya et al. 1997). Die Mandeyapecua-Überschiebung bildet die östliche Grenze
und rezente Deformationsfront der Anden (Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964; Baby et
al. 1997).
Das Altiplano-Puna Plateau, die Ostanden und die Subandinen Ketten gehen nach Süden in
die Pampean Ranges oder Pampa-Ketten über. Hierbei handelt es sich um einen 450 km
breiten und 800 km langen thick-skinned fold and thrust belt, der aus zwölf Gebirgsketten
_________________________________________________________________________
15
mit flachen sedimentgefüllten Tälern dazwischen besteht (Jordan & Allmendinger 1986;
Allmendinger 1986). Die Gesteine der Pampa-Ketten bestehen aus mächtigen gering bis
hochmetamorphen Metapeliten und Turbiditserien (spätpräkambrische bis frühkambrische
Puncoviscana Formation) und kambrischen bis ordovizischen Granitintrusionen, die als ITyp und S-Typ Granite vorliegen (Rapela 2000). Die paläozoischen und mesozoischen
Sedimente umfassen Karbonate und klastische Serien mit eingeschalteten Basalten und
ultramafischen Gesteinen, die bis zu 9000 m Mächtigkeit erreichen (Milani & Thomaz
Filho 2000). Auf Grund der kompressiven Tektonik im Känozoikum wurden das Gebiet
gefaltet und überschoben.
Das proterozoische Basement der nördlichen zentralen Anden setzt sich aus zwei Blöcken
zusammen: dem Arequipa-Antofalla Terran und dem Brasilanischen Schild bzw.
Amazonas Kraton (Jaillard et al. 2000).
2.1.3 Geologie des Basements der zentralen Anden
Das westliche Basement wird durch das Arequipa-Antofalla Terran gebildet, das bis
unterhalb des Altiplanos nachgewiesen werden kann (Lehmann 1978; Wörner et al. 2000).
Die mesoproterozoischen Gesteine des Arequipa Blocks in S-Peru zeigen nach Wasteneys
et al. (1995) ein Alter (1,2-1,0 Milliarden Jahren), das der Grenville Orogenese entspricht.
Südlich des Arequipa Blocks gelegene Aufschlüsse in N-Chile (Belen, 550-500 Ma,
Wörner et al. 2000) und in der argentinischen Puna zeigen ein geringeres
Metamorphosealter und werden dem Antofalla Block zugerechnet.
Von E reicht der Amazonas Kraton bis an den Rand des Altiplanos und bildet damit das
Basement der Ostkordillere (Beck & Zandt 2002). Mit einem Metamorphosealter von 1,31,0 Ga weisen die Gesteine ein ähnliches Alter wie im Arequipa Block auf und lassen sich
ebenfalls der Grenville Orogenese zuordnen (Litherland 1986; Sadowski & Bettencourt
1996).
Das andine Basement der südlichen zentralen Anden setzt sich aus verschiedenen
parautochthonen und allochthonen Terranen zusammen, die die Basis der Cordillera
Principal (südliche Fortsetzung der Westkordillere), Cordillera Frontal und der Pampa
Ketten bilden (Ramos et al. 2002). Getrennt werden die einzelnen Terrane von
spätproterozoischen bis frühpaläozoischen Ophiolithgürteln (Ramos et al. 2001). Bei den
Terranen handelt es sich von Westen nach Osten um das Cuyana bzw. Precordillera,
Famatina und Pampa Terran, die nacheinander an den Rio de la Plata Kraton bzw. an das
östliche Terran akkretioniert wurden (Ramos et al. 2002).
16
_________________________________________________________________________
2.2
Metallogenetische Gürtel der zentralen Anden
Die mesozoische bis känozoische Entwicklung der zentralen Anden ist dominiert von der
Bildung eines magmatischen Bogens, der bis heute aktiv ist. Der Vulkanismus spiegelt sich
in der Verteilung der metallogenetischen Provinzen der Anden wieder. Sie erstrecken sich
parallel zu den geomorphologischen Einheiten und zur Subduktionszone (Abb. 2.4).
Abb. 2.4: Einteilung der zentralen Anden in metallogenetische Zonen. Überarbeitet nach
Sillitoe (1976), Lehmann (1979) und Mlynarczyk et al. (2005).
Im Westen befindet sich der Eisengürtel (iron belt), der einen diskontinuierlichen Verlauf
aufweist und sich in der Küstenkordillere aus Gangmineralisationen und metasomatischen
Magnetitlagerstätten zusammensetzt. Nach Osten folgt der Kupfergürtel (copper belt) mit
porphyry-, Turmalinbrekzien-, Manto- und Ganglagerstätten. Innerhalb des Kupfergürtels
lassen sich verschiedene Subgürtel unterscheiden, die mit der westwärts gerichteten
Migration der Subduktionszone verbunden sind. Hieran schließt sich der polymetallische
_________________________________________________________________________
17
Gürtel (polymetallic belt) mit Cu-Pb-Zn-Ag Lagerstätten an. Von S-Peru über Bolivien
nach NW-Argentinien erstreckt sich der Zinngürtel (tin belt). Die vorherrschende Sn-(WAg-Sb-Bi) Mineralisation tritt in Gang- und Greisenlagerstätten in Verbindung mit
granitischen Plutonen oder als tin porphyries auf (Sillitoe 1976; Petersen 1989).
2.2.1 Zinngürtel der zentralen Anden
Die Ostanden werden metallogenetisch vom zentralandinen Zinngürtel dominiert, der sich
von S-Peru über Bolivien nach N-Argentinien erstreckt (Ahlfeld 1967; Turneaure 1971;
Oyarzún 2000). Nach Mlynarczyk & William-Jones (2005) lassen sich zwei
metallogenetische Ereignisse unterscheiden. Triassische bis unterjurassische Greisen- und
Ganglagerstätten (z.B. Milluni, Chacaltaya, Chojlla) sind gebunden an gleichaltrige
granitische Batholithe der Cordillera Real (225-202 Ma; McBride et al. 1983). Diese kalkalkalischen Gesteine sind entstanden als Folge eines intrakratonalen riftings während des
mittleren Perms bis zur frühen Trias (Sempere 1995; Kontak et al. 1985).
Das zweite metallogenetische Ereignis beginnt im frühen Eozän bis Oligozän mit der
Hebung der zentralen Anden und der damit verbundenen Krustenverkürzung. Durch den
Aufbruch der Farallones Platte in die Nazca und Cocos Platte im späten Oligozän (27-25
Ma) kam es zu einem rapiden Anstieg der Konvergenz und verursachte in SE-Peru und
Bolivien starken tektonischen Stress und Magmatismus (Prado-Casas & Molnar 1987;
Sempere et al. 1990). Auf Grund des starken kompressiven Stresses wurde die
südamerikanische Platte (Brasilianischer Schild) von den Anden überfahren und es
bildeten sich subandine Vorlandbecken sowie das intramontane Becken des Altiplanos.
Getrennt wurden die Becken durch eine Überschiebungszone mit anatektischen Bildungen
(Sempere et al. 1990; Russo & Silver 1996). Vor 30-29 Ma setzte der Magmatismus in der
Westkordillere ein und es kam zu einer Verbreiterung der magmatischen Front auf ca. 360
km bis in die Ostkordillere vor 25 Ma (Sandeman et al. 1995). Durch basaltische
Schmelzen, die die kontinentale Kruste unterlagern (mafic underplating), fand lokal
Aufschmelzung statt, die zur Bildung von peraluminen felsischen Gesteinen führte (Clark
et al. 1984; 1990; Sandeman et al. 1995).
Der Magmatismus im Bereich der Ostkordillere wurde von Zinn-Wolfram-Mineralisation
begleitet, die im späten Oligozän im nördlichen Bereich des tin belts einsetzt und im
Verlauf des Miozäns nach Süden fortschreitet. Zu den oligozänen Lagerstätten gehören z.
B. San Rafael, Santo Domingo und Rosario (26-27 Ma) in Peru und Caracoles und Kami
(24 Ma) in Bolivien. Diese Lagerstätten sind an granitische Intrusionen wie der San
18
_________________________________________________________________________
Rafael-Quenamari-Granitintrusion (25 Ma; Clark et al. 1983; Kontak et al. 1987;
Mlynarczyk et al. 2002), Quimza Cruz Batholith und Santa Vera Cruz Pluton (28-19 Ma;
McBride et al. 1983) gebunden.
Mit der nach Süden gerichteten Migration des Magmatismus im tin belt folgen die an früh
miozäne subvulkanische Stöcke und Dykes gebundene Sn-Ganglagerstätten und tin
porphyry-Systeme von Llallagua, Colquechaca, San Pablo, Japo und Santa Fé (23-20 Ma;
Lehmann 1979; Grant et al. 1979). Zu den jüngsten Lagerstätten im Zinngürtel zählen die
17-12 Ma alten Sn-Ag Gänge und tin porphyries von Oruro, Chorolque, Chocaya, Tasna,
Tatasi und der subvulkanische Dom des Cerro Rico de Potosi (Grant et al. 1979; McBride
et al. 1983; Redwood & Macintyre 1989; Clark et al. 1990; Dietrich 1999).
Mit der Hauptdeformationsphase der Ostkordillere um 12 Ma (Isacks 1988) endet die
Lagerstättenbildung. Als abschließende vulkanische Phase entstehen die Ignimbritfelder
von Los Frailes und Morococala in Bolivien und das Macusani-Feld in Peru während des
Miozäns bis Pliozäns (Schneider 1985; Ericksen et al. 1990; Clark et al. 1990; Morgan et
al. 1998). Nach Mlynarcyk et al. (2005) lassen sich die einzelnen metallogenetischen
Phasen
einzelnen
kompressiven
Ereignissen
zwischen
der
Nazca
und
der
südamerikanischen Platte zuordnen.
2.2.2 Polymetallischer Gürtel der zentralen Anden
Der polymetallische Gürtel erstreckt sich parallel zum gesamten Verlauf der Anden von
Kolumbien bis nach Feuerland (Oyarzún 2000). In den zentralen Anden tritt der
polymetallische Gürtel in der westlichen Ostkordillere über den Altiplano bis zum rezenten
vulkanischen Bogen auf (Abb. 2.4) und bildet die Fortsetzung des peruanischen miozänen
Lagerstättengürtels. Wie im oben beschriebenen Zinngürtel handelt es sich bei den
polymetallischen Lagerstätten um miozäne subvulkanische Intrusionen in paläozoischen
klastischen Gesteinen (Oyarzún 2000) bzw. in kontinentalen Sedimenten und vulkanischen
Gesteinen der tertiären Beckenfüllung des Altiplanos (Ludington et al. 1992a). Die
Entwicklung der Lagerstätten im polymetallischen Gürtel steht im engen Zusammenhang
mit der Lagerstättengenese im tin belt. Ludington et al. (1992a) fasst die beiden
Lagerstätten der beiden Gürtel zusammen, da sie zur etwa gleichen Zeit entstanden sind
und ähnliche Lagerstättentypen umfassen. Es handelt sich hierbei hauptsächlich um
miozäne Ganglagerstätten, wie Laurani, Berenguela, Carangas und Negrillos, wobei
Ludington et al. (1992a) auch den gold porphyry von Kori Kollo mit seinem stockwork aus
Gängchen (veinlets) zu den Ganglagerstätten hinzuzählt.
_________________________________________________________________________
19
Während des Miozäns kam es zur Intrusion einer Vielzahl subvulkanischer Stöcke und
Dome aus Dazit und Andesit (Ludington et al. 1992a). Die Gänge (veins) und Gängchen
(veinlets) der assoziierten Lagerstätten füllen primäre Frakturen, die durch die Platznahme
der Intrusionen entstanden sind. Fluideinschlussuntersuchungen zeigen, dass die meisten
polymetallischen Lagerstätten in einer Tiefe zwischen 0,5 und 2 km gebildet wurden
(Kelly & Turneaure 1970; Grant et al. 1980; Sugaki et al. 1985).
Zu den miozänen Lagerstätten zählen Negrillos (<21 Ma), Carangas (<15 Ma), Todos
Santos (<6 Ma), La Joya Distrikt (15-14 Ma) und San Cristobal (9 Ma) (Ludington et al.
1992a).
2.2.3 Kupfergürtel der zentralen Anden
Die Kupferlagerstätten der zentralen Anden werden zwischen 16°S und 39°S in einen
parallel
zur
Küste
verlaufenden
Gürtel
zusammengefasst
(Abb.
2.4).
Jede
metallogenetische Periode hat hierbei einen Subgürtel geschaffen, welche mit der nach
Osten gerichteten Migration des magmatischen Bogens nach ihrem Entstehungsalter
eingeteilt werden können (Sillitoe 1976; Sillitoe 1981; Sillitoe 1988). Die einzelnen
Subgürtel bildeten sich während der Unter Kreide (145-99 Ma), des Paläozäns (65-55 Ma),
Oberen Eozäns – Oligozäns (40-23 Ma), Unteren bis Mittleren Miozäns (23-13 Ma) und
vom Mittleren Miozän bis in das Untere Pliozän (10-4 Ma) (Abb. 2.5).
Im Bereich zwischen 21°S bis 27°S verlagerte sich der magmatische Bogen zwischen
Oberkreide und Eozän von der Küstenkordillere in das Längstal und schließlich weiter in
die Cordillera de Domeyko vom Ober-Eozän bis Oligozän. Ein deutlich erhöhter
Magmatismus ab dem frühen Eozän ist nach Scheuber (1994) auf eine Zunahme der
Konvergenzrate der Farallones Platte unter die südamerikanische Platte zurückzuführen.
Während des Ober-Eozäns bis in das Oligozän fällt auch die Platznahme der copper
porphyry-Lagerstätten wie Chuquicamata, El Salvador, Escondida, Collahuasi und andere
entlang der gleichaltrigen dextralen Domeyko-Störung (Mpodozis & Ramos 1989;
Scheuber et al. 1994).
Südlich von 26°S tritt der Kupfergürtel in einzelnen Abschnitten auf und zeigt nicht mehr
die kontinuierliche Abfolge wie im Norden Chiles (Abb. 2.5). Eine Ostverlagerung der
metallogenetischen Subprovinzen ist aber auch hier festzustellen, die sich bis in das späte
Miozän fortsetzt. In diesem Bereich befinden sich zum Beispiel die Lagerstätten von Los
Pelambres - El Pachon, El Teniente und Bajo de la Alumbrera. Während des Miozäns kam
es zu einer starken östlichen Ausweitung der magmatischen Aktivität sowie der
20
_________________________________________________________________________
zugehörigen metallogenetischen Provinz (Sillitoe 1988), was die Zuordnung der
Einzellagerstätten in eine bestimmte Subprovinz erschwert.
Abb.2.5: Übersichtkarte von Nordchile mit den fünf metallogenetischen Subprovinzen
des zentralandinen Kupfergürtels und den wichtigsten copper porphyry- und
gold porphyry-Lagerstätten der Region mit Mineralisationsaltern (aus Camus &
Dilles 2001).
Die meisten copper porphyries sind assoziiert mit dazitischen bis granodioritischen
porphyry-Stöcken, die in vulkanische oder intrusive Gesteine eingedrungen sind. Im
allgemeinen gehören die Gesteine zur kalk-alkalischen Serie, es treten aber auch Gesteine
der shoshonitischen und K-reiche kalk-alkalische Serien auf, wie z. B. im Farallon Negro
Distrikt (Sasso & Clark 1988; Oyarzún 2000).
_________________________________________________________________________
21
Sr-Isotope zeigen für die porphyry-Stöcke eine Herkunft aus der tieferen Kruste an. Die
Pb-Isotope dagegen liegen in einem engen Bereich. Die Lagerstätten Chuquicamata und El
Salvador besitzen z. B. ähnliche Pb-Isotopenverhältnisse wie die Gesteine der südlichen
vulkanischen Zone, deren Magmen nicht mit Krustenmaterial kontaminiert ist (Zentilli et
al. 1988). Der Aufstieg der porphyry-Magmen durch die Kruste erfolgt wahrscheinlich
schnell, wodurch keine bzw. nur eine geringe Kontamination auftritt (Oyarzún 2000).
2.3
Tin porphyry-Systeme und polymetallische Lagerstätten, Bolivien
2.3.1 Allgemeines zu tin porphyry-Systemen und polymetallischen Lagerstätten
In vielen tin porphyry-Systemen Boliviens sind neben der disseminierten Vererzung auch
Gänge vorhanden, daher soll die Genese der Lagerstätten hier kurz zusammengefasst
erläutert werden.
Die Sn-(Ag-W-Bi) Mineralisation der tin porphyry-Lagerstätten ist an subvulkanische bis
vulkanische Systeme intermediärer Zusammensetzung gebunden. Die Einteilung in den
Lagerstättentyp der porphyries ist auf Gemeinsamkeiten der Lagerstätten zurückzuführen,
wie die räumliche und zeitliche Abfolge der Intrusion des magmatischen Körpers und
seiner
hydrothermalen
Überprägung,
hydrothermale
Brekzien,
stockwork-artige
Brekziierung des Gesteins und disseminierte Mineralisation (Lowell & Guilbert 1970;
Sillitoe et al. 1975).
Im Unterschied zu den copper porphyries zeigen die tin porphyries eine andere Alteration
des Wirtsgesteins. Die subvulkanischen Gesteinskörper sind intensiv turmalinisiert,
serizitisiert und im distalen Bereich propylitisiert. Diese Alterationszonen können lateral,
wie in Chorolque, und vertikal, wie z. B. in Llallagua, Cerro Rico de Potosi und Kori Kollo
ausgebildet sein (Sillitoe et al. 1975; Grant et al. 1980; Columba & Cunningham 1993).
Während der frühen Mineralisationsphase bildet sich auf Gängen eine Mineralparagenese
aus Wolframit, Wismutglanz und Cassiterit mit Quarz und Apatit, die aus
hochtemperierten Fluiden (~ > 350°C) abgeschieden werden. Mit sinkender Temperatur
(< 350 – 200°C) folgen Arsenopyrit, Franckeit, Pyrrhotin, Sphalerit, Kupferglanz, Stannin,
Bleiglanz und teilweise Fluorit plus silberhaltige Tetraedrit und Andorit als sog.
Buntmetallphase (Kelly & Turneaure 1970; Dietrich 1999).
Sillitoe et al. (1975) und Grant et al. (1980) entwickelten nach dem Vorbild von Lowell &
Guilbert (1970) ein Modell für die Bildung von tin porphyry-Lagerstätten. Nach der
Intrusion wasseruntersättigter, intermediärer Magmen kommt es zur Bildung von
subvulkanischen Komplexen im oberen Bereich der kontinentalen Kruste. Mit der
22
_________________________________________________________________________
Kristallisation der Schmelze in der Magmakammer werden inkompatible Elemente und
Phasen wie Sn, B und H2O in der verbleibenden Schmelze angereichert. Die
Druckabnahme (first boiling) von Magma im Vulkanschlot (Grant et al. 1980) bzw. die
Entmischung einer wässrigen Fluidphase aus hochdifferenzierten Bereichen der
Magmakammer durch fortschreitende Kristallisation (second boiling) (Sillitoe et al. 1975)
führt zum Zerbrechen des Gesteins und zur Ausbildung eines stockworks und
hydrothermaler Brekzien sowie zur intensiven hydrothermalen Überprägung (alteration)
des subvulkanischen Gesteins. Diese Druckverminderung und Fluidverlust haben eine
abrupte Kristallisation des restlichen Magmas zur Folge, wodurch die porphyrische Textur
des Gesteins entsteht.
Die verschiedenen episodischen Alterations- und Brekzierungsphasen werden von Grant et
al. (Grant et al. 1980) auf wiederholte magmatische Schübe zurückgeführt. Mit
fortschreitender
Kristallisation
in
der
Magmakammer
werden
die
einzelnen
Intrusionsschübe und das Magma in einer größerer Tiefe immer wasserreicher. Die
Entmischung von wässrigen Fluidphase in zunehmender Tiefe führt zu einer Brekziierung
und intensiven Alteration der intrusiven Phasen. Alteration und Mineralisation des
Hydrothermalsystems werden bestimmt durch die Temperatur der fluiden Phasen. Im
proximalen Bereich kommt es durch hochtemperierte und hochsalinare Fluide zu einer
Quarz-Turmalin Alteration mit untergeordneter Cassiterit- und Sulfidmineralisation. In den
äußeren Bereichen führen kühlere und weniger salinare meteorische Lösungen zu einer
ausgeprägten
Serizitisierung
mit
assoziierter
disseminierter
Cassiterit-
und
Sulfidmineralisation. In den distalen Bereichen tritt bei den geringsten Temperaturen eine
propylitische Alteration auf (Grant et al. 1980).
Die Anlage der Gänge erfolgt nach der Platznahme des Doms in permeablen Zonen und
Frakturen. Hierbei kann es sich um Ringstörungen (cone fractures), Explosionsbrekzien,
Störungen und Brekzienschlote innerhalb des Doms handeln (Cunningham et al. 1991).
Fluideinschluss-Untersuchungen
der
bolivianischen
Zinn
und
polymetallischen
Lagerstätten von Sugaki et al. (1988) zeigen eine Abnahme der FluideinschlussHomogenisierungstemperaturen und –Salinitäten vom Zentrum des Doms nach außen an,
woraus eine deutliche Zonierung der Mineralparagenese folgt. Zinn wird in hochsalinaren
magmatischen Lösungen transportiert und fällt als Zinnstein unter kühleren und
oxidierenden Bedingungen aus (Müller et al. 2001). Mit Abnahme der Temperatur bilden
sich die Sulfidminerale.
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23
Die Bildungstiefe der Hydrothermalsysteme wird von Sillitoe et al. (1975) mit 1000 m und
von Kelly & Turneaure (1970) mit 350 bis 2000 m angegeben.
Abb. 2.6: Schematische Entwicklung von tin porphyry-Lagerstätten. Bild (a) zeigt die
Platznahme von Subintrusionen und Brekzien im Schlot eines Stratovulkans.
Durch zirkulierende magmatische und meteorische Wässer (Bild b) bildet sich
ein hydrothermales System um den Stock aus. Hieraus gehen die in Bild (c)
dargestellten Alterationszonen und eine disseminierte Cassiterit-Mineralisation
hervor. Durch die abnehmender Temperatur und hydrothermale Aktivität im
oberen Bereich, strukturelle Anpassungen des unterlagernden Plutons und der
Wiederherstellung des regionalen Stressfeldes kommt es zur Bildung von
Störungszonen. Sie nehmen die nachfolgenden Fluide aus dem magmatischen
System auf und bilden Gangvererzungen aus, die frühere Alterationszonen und
Mineralisationen schneiden. Nach Sillitoe et al. (1975) und Grant et al. (1980);
aus Guilbert & Park(1986).
24
_________________________________________________________________________
2.3.2 Cerro Rico de Potosi
In der südlichen bolivianischen Ostkordillere liegt der 4900 m hohe Cerro Rico de Potosi
(im weiteren Verlauf Potosi) bei der Stadt Potosi. Aus historischer Sicht ist der tin
porphyry und Ganglagerstätte Potosi die größte Silberlagerstätte der Welt. Seit ihrer
Entdeckung durch die Spanier 1545 wurden ca. 30.000 – 60.000 t Silber gefördert
(Zartman & Cunningham 1995).
Bei Potosi handelt es sich um einen vulkanischen Dom mit dazitischer bis rhyodazitischer
Gesteinszusammensetzung.
Subvulkanische
Gesteine
sind
in
eine
Antiklinale
ordovizischer Sedimentgesteine und miozäner vulkanogener Konglomerate und Tuffe der
Cerro Rico Formation intrudiert (Dietrich 1999). Nach Francis et al. (1981) fand die
Platznahme des Intrusivkörpers auf der Ringstörung der nahen untermiozänen KarikariCaldera statt oder wurde von Extensionsstrukturen der dextralen Carma-Störung
beeinflusst (Steele 1996). Die Form des Intrusivkörpers ähnelt einem Pilz mit einem
maximalen Durchmesser von 1300 m, der sich zur Teufe hin auf 100 m verengt und in
dyke-ähnliche Zufuhrkanäle mündet (Sillitoe et al. 1975) (Abb. 2.7).
Abb. 2.7: Schematisches geologisches Profil durch die tin porphyry-Lagerstätte Potosi. In
ordovizische Siliziklastika und untermiozäne Konglomerate intrudierte der
konisch geformte Cerro Rico-Dom; nach Dietrich (1999).
_________________________________________________________________________
25
Das dazitische bis rhyodazitische Gestein in Potosi enthält 40-50 % mittel- bis grobkörnige
Einsprenglinge aus Quarz, Feldspäten und Biotit, die in einer dichten Grundmasse gleicher
Zusammensetzung liegen (Dietrich 1999). Für den Cerro Rico sind vertikale
Alterationszonen charakteristisch. Im Gipfelbereich liegt eine vuggy silica cap
(Silifizierung), die zur Teufe in eine high sulphidation lithocap mit advanced argillic
Alteration (Quarz-Dickit) übergeht (Steele 1996; Sillitoe et al. 1975; 1998) (Abb. 2.8). Die
Hauptalteration befindet sich in einer ausgeprägten Serizitisierungszone, die in der Tiefe in
Turmalinisierung übergeht. Biotit- und Feldspateinsprenglinge wurden von Serizit, Quarz
und Pyrit sowie von Turmalin und feinkörnigem Cassiterit verdrängt.
Abb. 2.8: Profil
durch
die
tin
porphyry-Lagerstätte
Potosi
mit
vertikaler
Alterationszonierung (nach Sillitoe et al. 1998) und vertikaler Position der
Probenahmepunkte, aus Dietrich (1999).
Hydrothermale Brekzien treten im Cerro Rico nur selten auf und sind nicht so stark
entwickelt wie in anderen tin porphyries (Sillitoe et al. 1975; Turneaure 1960). Die
existierenden Brekzien lassen sich in zwei Typen aufteilen: Turmalin-zementierte Brekzien
und mineralisierte, nicht turmalinisierte hydrothermale Brekzien, wie z. B. der untertägige
San Antonio Brekzienkörper mit disseminierter Sphalerit-Mineralisation + Pyrit,
Arsenopyrit und Galenit (Steele, pers. Mitt. aus Dietrich 1999).
Der mittlere Zinngehalt des Stocks liegt zwischen 0,3-0,5 % Sn und tritt als Cassiterit mit
Pyrit in disseminierter Form und in stockwork veinlets auf. Im oberen Bereich des Stocks
26
_________________________________________________________________________
befinden sich sheeted veinlets, parallel zueinander angeordnete veinlets, mit einer
Mächtigkeit von 1 bis 5 cm, wodurch der Sn-Gehalt auf 0,6 % steigt. Die
Gangmineralisation in Potosi zeigt einen polymetallischen Charakter mit vertikaler und
lateraler
Zonierung
sowie
nordöstlichem
Streichen.
In
der
Frühphase
der
Gangmineralisation kam es zur Abscheidung einer Quarz-Pyrit-Cassiterit-Arsenopyrit
Paragenese
mit
Wismutglanz
und
Wolframit
in
tieferen
Bereichen.
Die
Hauptmineralisationsphase setzt sich aus Stannin, Chalcopyrit, Tetraedrit, Sphalerit,
Andorit, Matildit, Rotgültigerz (hauptsächlich Pyragyrit), Jamesonit und Boulangerit
zusammen. Zum Abschluss folgt eine niedrigthermale Alteration aus Alunit und
Tonmineralen (Turneaure 1960; Rivas & Carrasco 1968; Sillitoe et al. 1975; 1998; Voland
1982). Innerhalb der advanced argillic lithocap wurden von Steele (1996) und Sillitoe et
al. (1998) eine disseminierte Silbermineralisation aus Akanthit und Argentit festgestellt.
Radiometrische Altersbestimmungen zeigen, dass die Platznahme sowie die Alteration und
Mineralisation zeitlich eng zusammenliegen. Cunningham et al. (1996) gibt für das
magmatische Ereignis ein U-Pb Alter von 13,8 ± 0,2 Ma an. Die Hauptphase der Alteration
und Mineralisation wurde durch 40Ar/39Ar und K-Ar Datierungen an Seriziten auf 13,76 ±
0,10 Ma und 13,4 ± 0,4 Ma bestimmt. Eine zweite Alterationsphase erfolgt zwischen 11,5
bis 10,1 Ma, wobei nicht eindeutig geklärt ist, ob sie mit der Mineralisation in Verbindung
steht. Um 5,5 Ma wurde eine dritte Alterationsphase festgestellt, die an Serizit und Alunit
mit der K-Ar Methode bestimmt wurde.
2.3.3 Llallagua
Auf 4500 m über NN liegt ca. 80 km südöstlich von Oruro die tin porphyry-Lagerstätte
von Llallagua mit einer historischen Produktion von 0,5-1 Mt Zinn und GesamtRessourcen von ca. 2 Mt Sn; insgesamt ist sie die größte Sn-Mineralisation der Welt
(Ahlfeld & Schneider-Scherbina 1964; Redwood & Rice 1997).
Die Lagerstätte befindet sich im rhyodazitischen Intrusivkörper des Salvadora Stocks, der
im unteren Miozän (20,6 ± 0,35 Ma, K-Ar; Grant et al. 1979) bzw. im Eozän (40 Ma, PbPb, Zirkon; Wolf et al. 2003) in eine Antiklinale silurischer Sedimentgesteine intrudierte.
Innerhalb des Stocks unterscheiden Sillitoe et al. (1975) und Grant et al. (1977; 1980) drei
Lithologien. Im Zentrum befindet sich ein porphyrischer Rhyodazit, der in eine
magmatische Brekzie übergeht (Abb. 2.9). Beide Gesteinstypen werden von einem
porphyrischen, rhyodazitischen Dyke durchschlagen. Die initiale Zusammensetzung des
porphyrischen Dazits ist auf Grund der starken Alteration nicht mehr genau bestimmbar.
_________________________________________________________________________
27
Das Gestein besteht zu 40-50 % aus Einsprenglingen (15 % Quarz). Der Modalbestand der
Einsprenglinge liegt bei 35 % Quarz, 50 % Feldspäte und 15 % Biotit (Dietrich 1999).
Petrographisch unterscheiden sich der porphyrische Rhyodazit und die Brekzie nur durch
das Auftreten von > 20 % bis max. 50 % Nebengesteinsklasten im brekziierten Material.
Im Gegensatz dazu zeigen sich in den rhyodazitischen Gängen große idiomorphe
Sanidineinsprenglinge. Neben den drei Lithologien kommen in unregelmäßigen pipes und
Taschen hydrothermale Brekzien vor, die aus 40 % Bruchstücken magmatischer
Einsprenglinge des Rhyoliths und aus pulverisiertem, turmalinisiertem und silifiziertem
Nebengestein bestehen (Grant et al. 1980; Sillitoe et al. 1975).
Die hydrothermale Alteration erstreckt sich über den gesamten Stock, die von einer
Serizitisierung im oberen Bereich zu Turmalinisierung in größerer Teufe übergeht. Im
rhyodazitischen Gang sind die randlichen Bereiche propylitisch überprägt.
Der Salvadora Stock weist disseminiertes Erz sowie veinlets, mit Cassiterit, Pyrrhotin und
Pyrit mit untergeordnetem Stannin, Sphalerit und Kupferkies auf. Die Hauptmineralisation
liegt jedoch in der Gangvererzung mit einer Quarz-Turmalin-Cassiterit-Sulfid Paragenese.
Zeitlich folgt die Gangmineralisation auf die hydrothermale Alteration und die Bildung des
Stockwork-Erzes. Die Gänge streichen mit 20° - 40° und fallen steil nach Nordwesten und
Südosten ein. Innerhalb der Gänge lässt sich die Mineralisation in verschiedene zeitliche
Stadien aufteilen. Zur frühen Vererzungsphase gehören Quarz, Wismutglanz und
Cassiterit. Es folgen Pyrrhotin, Frankit, Stannin, Sphalerit sowie Kupferkies. Vor der
letzten Vererzungsphase erfolgte die Alteration des Pyrrhotins zur Pyrit-Markasit-Siderit
Paragenese. Sphalerit, Siderit und Phosphatminerale bilden die späte Mineralisation der
Gänge. In den äußeren Bereichen der Lagerstätte sind die Gänge reicher an Pyrit, Sphalerit
und Baryt (Ahlfeld 1931; Samoyloff 1934; Turneaure 1935; 1960).
Die mineralisierten Gangstörungen sowie der Salvadora Stock selbst werden durch zwei
Nord-Süd streichende Störungen (Diaz und Stanton) in zwei Teile mit einem Versatz von
<50 m getrennt (Dietrich 1999).
28
_________________________________________________________________________
Abb. 2.9: Geologische Karte der tin porphyry-Lagerstätte Llallagua mit übertägigen
Probenahmepunkten und Lage der Schächte bzw. Bildschächte. Der
rhyodazitische Salvadora Stock mit brekziöser Randfazies wird von
rhyodazitischen Gängen und hydrothermalen Brekzienkörpern durchschlagen;
aus Dietrich (1999).
_________________________________________________________________________
29
Abb. 2.10: Schematisches Nord-Süd-Profil durch den Salvadora Stock der tin porphyryLagerstätte Llallagua mit Projektionen der untertägigen Probenahmepunkte
entlang der Blindschächte Mistico und San Miguel; nach Dietrich (1999) aus
Grubenrissen der Cia. Minera Catavi.
2.3.4 Chorolque
Die tin porphyry-Lagerstätte Chorolque liegt im südlichen Teil des bolivianischen tin belts
in der Nähe der Stadt Atocha. Produziert werden hauptsächlich Zinn und beibrechend
Wolfram, Wismut, Blei und Zink aus kleinen peripheren Gängen. Die Lagerstätte befindet
sich innerhalb eines Vulkans, der eine Höhe von 5600 m über NN erreicht und sich 1500 m
über den Altiplano erhebt.
In einem konzentrischen vulkanischen Schlot mit ca. 1 km Durchmesser hat sich das tin
porphyry-System ausgebildet (Abb. 2.11). Umlagert wird der Schlot von pyroklastischen
Gesteinen, die auf einem Basement aus gefalteten ordovizischen Schiefern auflagern. Die
Ignimbrite Chorolques und der angrenzenden Atocha Tuffe wurden von Grant et al. (1979)
auf 16,2 ± 0,3 Ma (serizitisierte Gesteinsproben, K-Ar) bzw. 16,8 ± 0,3 Ma (Biotit, K-Ar)
datiert. Auf Grund ihrer petrographischen Ähnlichkeiten und Lagerungsverhältnisse
werden die Atocha Tuffe als unalterierte Phase der Chorolque Ignimbrite angesehen
(Dietrich 1999).
30
_________________________________________________________________________
Abb. 2.11: Geologische Karte der tin porphyry-Lagerstätte Chorolque und Lage der
übertägigen Probenahmepunkte nach Dietrich (1999). Der Vulkankomplex
setzt sich aus einem vulkanischen Schlot und umlagernden Ignimbriten
zusammen. Die Alteration ist konzentrisch ausgebildet und geht von
Turmalinisierung und Silifizierung im Zentrum in Serizitisierung und
Propylitisierung im distalen Bereich über.
Bei den Ignimbriten Chorolques handelt es sich nach Dietrich (1999) um kristall- und
bimsreiche Tuffe mit rhyodazitischer Zusammensetzung. Es treten klein- bis mittelkörnige
Einsprenglinge bzw. deren Bruchstücke von Quarz (15-20 %), Feldspäte (20-25 %) und
Biotit (5-10 %) in einer dichten Matrix auf. Zentimeter bis Dezimeter große Bimsklasten
weisen auf Grund ihrer schwachen bis nicht vorhandenen Kompaktion auf einen maximal
schwachen Verschweißungsgrad hin.
_________________________________________________________________________
31
Sillitoe et al. (1975) und Grant et al. (1977; 1980) beschreiben die Schlotbrekzie als
Klasten aus vulkanischen und Sedimentgesteinen, die in einer Matrix aus stark silifizierten
und pulverisierten Gesteinen eingebettet sind und aus einem tieferen subvulkanischen
Stock stammen. Nach Gelände- und Dünnschliffuntersuchungen von Dietrich (1999) ist
das brekziöse Gefüge von einer Turmalin-Sammelkristallisation um Feldspat- und
Biotiteinsprenglinge dominiert, die als eckige bis angerundete Klasten in der silifizierten
Grundmasse schwimmen.
Abb. 2.12: Grubenriss der 12. Sohle der tin porphyry-Lagerstätte Chorolque mit der Lage
der Gänge und untertägiger Probenahmepunkte aus Dietrich (1999) nach
Sugaki (1983).
Das hydrothermale System von Chorolque ist durch drei konzentrische Zonen
charakterisiert. Im Schlotbereich und den angrenzenden Pyroklastiten liegt eine
Turmalinisierung und Silifizierung vor, die in den angrenzenden Ignimbriten in
Serizitisierung und distale Propylitisierung übergeht. Pyrit, Arsenopyrit, Pyrrhotin,
Kupferkies, Sphalerit, Stannin. Wismutglanz, Antimonit und Cassiterit bilden die
32
_________________________________________________________________________
Erzparagenese, die hauptsächlich disseminiert und auf veinlets im stockwork der
Serizitisierungszone auftreten (Grant et al. 1977; 1980). Die Hauptmineralisation dagegen
befindet sich auf 70° streichenden und steil nach NW und SE einfallenden Gängen, wobei
im Zentrum Quarz-Cassiterit Gänge und im distalen Bereich sulfidreiche Mineralisationen
vorherrschen. Die Paragenese der Gangvererzung setzt sich aus Pyrit-ArsenopyritKupferkies-Wolframit-Wismutglanz-Sphalerit
und
Tetraedrit-Galenit-Sphalerit-
Kupferkies-Stannin zusammen (Sugaki et al. 1985).
2.3.5 Kori Kollo
Die gold porphyry-Lagerstätte Kori Kollo liegt im La Joya-Distrikt ca. 40 km nordwestlich
der Provinzhauptstadt Oruro im östlichen Teil des bolivianischen Altiplano. Der La JoyaBezirk setzt sich aus vier Lagerstätten bzw. Prospekten zusammen, die als subvulkanische
Dome die Umgebung westlich der Soledad Caldera (6,5 – 4,6 Ma; Redwood 1987)
überragen. Es handelt sich hierbei um den Cerro La Joya (4169 m), Cerro Llallagua
(3855 m), Cerro Kori Kollo (3829 m) und den Cerro La Barca mit 3789 m (Abb. 2.13).
Auf Grund ihrer Goldvorkommen waren der Cerro Kori Kollo und der Cerro Llallagua von
wirtschaftlichem Interesse. Seit 1984 wurden in Kori Kollo 3,4 Mt Unzen (105,4 t) Gold
gefördert (Newmont Bericht 2003). 2003 wurde der Tagebau Kori Kollo geflutet.
Petrologisch bestehen die Dome des La Joya Distrikts aus Dazit. Es treten in allen Domen
zwei Dazitvarietäten auf. Die Kerne werden von einem grobkörnigen Dazit gebildet mit bis
zu 10 mm großen Einsprenglingen aus Quarz, Plagioklas, Sanidin und Biotit, die in einer
Grundmasse
mit
der
gleichen
Zusammensetzung
liegen,
aber
nur
3-4
mm
Korndurchmesser besitzen (Redwood 1987; Long et al. 1992; Columba & Cunningham
1993). Der mittelkörnige Dazit überlagert und umrandet den grobkörnigen Dazit und wird
als erste Extrusionsphase aus den obersten Bereichen der Magmakammer und als
abgekühlter Rand interpretiert (Columba & Cunningham 1993). Petrologisch besitzt der
mittelkörnige Dazit die gleiche Zusammensetzung wie die grobkörnige Varietät.
Bohrungen durch die Basis der Dome zeigen eine trichterförmige Struktur sowie eine
Explosionsbrekzie, die am Cerro La Joya und Llallagua aufgeschlossen ist (Abb. 2.13).
Nach Columba & Cunningham (1993) besteht die Explosionsbrekzie aus kantengerundeten
silurischen, pelitischen Sedimentklasten in einer silifizierten Matrix. Innerhalb der Dome
treten ebenfalls Brekzien auf, wie zum Beispiel am Gipfel des Cerro La Joya mit bis zu
30 cm großen Dazitklasten in einer turmalinhaltigen silifizierten Matrix.
_________________________________________________________________________
33
Abb. 2.13: Geologische Übersichtskarte der gold porphyry-Lagerstätte Kori Kollo im La
Joya Distrikt, Bolivien.
Die Dazite zeigen intensive Alteration zu einer Quarz-Serizit-Pyrit-Paragenese (Abb.
2.14). Feldspäte und Biotite sind stark von Serizitisierung betroffen, Pyrit ist dagegen auf
veinlets konzentriert. Im Gipfelbereich geht die Serizitisierung in Silifizierung des Gesteins
über. Dagegen erfolgt zur Teufe ein Übergang zur Propylitisierung mit lokaler Silifizierung
in Gängen. Eine Turmalinisierung ist nur in Brekzienkörpern vorhanden.
Die Vererzung in den La Joya-Domen tritt in nordoststreichenden steileinfallenden Gängen
und veinlets sowie in Brekzienzonen, stockworks und disseminiert auf. In Kori Kollo sind
die hohen Erzgehalte strukturell kontrolliert. Sie sind in hydrothermalen Brekzienkörpern
sowie in veinlets im mittelkörnigen Dazit konzentriert. In den Lagerstätten tritt oxidisches
und sulfidisches Erz auf. Die Oxidkappe von Kori Kollo setzt sich aus einer Paragenese
aus Limonit, Alunit, Goethit, Jarosit und Quarz zusammen, wobei Gold mit Quarz, Pyrit,
Limonit und Jarosit assoziiert ist (Learned et al. 1992). Zur Teufe folgt die Sulfidzone,
bestehend aus Pyrit, ged. Gold, Tetraedrit, Zinkenit, Arsenopyrit, Kupferkies, Galenit,
Sphalerit, Realgar und Markasit. Hier ist das Gold zwischen Tetraedrit- und
Stibnitkristallen und im disseminierten Pyrit konzentriert (Columba & Cunningham 1993).
34
_________________________________________________________________________
Inti Raymi gab im November 1990 die Gold- und Silbergehalte für die Oxidzone mit 1,61
ppm Au und 24,71 ppm Ag an sowie 2,32 ppm Au und 14,5 ppm Ag für die Sulfidzone.
Abb. 2.14: Schematisches Profil der Lithologien und Alterationszonen der Dome des La
Joya-Distrikts, Bolivien, nach Columba & Cunningham (1993).
Radiometrische Altersbestimmungen an Biotit vom nördlichen Teil des Cerro La Joya und
Serizit aus dem Erzkörper Kori Kollos zeigen ein K-Ar Alter von 14,3 ±0,4 Ma und 15,7
±0,5 Ma (Redwood 1987). Datierungen von Ludington et al. (1992b) am Cerro Jiskha
(Kiska), ca. 9 km südwestlich des Cerro Kori Kollos, ergaben 13,6 ±0,5 Ma. Hieraus
folgern Columba & Cunningham (1993), dass es sich hierbei um die Platznahme der
dazitischen Dome im La Joya Distrikt handelt. Jarosit und Quarz-Alunit Proben aus dem
Erzkörper von Kori Kollo weisen eine K-Ar Alter von 5,3 ±0,2 Ma (Columba &
Cunningham 1993) und 4,7 ±0,2 Ma (Long et al. 1992) auf, was als Minimumalter der
Mineralisation angenommen wird. K-Ar Datierungen von Drake et al. (1997) an Jarosit
und Alunit ergeben eine Altersspanne von 11,9 ±0,5 Ma, 8,0 ±0,4 Ma und 3,7 ±0,2 Ma.
Somit hat sich die Oxidation der Lagerstätte in einem Zeitraum von 15-4 Ma abgespielt.
Trotz dieser langen Zeit ist nach Drake et al. (1997) keine supergene Anreicherung von
Gold entstanden.
_________________________________________________________________________
35
Abb. 2.15: Lage der Probenahmepunkte im open pit der gold porphyry-Lagerstätte Kori
Kollo
2.3.6 Laurani
Laurani liegt ca. 100 km südlich von La Paz am östlichen Rand des Altiplanos. Hierbei
handelt es sich um eine Quarz-Alunit-Ganglagerstätte mit einer Gold-Silber-KupferVererzung (high sulfidation epithermal deposit) innerhalb eines miozänen vulkanischen
Komplexes (8,4 Ma; Redwood & Macintyre 1989).
Der vulkanische Komplex setzt sich aus Daziten, Andesiten und hydrothermal alterierten
Brekzien zusammen (Abb. 2.16) Diese Gesteinssequenz intrudierte in paläozoische
Sedimentgesteine im Osten und kretazische Rotsedimente im Westen. Getrennt werden die
Gesteinseinheiten von der Coniri-Störung, die die Gesteine wahrscheinlich auch
aneinander geschoben hat und wahrscheinlich auch für die Platznahme der Vulkanite
verantwortlich ist. Redwood & Macintyre (1989) halten die Dazite und Andesite des
Laurani-Massivs für einen tieferodierten Stratovulkan.
Die Dazite bestehen aus Plagioklas, Biotit und Quarzphänokristallen in einer sehr
feinkörnigen Matrix der gleichen Zusammensetzung. Die Plagioklase sind von
Serizitisierung betroffen, wogegen die Biotite noch im frischen Zustand vorliegen. Die
selten vorhandenen Hornblenden sind dagegen kaum noch zu erkennen.
36
_________________________________________________________________________
Flach einfallende Kontakte zwischen Dazit und den paläozoischen und kretazischen
Sedimentgesteinen lassen darauf schließen, dass es sich bei den dazitischen Gesteinen um
einen Lavastrom handelt. Das massige Auftreten, die Mächtigkeit, relativ häufiges
Vorkommen grobkörniger Bereiche sowie das Fehlen von internen Fließstrukturen und
einer basalen Brekzie lassen auf einen sill (Lagergang) schließen, der einen Dazitstock und
den Kern des Laurani-Massivs bildet. Die Andesite zeigen dagegen starke Alteration
wodurch ihre petrologischen Einzelheiten schwer zu bestimmen sind. Intensiv alterierte
Brekzien und pyroklastische Gesteine bilden die oberen Bereiche (Ludington & du Bray
1992).
Abb. 2.16: Geologische Übersichtskarte der Lagerstätte Laurani nach Ludington & du
Bray (1992).
Die Lagerstätte setzt sich aus mehreren subparallelen Gängen zusammen, die Nordost bis
Ostnordost streichen. Im Zentrum dieser Gangschar befindet sich eine zonierte intensive
Quarz-Alunit-Alteration (high sulfidation epithermal deposit). Nach außen folgt im
_________________________________________________________________________
37
Gangbereich advanced argillic-Alteration. Weite Teile der Lagerstätte zeigen QuarzSerizit-Alteration, die besonders im nordöstlichen Bereich stark ausgebildet ist. Die
Außenbereiche wurden von Propylitisierung überprägt (Ludington & du Bray 1992).
Auch bei der Mineralisation zeigt sich die Zonierung der Lagerstätte. Die innere
Mineralisationszone wird gebildet durch häufig vorkommenden, goldhaltigen Pyrit und
Spuren von Cassiterit (Schneider-Scherbina 1961), der in Gangnähe auch disseminiert im
Nebengestein auftritt. Im mittleren Bereich sind Enargit, Tennantit und Pyrit häufig
vertreten. Im Nordosten der Lagerstätte bilden Galenit, Sphalerit und Silbersulfosalze die
primäre Mineralisation. Innerhalb der Gänge besteht die Paragenese aus Baryt, Quarz,
Pyrit, Markasit, Alunit und Siderit, wobei Baryt und Alunit charakteristisch sind für die
innere Zone und Markasit + Siderit hauptsächlich in der peripheren Zone auftreten
(Ludington & du Bray 1992).
2.3.7 Carangas
Carangas bildet mit Todos Santos und Negrillos den Lagerstätten-Distrikt Todos Santos,
der sich ca. 20 km östlich der bolivianisch-chilenischen Grenze und 240 km westlich der
Provinzhauptstadt Oruro befindet. Alle drei Lagerstätten sind im Moment inaktiv, wurden
aber während der Kolonialzeit abgebaut.
Die drei Lagerstätten liegen in der Carangas Formation (Abb. 2.17), die sich aus einer
Wechsellagerung aus andesitischen Laven und Brekzien, silifizierten, pyroklastischen
Gesteinen, Lavadomen und flachen Intrusionen zusammensetzt. Die miozäne bis oligozäne
Formation erstreckt sich hauptsächlich westlich und nördlich des Dorfes Todos Santos und
wird von spättertiären bis quartären Laven der Vulkane der Westkordillere überlagert. KAr Datierung an Biotit aus einem phänokristallreichen Plagioklas-Biotit-Tuff ergab ein
Alter von 21,7 ±0,7 Ma (Gamble et al. 1992). Da das Vorkommen Todos Santos keine
Schmelzeinschlüsse enthält und Negrillos nicht besucht werden konnte, wird hier auf diese
Lagerstätten nicht weiter eingegangen.
Carangas besteht aus zwei flachen Hügeln, die bis zu 12 cm mächtige silberreiche
polymetallische Gänge und Disseminationen in pyroklastischen Gesteinen der Carangas
Formation und kleinen rhyolithischen Intrusionen und Brekzien enthält. Von den zwei
vererzten Hügeln ist der Cerro Espíritu Santo der wichtigste. Er besteht aus argillitisierten
dazitischen Tuffen mit 5-10 % propylitisierten Andesitklasten. Am Gipfel wurde der Tuff
von kleinen rhyolithischen dykes und kleinen rhyolithischen Intrusivkörpern sowie
Rhyolithbrekzien durchschlagen. Der dyke setzt sich aus Feldspat-, Quarz- und Biotit
38
_________________________________________________________________________
Einsprenglingen in einer feinkörnigen Grundmasse zusammen. Der SiO2 Gehalt von 80
wt. % zeigt Silifizierung des Gesteins an. Gamble et al. (1992) datierten den Gang auf 15,4
±0,5 Ma (Biotit, K-Ar). Die Größe der Brekzienkörper ist sehr variabel und reicht von 5 –
30 m. Klasten der Brekzienkörper variieren von wenigen mm bis zu 1,5 m Durchmesser
und
bestehen
aus
kantengerundetem
Rhyolith-porphyry,
der
eine
ähnliche
Zusammensetzung wie der Gang und die Intrusivkörper aufweist. Sie sind argillitisiert und
lokal silifiziert. Bei der Matrix der Brekzien handelt es sich um silifiziertes Gesteinspulver,
was zu einem hohen Erosionswiderstand führt.
Abb. 2.17: Geologische Übersichtskarte der polymetallischen Ganglagerstätte Carangas.
In den Gesteinen des Espíritu Santo wurde von Gamble et al. (1992) keine sichtbare
Mineralisation beobachtet. Geochemische Analysen der Brekzien, alterierten Tuffe und
Quarzgängen und veinlets zeigen aber 1 – 700 ppm Silber, 150 – 7000 ppm Blei und 200 –
700 ppm Zink.
_________________________________________________________________________
39
2.4
Copper porphyry-Systeme, Chile
2.4.1 Allgemeines zu copper porphyry-Systemen
Kupfer–Molybdän-porphyry-Lagerstätten werden nach Lowell & Guilbert (1970) als
disseminierte und auf stockwork Bruchstrukturen vorkommende Sulfidvererzungen
definiert, die an intermediäre, porphyrische Gesteinseinheiten magmatischer Systeme
gebunden sind. Hierbei handelt es sich um Lagerstättenbildung im Übergangsbereich
zwischen vulkanischem und plutonischem Niveau (Abb. 2.18). Das mit den Magmatiten
verbundene hydrothermale System zeichnet sich durch nahezu konzentrische Alterationsund Mineralisationszonen aus. Als primäre Mineralisation in Cu-Mo-porphyryLagerstätten tritt eine Paragenese aus Pyrit, Kupferkies ± Bornit und Molybdänit mit ±
Blei-, Zink-, Gold- und Silbermineralisationen auf. Innerhalb dieser primären
Mineralisation werden durchschnittlich 0,8 % Cu und 0,02 % Mo erreicht. Die
spätmagmatisch-mesothermale
Mineralisation
und
Alteration
ist
assoziiert
mit
weitreichender Brekziierung (Abb. 2.18).
Abb. 2.18: Das schematische Profil durch eine copper porphyry-Lagerstätte und ihre
Umgebung zeigt die Grenze zwischen plutonischem und vulkanischem System,
sowie die Erosionstiefe einiger
Lagerstätten (Sillitoe 1973b).
südamerikanischer
copper
porphyry-
40
_________________________________________________________________________
Lowell & Guilbert (1970) zeigten an dem San Manuel-Kalamazoo copper porphyry in
Arizona die Ausbildung der konzentrischen Alterations- und Mineralisationszonen
(Abb. 2.19). Die Alterationszonen teilen Lowell & Guilbert (1970) nach ihrem
Mineralbestand in die potassic (K-Metasomatose), phyllic (serizitisierte), argillic
(argillitisierte) und propylitic (propylitisierte) Zonen ein.
Abb. 2.19: Schematische Darstellung der Alterations- (A) und Mineralisationszonen (B,
C) in einem copper porphyry am Beispiel der San Manuel-Kalamazoo Cuporphyry-Lagerstätte in Arizona, USA (Lowell & Guilbert 1970).
Im Zentrum der Lagerstätte befindet sich die potassic alterierte Zone. Sie zeichnet sich aus
durch eine intensive Blastese von sekundärem Kalifeldspat, Biotit, Serizit, Chlorit, Quarz ±
Anhydrit und Magnetit/Hämatit. Die sekundären Minerale verdrängen primäre
Kalifeldspäte, Plagioklase und mafische Minerale und treten disseminiert sowie in veinlets
auf (Robb 2005). Mit 500 – 600°C repräsentiert die potassic-Alteration die höchste
Temperatur des gesamten Alterationsvorgangs. Sulfidmineralisation ist nur untergeordnet
entwickelt und tritt nur in disseminierter Form auf; sie zeigt ein Pyrit / KupferkiesVerhältnis (py/cpy) von 1:1 mit Kupferkonzentration von 0,3 % (Lowell & Guilbert 1970).
Die zentrale potassic-Alteration wird hutförmig von der phyllic bzw. serizitischen
Alterationszone umschlossen (Abb. 2.19A), die sich aus Serizit, Quarz, Pyrit ± Chlorit und
Illit zusammensetzt. Bei der Neubildung von Serizit aus Plagioklasen und Kalifeldspäten
wird Kieselsäure freigesetzt, die als sekundärer Quarz bzw. als Silifizierung vorliegt
(Lowell & Guilbert 1970; Evans 1992; Robb 2005).
Die Hauptvererzungszone (ore shell, Abb. 2.19B) der copper porphyry-Lagerstätten ist in
der Serizitisierungszone ausgebildet. Pyrit und Kupferkies treten hier hauptsächlich in
_________________________________________________________________________
41
veinlets und geringer disseminiert im Gestein auf. Hieraus ergibt sich ein Pyrit/Kupferkies
Verhältnis von 10:1 und Kupfergehalte von 0,1 – 0,5 % Cu (Lowell & Guilbert 1970).
Die obere Hälfte der Serizitisierungszone wird von einer argillitischen Alteration
ringförmig umschlossen (Abb. 2.19A). Kaolin im inneren und Montmorillonit im äußeren
Bereich sind die vorherrschenden Minerale, die sich auf Kosten der Plagioklase gebildet
haben. Dagegen ist der Kalifeldspat kaum verändert und Biotit liegt in primärer Form vor
(Lowell & Guilbert 1970; Robb 2005).
Um die bisher beschriebenen Alterationszonen schließt sich die Propylitisierungszone
(Abb. 2.19A). Sie charakterisiert den Rand von copper porphyry-Lagerstätten und besteht
aus Chlorit und Epidot mit ± Pyrit und Kalzit. Von der Alteration sind im Wesentlichen
mafische Minerale, wie Biotit und Hornblende, betroffen, wogegen eine Veränderung der
Plagioklase kaum stattfindet. Mit zunehmendem Abstand von der Lagerstätte geht die
Propylitisierung kontinuierlich in das Nebengestein über (Lowell & Guilbert 1970; Robb
2005).
Abb. 2.20: Schematisches Profil durch einen granodioritischen porphyry-Stock während
der Bildung eines stockworks aus Burnham (1997).
Die Entstehung von copper porphyry-Lagerstätten ist eng mit der Kristallisation von
Magmen verknüpft. Während der langsamen Abkühlung des Magmas findet eine
fortschreitende Kristallisationsfraktionierung wasserfreier Minerale statt. Besonders am
Rand der Magmakammer zum Nebengestein führt die Abkühlung und Kristallisation zu
einer Anreichung von H2O in der Schmelze bis zur Sättigung (H2O saturated carapace,
Abb. 2.20A). Übersteigt der interne Druck der wassergesättigten Schmelze den
42
_________________________________________________________________________
lithostatischen Umgebungsdruck kommt es zur Entmischung einer wässrigen Fluidphase
aus der silikatischen Schmelze (second boiling). Bei einem Druck von 1 kbar in ca. 4 km
Tiefe führt die Entmischung zu einer Volumenzunahme von 30 % (Robb 2005). Durch
diese freigesetzte mechanische Energie wird das umgebende Gestein intensiv brekziiert,
und es bildet sich ein stockwork aus (Abb. 2.20B). Gleichzeitig führen die freigesetzten
wässrigen Fluide zur Bildung eines Hydrothermal-Systems und der Druckabfall in der
Magmakammer zum schlagartigen Auskristallisieren des Magmas zu einem Gestein mit
porphyrischem Gefüge. Durch die Zufuhr von neuem Magma aus tieferen Bereichen kann
sich dieser Vorgang mehrfach wiederholen (Burnham 1997; Burnham 1979; Burnham &
Ohmoto 1980; Robb 2005).
2.4.2 Chuquicamata
Das copper porphyry-System Chuquicamata gehört zu den größten Cu-Lagerstätten der
Welt. Die Lagerstätte liegt einige km nördlich von Calama und ca. 250 km nordöstlich von
Antofagasta. Betrieben wird die Lagerstätte, wie El Salvador, von CODELCO. Dietrich
(1999) gibt die Tagesproduktion mit 160.000 t/Tag mit ca. 1 % Cu an. Die Reserven des
Systems werden mit 1 Gt mit 0,88 % Cu angegeben.
Chuquicamata liegt auf einer 14 km langen Struktur, an der sich perlschnurartig copper
porphyries aufreihen (Abb. 2.21). Im Norden liegen die copper porphyries Radomiro
Tomic, Chuquicamata Norte und Chuquicamata. Nach Süden folgen die oxidische CuVererzung von Mina Sur und abschließend die drei Erzkörper des copper porphyry Mansa
Mina. Alle Lagerstätten liegen direkt bzw. in der Nähe der West Fault, die ein Teil des
Domeyko-Störungssystems ist, und die Platznahme vieler porphyry-Intrusionen in
Nordchile kontrolliert. Insgesamt wird die Cu-Anreicherung im Gebiet um Chuquicamata
auf mehr als 11 Mrd. t Cu mit einem durchschnittlichen Cu-Gehalt von 0,76 % Cu
geschätzt bei einem cutoff von 0,2 % Cu (SEG Newsletter 10/98).
Die
Lagerstätte
Chuquicamata
setzt
sich
aus
drei
quarz-monzonitischen
bis
monzodioritischen Intrusivphasen zusammen (Abb. 2.22). Als erste Phase intrudierte der
Porphyry Este, der sich aus Plagioklas-, Biotit-, Hornblende- (alteriert zu Biotit) und lokal
Kalifeldspateinsprenglingen in einer Matrix aus Quarz, Kalifeldspat und Biotit
zusammensetzt. Im nördlichen Bereich des open pits wird der Porphyry Este vom
Porphyry Oeste durchschlagen. Er zeigt die gleichen Einsprenglinge wie der Porphyry Este
ist aber feinkörniger ausgebildet. Die Grundmasse ist aplitisch mit Quarz, Kalifeldspat und
Biotit. Das jüngste Intrusivgestein ist der Porphyry Banco, der teilweise im Porphyry Este
_________________________________________________________________________
43
auftritt. Die mineralogische Zusammensetzung ist ähnlich wie im Porphyry Este und
Oeste. Sie unterscheiden sich nur durch die Korngröße. Der Porphyry Banco ist
feinkörniger und porphyrischer als der Porphyry Este und zeigt häufiger kleine
Plagioklaskristalle in der aplitischen Grundmasse als der Porphyry Oeste (Lindsay et al.
1995; Ossandón et al. 2001).
Abb. 2.21: Geologische Übersichtskarte
der
Lagerstätten
Radomiro
Tomic,
Chuquicamata, Mansa Mina (MM) und
der
Mina
exotischen
Sur
Kupfermineralisation
nördlich
von
Calama.
Insgesamt erreicht die Vererzungszone
eine Länge von 14 km und beinhaltet >
11 Mrd. t Cu (Sillitoe et al. 1996).
Zu den Proben von Dietrich wurden neue Proben außerhalb des open pits genommen.
Hierbei handelt es sich um Dazit-Porphyry und Feldspat-Porphyry, die nordöstlich des
Tagebaus erbohrt wurden. Die beiden Gesteine durchschlagen den Porphyry Este und
zeigen keine Mineralisation, was auf eine postmineralische Intrusivphase schließen lässt.
Der Dazit-Porphyry und Feldspat-Porphyry, ein quarzführender Latitandesit, weisen ein
porphyrisches Gefüge auf, mit Quarz- und Plagioklas-Einsprenglingen. Untergeordnet
treten im Dazit Kalifeldspat- und Biotit-Phänokristalle auf. Alle Einsprenglinge zeigen
44
_________________________________________________________________________
Alterationserscheinungen, wie z. B. Serizitisierung der Feldspäte. Die Matrix des Dazits
setzt sich aus feinkörnigem Plagioklas, Quarz und Serizit zusammen. Neben den oben
erwähnten Einsprenglingen treten im Latitandesit Biotit und Hornblende auf. Die Matrix
besteht aus Feldspäten, Hornblende und Biotit.
1000 m südwestlich des Tagebaus von Chuquicamata wurde eine Probe aus dem
sogenannten Porfido Iris genommen. Hierbei handelt es sich um eine granodioritische
Intrusion in den Fortuna Granodiorit. Das Gestein setzt sich aus Quarz-, Feldspat- und
Biotit-Einsprenglingen in einer Matrix aus Quarz und Feldspat zusammen. In diesem
Bereich kommt häufig Malachit vor, der auf Kluftflächen und disseminiert, besonders um
Erzphasen, auftritt.
Radiometrische Datierungen von Sillitoe (1988) grenzen die Alteration und Mineralisation
auf 36-31 Ma ein. U-Pb Alter, gemessen an Zirkonen aus dem porphyry- Komplex, zeigen
32,3 ± 5 Ma an (Zentilli et al. 1994). Nichtmineralisierte permische und kretazische
Granodiorite (Elena Granodiorit, K-Ar 122 Ma) und ältere Metamorphite bilden die
Nebengesteine der eozänen porphyry-Körper (Guzmán 1985; Lindsay et al. 1995).
Die Genese des porphyry-Systems von Chuquicamata ist dominiert durch die West Fault.
Nach Westen trennt sie die mineralisierten Intrusivkörper vom sterilen Fortuna
Granodiorit (K-Ar 39,5-35,9 Ma; Sillitoe 1988). Mit der Masabi-Störung im Osten des
porphyry-Komplexes gehört die West Fault zum Domeyko-Störungssystem. Seit dem
frühen Eozän ist das System als Blattverschiebung aktiv. Im Bereich der Lagerstätte geben
Versätze einen sinistralen Bewegungssinn an. Alteration und Mineralisation sind im
südlichen Bereich der Lagerstätte symmetrisch an einige dominierende Störungen
gebunden. Im nördlichen Bereich fiedern die Störungen auf und führen zu Variationen im
Alterations- und Mineralisationsmuster (Lindsay et al. 1995; Reutter et al. 1996; Dietrich
1999).
Die Alteration wird bestimmt von der Kalifeldspatmetasomatose, die stark von
Serizitisierung überprägt ist; besonders im Bereich der West Fault ist die Serizitisierung so
intensiv, dass die primäre Alteration nicht mehr zu erkennen ist. Nach Osten geht die
Alteration in starke Propylitisierung über. Die supergene Anreicherung reicht bis 1000 m
Teufe und ist im oberen Teil dominiert von Chalkosin, der in der Tiefe von Covellin und
Digenit abgelöst wird (Dietrich 1999).
_________________________________________________________________________
45
Abb. 2.22: Geologische Übersichtskarte und Lage der Probepunkte im Tagebau
Chuquicamata (Ossandón et al. 2001; Dietrich 1999). Die Proben des DazitPorphyry (AH 236), Feldspat-Porphyry (Latitandesit, AH 224), Porphyry
Este (DDH 122a, DDH 122b) wurden ca. 1 km nordöstlich und die Probe
CH1 des Porphyry Iris ca. 1 km südwestlich des Tagebaus genommen.
2.4.3 El Salvador
Die copper porphyry-Lagerstätte El Salvador, die vom staatlichen Konzern CODELCO
abgebaut wird, liegt ca. 800 km nördlich von Santiago de Chile. Gustafson & Hunt (1975)
geben den Vorrat an supergen angereichertem Erz mit 300 Mio. t bei 1,6% Cu an, die an
46
_________________________________________________________________________
verschiedene porphyry-Phasen und rhyolithische Subvulkanite und Vulkanite gebunden
sind.
Geologisch befindet sich die Lagerstätte im Indio Muerto-Distrikt und weist eine
paläozäne (~ 63-55 Ma) und eozäne (44-41 Ma) magmatische Entwicklung auf (Cornejo et
al. 1997). Während der ersten Phase im Paläozän kam es zur Bildung einer trap-door
Caldera mit explosivem rhyolithischem Vulkanismus (Dietrich 1999). Die daraus
resultierende Ignimbritdecke ist im Bereich der Lagerstätte bis zu 400 m mächtig und liegt
diskordant auf kretazischen Vulkaniten mit andesitischer Zusammensetzung und
Sedimenten. Nach dem Calderakollaps intrudierten rhyodazitische bis rhyolithische Dome
an den Calderarändern, wie z. B. der Indio Muerto-Rhyolith. Dieser setzt sich aus drei
Rhyolithdomen zusammen mit einem Zirkon U-Pb Alter von 58–55 Ma (Cornejo et al.
1997). In einer dichten und stark alterierten Grundmasse liegen Quarzeinsprenglinge und
Kalifeldspatphänokristalle vor (Gustafson & Hunt 1975).
Die erste Kupfermineralisation ist mit der Intrusion rhyolithischer Subvulkanite im Eozän
verbunden. Am Cerro Pelado und Cerro Riolita stehen Quarz-Rhyolithe an (Abb. 2.23), die
sich durch kleinkörnige Quarz- und Feldspatphänokristalle vom altem Indio Muerto
Rhyolith unterscheiden. Die Quarz-Rhyolithe am Cerro Pelado wurden von Cornejo et
al. (1997) auf 43 ± 1 Ma datiert und sind somit gleich alt wie der Quarz-porphyry mit
großen Quarz- und Feldspateinsprenglingen, der zwischen dem Cerro Pelado und Cerro
Riolita ansteht (Cornejo et al. 1997).
Die Hauptkupfermineralisation ist an einen granodioritischen porphyry-Komplex
gebunden und setzt sich aus den Phasen X, K und L zusammen (Abb. 2.23), die von
Gustafson & Hunt (1975) benannt wurden. U-Pb, K-Ar und 40Ar-39Ar Alter der einzelnen
Phasen wurden von Cornejo et al. (1997) anhand von Biotit, Serizit und Amphibol auf 4341 Ma datiert bzw. aus Daten von Gustafson & Hunt (1975) neuberechnet.
Die älteste Intrusionsphase ist der X porphyry, der ein gleichkörniges bis leicht
porphyrisches Gefüge aufweist. Hierauf folgt der porphyry K, der sich deutlich vom
porphyry X unterscheidet. Der porphyry K weist ein porphyrisches Gefüge aus
grobkörnigen Plagioklasphänokristallen, starke hydrothermale Überprägung, große BiotitStapel sowie diffus begrenzt veinlets auf. Innerhalb der porphyry Phasen X und K
konzentrieren sich ca. dreiviertel der Kupfermineralisation. Nachdem die hydrothermale
Alteration und Mineralisation fast abgeschlossen war, intrudierte der porphyry L in das
System. Er ist gekennzeichnet durch Einsprenglinge aus Plagioklas, Biotit, Hornblende
und ± Quarz, die von einer feinkörnigen Matrix aus Quarz, Kalifeldspat und mafischen
_________________________________________________________________________
47
Mineralen umgeben sind. Im porphyry L treten nur noch wenige veinlets auf. Als
Spätphase vermuten Gustafson & Hunt (1975) den porphyry A, der als kleine dykes mit cm
bis 10 m Mächtigkeit mit einer mikrodioritischen Zusammensetzung intrudierte.
Wie die Gesteinsbildung lässt sich auch die Mineralisation in verschiedene Phasen
aufteilen. Die frühe Mineralisation, vor der Platznahme des porphyry L, kommt
hauptsächlich in veinlets vor. Körniger Quarz, Kalifeldspat, Anhydrit und unregelmäßig
verteilte Sulfide bilden die sogenannten A veins. Im Zentrum des hydrothermalen Systems
treten Kupferkies und Bornit auf. In distalen Bereichen ist dagegen Kupferkies und Pyrit
vorherrschend. Kalifeldspat, Biotit, Anhydrit und Sulfide liegen als disseminierte
blastische Mineralparagenese neben der Mineralisation vor. Insgesamt zeigt die Alteration
einen fließenden Übergang von der Kalifeldspatmetasomatose bis zur Propylitisierung
(Gustafson & Hunt 1975; Dietrich 1999).
Nach der Platznahme des porphyry Körpers L fand eine Übergangsmineralisation statt. Sie
ist gekennzeichnet durch Quarz-veinlets mit planaren Salbändern (B veins) ohne die
Ausbildung eines potassic-Halos mit Molybdänit-Mineralisation. Gleichzeitig, aber örtlich
unabhängig dazu, hat sich Turmalin-Blastese auf veinlets entwickelt sowie eine
Turmalinbrekzie ausgebildet. Die späte Mineralisationsphase ist charakterisiert durch
Pyrit-Quarz veinlets und Serizitisierung bis zu advanced argillic-Alteration des Gesteins.
Nach Gustafson & Hunt (1975) setzt sich die supergene Anreicherung aus Kupferglanz,
Djurleit und Digenit zusammen.
Zur Teufe (1000 m Tiefe) innerhalb der primären Kupferkies-Bornit-Paragenese nehmen
zwar die Cu- und S-Gehalte ab (< 0,1 % Cu), aber die Sulfidparagenese setzt sich fort und
wird von Magnetit begleitet. Biotit-veinlets werden als Äquivalente der A veins gedeutet
(Dietrich 1999).
48
_________________________________________________________________________
Abb. 2.23: Geologische Karte der copper porphyry-Lagerstätte El Salvador. Nach der
Anlage der Caldera mit mächtigen Ignimbrit und Platznahme rhyolithischer
Dome entlang der Calderaränder (Cerro Indio Muerto) im Paläozän folgen im
Eozän subintrusive Phasen in einem NNE-streichenden Korridor. Nach dem
Quarz-Rhyolith des Cerro Pelado und Cerro Riolita und dem Quarz-porphyry
entwickelte sich mit Intrusion der granodioritischen porphyry Phasen X, K, L
ein copper porphyry-System. Nach Material von Gustafson & Hunt (1975)
und CODELCO Division El Salvador.
_________________________________________________________________________
49
2.4.4 Los Pelambres
Die copper porphyry-Lagerstätte Los Pelambres befindet sich ca. 250 km nördlich von
Santiago de Chile an der Grenze zu Argentinien in einem 3000 m hohen Gletschertal der
Westkordillere.
Los Pelambres ist ein Molybdän-führender copper porphyry mit einem Vorrat von 3000
Mt Erz mit 0,68 % Cu und 0,03 % Mo (Palacios et al. 1996). Bei einem geringeren cutoff
von 0,4 % Cu steigen die Vorräte auf 3300 Mt bei 0,63 % Cu und 0,016 % Mo (Atkinson
et al. 1996). Zur Zeit der Geländearbeit von Schultz (1997) und Dietrich (1999) wurde die
Lagerstätte von der Companía Minera Los Pelambres (CMLP) untertägig abgebaut und
später wurde sie auf einen Tagebaubetrieb umgestellt.
Der obermiozäne Gesteinskomplex des copper porphyry-Systems intrudierte in vulkanosedimentäre Schichten der unterkretazischen Los Pelambres-Formation und der mittel bis
obermiozänen Farellones-Formation.
Sillitoe (1973a) und Atkinson et al. (1996) geben ein Mischalter für die multiplen
Intrusionen und die potassic-Alteration von 9,74 ± 0,16 und 9,96 ± 0,18 Ma (K-Ar, Biotit)
an.
Petrographisch setzt sich der multiple Intrusivkomplex aus vier Phasen zusammen. Die
größte Fläche nimmt ein 3 x 1,5 km ovaler Tonalitkörper mit dioritischer Randfazies ein
(Abb. 2.24) Drei Subintrusionen sind mit dem Tonalit assoziiert, sie werden von Schultz
(1997) als Porphyry 1, Porphyry 2 und Black Porphyry bezeichnet. Die Alteration ist
konzentrisch aufgebaut. Im Zentrum befindet sich eine potassic-Alteration, die von
Serizitisierung und Silifizierung umgeben ist und teilweise die potassic-Alteration
überprägt hat. In den distalen Bereichen erfolgt ein Übergang zu Propylitisierung.
Der potassic alterierte Tonalit setzt sich primär aus 55-60 % Plagioklas, 20-25 % Quarz,
10-15 % Hornblende, 4 % Biotit, 1-3 % Kalifeldspat, 1-3 % Opakphasen und akzessorisch
Zirkon, Apatit und Rutil zusammen (Schultz 1997). Hiervon unterscheidet sich die
randliche potassic alterierte dioritische Phase durch einen größeren Anteil von primärem
und sekundärem Biotit (25-30%) und weniger Quarz (9-11%).
Innerhalb des Tonalitkörpers treten dunkle, sehr feinkörnig ausgebildete Gesteine auf.
Diese Basalte setzen sich aus 60-50 % Plagioklas, 30-20 % Biotit, 20-10 % K-Feldspat
plus Quarz und Cholrit zusammen. Der Biotitgehalt ist sehr variabel und kann auf 60 %
ansteigen, was auf eine potassic-Alteration schließen lässt.
Im Südosten der Lagerstätte liegt der Porphyry 1, der den Übergang zum porphyry-System
von El Pachon in Argentinien bildet (Sillitoe 1973a; Fernandez et al. 1973). Der dyke-
50
_________________________________________________________________________
artige Porphyry 1 ist ein porphyrischer Tonalit bis Granodiorit, der aus Plagioklas, Biotit
und Biotitpseudomorphosen nach Amphiboleinsprenglingen in einer Matrix aus
feinkörnigem Quarz und Feldspäten besteht. Während der Platznahme des Porphyry 1 kam
es zur potassic-Alteration des Intrusivkörpers und der vulkano-sedimentären Abfolge.
Porphyry 2 stellt die dritte Intrusivphase des Los Pelambres-Systems dar. Dieses Gestein
ist hauptsächlich nördlich und im Zentrum des Tonalits aufgeschlossen. Hierbei handelt es
sich um einen porphyrischen Tonalit, der sich durch mittel- bis grobkörnige Quarz- und
Feldspateinsprenglinge von den anderen Intrusiva unterscheidet. Meist ist der Porphyry 2
potassic alteriert. Schwach alterierte Proben bestehen aus 25-30 % Plagioklas, 7-8 %
sekundärem Biotit, 5 % primären Biotit, 5 % Quarz, 2 % Kalifeldspat in einer feinkörnigen
Grundmasse aus Quarz und Kalifeldspat. Mit der Platznahme kam es zur potassicAlteration des Tonalitkörpers und des Porphyry 2. Neben der Alteration folgte die
Hauptphase der Mineralisation mit Bornit-Kupferkies im Zentrum und Kupferkies-Pyrit in
den Randbereichen. Die Mineralisation ist verbunden mit den sogenannten Type 4 veins
aus Q uarz, K upferkies, B ornit, „Green Mica“, B iotit, K alifeldspat, T urm alin und A nh ydrit
(Atkinson et al. 1996).
Die jüngste Intrusivphase repräsentiert der Black Porphyry (Schultz 1997) oder auch
Porphyry B (Atkinson et al. 1996). Bei diesem Gestein handelt es sich um einen potassic
alterierten, mikrokristallinen, porphyrischen Quarzmonzodiorit. Durch große Mengen an
sekundärem Biotit und Opakphasen erscheint der Black Porphyry im Handstück dunkel
und erhielt so seinen Namen. Einsprenglinge aus Plagioklas und –bruchstücken,
Amphibolpseudomorphosen aus sekundärem Biotit und primärer Biotit befinden sich in
einer Grundmasse aus feinkörnigem Plagioklas, Kalifeldspat, Biotit und Quarz. Der Black
Porphyry tritt als kleine Intrusivkörper und dyke-artig auf und bildet nach Atkinson et al.
(1996) im Z entralteil die M atrix der „m agm atischen B rekzie“ zusam m en m it den crackle
breccias und einer hydrothermalen Brekzie.
Die Platznahme des Black Porphyry ist mit einer weiteren potassic-Alteration verbunden.
M it E nde der „Late Porphyry and Breccias“ P hase (Atkinson et al. 1996) entstehen comb
quartz veins mit einer Quarz-Molybdän Paragenese sowie Anhydrit, Kupferkies, Bornit
und Turmalin. Die letzte hydrothermale Phase bildet eine Turmalinbrekzie, die die distalen
Bereiche des Intrusivkomplexes durchschlagen hat (Atkinson et al. 1996; Sillitoe 1973a).
_________________________________________________________________________
51
Abb. 2.24: Geologische Karte der obermiozänen copper porphyry-Lagerstätte Los
Pelambres in der chilenischen Hochkordillere. Der Intrusivkomplex
intrudierte in kretazische bis miozäne vulkano-sedimentäre Abfolgen der Los
Pelambres- und Farallones-Formation, nach Schultz (1997).
2.4.5 Mantos Blancos
Die copper porphyry-Lagerstätte Mantos Blancos befindet sich in der nordchilenischen
Küstenkordillere (1100 m) ca. 30 km nordöstlich der Hafenstadt Antofagasta. Insgesamt
52
_________________________________________________________________________
standen in Mantos Blancos vor dem Abbau Ressourcen von 500 Mt Erz mit einem CuGehalt von 0,7 % an. Von 1960 bis 1995 wurden 120 Mt (Maksaev and Zentilli 2002) und
zwischen 1996 - 2002 60 Mt abgebaut. Nach einem Bericht der Anglo Base Metals vom
Mai 2003 stehen noch Reserven mit 142 Mt (0,86 % Cu) und Erzressourcen von 156 Mt
mit 0,89 % Cu zur Verfügung.
Die Küstenkordillere beinhaltet oberjurassische bis unterkretazische vulkanische
schichtgebundene Erzkörper und copper porphyries, die eine nordsüdgerichtete
metallogenetische
Provinz
bilden.
Hierbei
sind
die
meisten
Lagerstätten
mit
hydrothermalen Brekzien assoziiert, die 50% der wirtschaftlichen Mineralisation enthalten.
Mantos Blancos wurde 1985 von Chávez (1985) als disseminierte Kupfermineralisation
klassifiziert, trotzdem teilten Espinoza et al. (1996) und Maksaev & Zentilli (2002) die
Lagerstätte als schichtgebundene Lagerstätte ein.
Petrologisch setzt sich die Lagerstätte nach Ramírez et al. (2005) aus einem Rhyolithdom
mit dioritischen bis granodioritischen Stöcken und sills zusammen (Abb. 2.25). Im
zentralen Teil der Lagerstätte befindet sich der Rhyolithdom, der aus multiplen
rhyolithischen Intrusionen mit 1-5 mm großen Quarz- und Feldspateinsprenglingen sowie
einer sehr feinkörnigen Grundmasse besteht. U-Pb Altersdatierungen des Rhyolithdoms an
Zirkon geben ein Alter von 155,2 ±2,1 bis 157,1 ±4,5 an (Ramírez et al. 2005). Der
Granodiorit setzt sich aus 0,5 – 2 mm großen Hornblende-, Plagioklas-, Quarz- und BiotitEinsprenglingen in einer Matrix aus Quarz, Feldspäten, Biotit und Hämatit zusammen. Im
Diorit sind dagegen Pyroxen- und in geringeren Anteilen Amphibol-Phänokristalle
vorhanden. Die Grundmasse wird gebildet aus feinkörnigen Pyroxenen, Plagioklas und
Magnetit. Eine wechselseitige Durchdringung der beiden Gesteine ist häufig anzutreffen
(Abb. 2.25 und 2.26; Ramírez et al. 2005). Die radiometrischen Altersbestimmungen
weisen auf ein Alter zwischen 147 ±1 Ma bis 147 ±4 Ma (K-Ar, Biotit, Chávez 1985) und
142,18 ±1 Ma (40Ar-39Ar, Amphibol, Oliveros 2005) für den Granodiorit und 141,36 ±0,5
Ma (40Ar-39Ar, Amphibol, Oliveros (2005)) im Diorit hin.
Im rhyolithischen Dom treten, durch Nord-Süd verlaufende Störungen kontrolliert,
magmatische und hydrothermale Brekzien auf (Abb. 2.25 und 2.26; Ramírez et al. 2005).
Die Brekzien bilden ovale 700 m lange Körper mit variabler Breite zwischen 100 – 500 m
und lassen sich in zwei Typen unterscheiden. Im oberen Bereich zeigt die Brekzie einen
hydrothermalen Charakter mit einer Matrix aus hydrothermalen und Erzmineralen sowie 1
cm bis 15 m großen, alterierten Fragmenten rhyolithischer, granodioritischer und
dioritischer Gesteine. Zur Tiefe geht die hydrothermale Charakteristik der Brekzie in eine
_________________________________________________________________________
53
magmatische über. In diesem Bereich befinden sich granodioritische Fragmente in
alterierter und mineralisierter dioritischer Matrix bzw. umgekehrt.
Abb. 2.25: Geologische Übersichtskarte der copper porphyry-Lagerstätte Mantos Blancos;
nach Ramírez et al. (2005).
Zu den jüngsten intrusiven Phasen in Mantos Blancos gehören die Nord-Nord-Ost
streichenden dioritischen Gänge. Sie setzen sich aus Plagioklas, Amphibol und PyroxenEinsprenglingen in einer feinkörnigen Grundmasse aus Feldspat, Amphibol und
54
_________________________________________________________________________
untergeordnet Biotit und Magnetit zusammen. Oliveros (2005) gibt das Alter der Gänge
mit 142,69 ±Ma (40Ar-39Ar, Amphibol) an.
Ramírez et al. (2005) stellen zwei Alterationsereignisse fest. Die erste Alterationsphase ist
an die Intrusion des Rhyoliths gebunden und umfasst eine Quarz-Serizit-Pyrit-Kupferkies
Paragenese. Durch die Überprägung der zweiten Alterationsphase, der Hauptalteration und
Mineralisation, ist es nicht möglich, die Verbreitung und Intensität der ersten Alteration zu
bestimmen. Es lässt sich aber ein Alter von 155,11 ±0,8 Ma (40Ar-39Ar, Oliveros 2005)
bestimmen, das mit der Platznahme des Rhyoliths übereinstimmt.
Abb. 2.26: Schematisches geologisches Profil der copper porphyry-Lagerstätte Mantos
Blancos mit der Zusammensetzung der Mineralisation (cp-py: KupferkiesPyrit, py: Pyrit, cp-bor: Kupferkies-Bornit, cp-dig: Kupferkies-Digenit), nach
Ramírez et al. (2005).
Die Hauptalteration und Mineralisation konzentriert sich auf die magmatischen und
hydrothermalen
Brekzien.
Sie
steht
in
Verbindung
mit
der
Platznahme
der
granodioritischen und dioritischen Stöcke und sills, betrifft aber auch alle umgebenden
Lithologien. In der ersten Phase der Hauptalteration fand eine Kalimetasomatose (potassic
alteration) statt. Sie ist in den oben genannten Gesteinen weit verbreitet und tritt
disseminiert sowie als Halos um veinlets auf. Charakterisiert wird die potassic alteration
durch Kali-Feldspat, Quarz, Turmalin, Biotit, Chlorit, Magnetit, Kupferkies und Pyrit, wie
sie unterhalb von 500 m Teufe ansteht. In den oberen Bereichen ist an die
Kalimetasomatose eine Mineralisation gebunden, bestehend aus Disseminationen und
_________________________________________________________________________
55
veinlets mit Quarz, Kupferkies, Ag-reichem Bornit (Digenit) und Kupferglanz (Ramírez et
al. 2005).
56
_________________________________________________________________________
3
Geochemische Analysemethoden
3.1
Gesteinsanalytik
Drei Kilogramm jeder Gesteinsprobe wurden mit einem Backenbrecher gebrochen, geteilt
und in einer Achatschwingscheibenmühle zu analysefeinem Pulver aufgemahlen. Die
Analyse der Elemente erfolgte mittels RFA (Röntgenfluoreszenz-Analytik, XRF) in Form
von Schmelz- (XRF1) und Presstabletten (XRF2), INAA (Instrumental Neutron Activation
Analysis), ICP (Inductively Coupled Plasma), ICP-MS (Inductively Coupled PlasmaMassenspektrometrie), AAS (Atomabsorptions-Spektrometrie), PGNAA (Prompt Gamma
Activation Analysis), DCP-AES (Directly Coupled Plasma-Atomemission-Spektrometrie)
und Fluor-Destillation.
Element MB5/1 MB5/2 MB5/3 MB5/4 MB5/5 MB5/6 MB5/7 MB5/8 MB5/9 mean
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Pb
Th
U
3.11
30.09
12.56
77.84
8.77
0.27
33.26
6.48
17.43
2.24
9.01
2.38
0.32
2.57
0.43
2.51
0.50
1.35
0.19
1.13
0.17
2.66
1.25
57.12
6.31
3.31
2.84
29.72
12.33
77.03
8.78
0.27
32.87
6.49
17.32
2.23
8.99
2.42
0.31
2.65
0.41
2.48
0.49
1.32
0.18
1.19
0.17
2.73
1.13
57.90
6.37
3.35
2.74
30.03
12.45
77.49
8.81
0.27
33.53
6.53
17.66
2.25
9.12
2.46
0.31
2.56
0.42
2.58
0.49
1.36
0.18
1.20
0.17
2.77
1.13
56.82
6.25
3.25
2.67
30.72
12.74
78.61
8.75
0.27
32.99
6.56
17.28
2.30
8.99
2.48
0.31
2.60
0.42
2.53
0.49
1.35
0.19
1.19
0.17
2.74
1.06
56.82
6.29
3.26
2.76
30.01
12.49
78.03
8.57
0.28
32.55
6.45
17.32
2.27
9.01
2.38
0.31
2.53
0.42
2.44
0.50
1.32
0.18
1.16
0.17
2.72
1.09
57.40
6.27
3.28
2.76
29.99
12.57
78.05
8.67
0.27
33.15
6.57
17.09
2.26
9.06
2.43
0.31
2.56
0.42
2.52
0.50
1.36
0.18
1.18
0.17
2.72
1.03
57.25
6.31
3.32
2.81
29.96
12.48
77.16
8.56
0.28
32.56
6.60
17.32
2.23
8.98
2.47
0.32
2.63
0.43
2.58
0.49
1.39
0.20
1.17
0.17
2.75
1.04
57.55
6.35
3.34
2.99
30.14
12.66
77.83
8.52
0.27
33.04
6.48
17.35
2.27
9.14
2.44
0.31
2.56
0.43
2.51
0.49
1.38
0.19
1.16
0.17
2.72
1.04
57.19
6.30
3.32
2.93
30.03
12.54
77.59
8.54
0.27
33.01
6.50
17.29
2.25
8.96
2.50
0.31
2.54
0.42
2.49
0.49
1.37
0.19
1.17
0.17
2.82
1.06
58.19
6.31
3.29
2.85
30.08
12.53
77.74
8.66
0.27
33.00
6.52
17.34
2.26
9.03
2.44
0.31
2.58
0.42
2.52
0.49
1.36
0.19
1.17
0.17
2.74
1.09
57.36
6.30
3.30
Tab. 3.1: Messwerte der Driftkontrolle und Reproduzierbarkeit an MB5.
sd
0.13
0.25
0.11
0.46
0.11
0.00
0.30
0.05
0.14
0.02
0.06
0.04
0.00
0.04
0.01
0.04
0.01
0.02
0.00
0.02
0.00
0.04
0.07
0.44
0.03
0.03
rsd (%)
4.61
0.84
0.90
0.59
1.28
1.50
0.90
0.71
0.82
0.88
0.68
1.57
0.94
1.47
1.64
1.72
1.05
1.76
2.51
1.76
1.27
1.48
6.13
0.76
0.55
0.99
_________________________________________________________________________
57
Die RFA, INAA, AAS und DCP-AES Analysen von Potosi, Llallagua, Chorolque, El
Salvador und Chuquicamata aus Dietrich (1999) wurden vom Labor Bondar Clegg in
Ottawa, Kanada ausgeführt (Tab. A2). Die Analyse der RFA-Daten des copper porphyrySystems Los Pelambres von Schultz (1997) fand im Institut für Mineralogie und
mineralische Rohstoffe der Technischen Universität Clausthal statt (Tab. A4). RFA,
INAA, ICP, ICP-MS und PGNAA Analysen bzw. zusätzliche Bestimmungen der Proben
aus Kori Kollo, Laurani, Carangas, Potosi, Llallagua, Chorolque, El Salvador,
Chuquicamata, Mantos Blancos und Los Pelambres wurden von Actlabs Laboratories Ltd.
in Ancaster, Kanada ausgeführt.
JG-1A Dulski JG-1A
Element Messung mean zertif.
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
Pb
Th
U
185
180
26.7
88.2
14.0
10.7
450
21.7
45.9
5.08
19.5
4.26
0.65
4.30
0.70
4.59
0.94
2.75
0.42
2.80
0.42
2.98
2.29
29.9
11.8
4.32
178
186
29.2
97
11.0
468
20.0
43
4.9
17.8
4.14
0.67
4.44
0.747
4.75
0.99
2.99
0.459
3.00
0.449
3.2
25.8
14
5.1
178
187
32.1
118
12
10.6
470
21.3
45.0
5.63
20.4
4.53
0.70
4.08
0.81
4.44
0.82
2.57
0.38
2.70
0.44
3.59
1.7
26.4
12.8
4.69
Tab. 3.2: Vergleich der Richtigkeit
anhand der Standardmessung JG-1A mit
den ermittelten Daten von Dr. P. Dulski
und den zertifizierten Daten des
Standards JG-1A von Imai et al. (1995).
An der Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe (BGR) in Hannover fanden die
RFA-Messungen für Proben aus Kori Kollo, Laurani und Carangas statt. Einige Proben der
Lagerstätten Kori Kollo, Laurani, Carangas, Chuquicamata, Mantos Blancos und Los
Pelambres sowie aus den Arbeiten von Dietrich (1999) und Schultz (1997) wurden am
58
_________________________________________________________________________
Institut für Mineralogie und mineralische Rohstoffe der Technischen Universität Clausthal
mit Flußsäure-Perchlorsäure-Druckaufschlüssen aufgeschlossen. Dr. P. Dulski bestimmte
die Seltenen Erden mit Hilfe der ICP-MS Analyse am Geoforschungszentrum Potsdam.
Die Reproduzierbarkeit der Daten wurde anhand der Driftkontrolle der Probe MB5
überprüft. Innerhalb von 12 Stunden fanden 9 Messungen statt, deren Ergebnisse in Tab.
3.1 dargestellt sind. Die Reproduzierbarkeit der Elemente liegt innerhalb von < 5 % der
relativen Standardabweichung. Eine erhöhte relative Standardabweichung tritt nur bei dem
Element Tantal auf (6,5 %).
Die Richtigkeit der Messungen wird von den zertifizierten Werten des Standards JG-1A
von Imai et al. (1995) und den langjährig ermittelten Daten von Dr. P Dulski (Tab. 3.2)
bestätigt.
3.2
Schmelzeinschlussanalysen
Die chemische Analyse der Schmelzeinschlüsse wurde mit verschiedenen Messmethoden
und -geräten durchgeführt. Am Institut für Mineralogie und mineralische Rohstoffe der
Technischen Universität Clausthal erfolgten die Schmelzeinschlussanalysen von Dietrich
(1999) und eigene Messungen mit einer Elektronenstrahl-Mikrosonde (ElectronMicroprobe Analysis, EMPA). Das Max-Planck-Institut für Kernphysik in Heidelberg
führte Messungen an einer Protonenstrahl-Mikrosonde (Proton Induced X-ray Emission,
PIXE) durch (Dietrich 1999; Wallianos 1998). Bor- und Lithium-Bestimmungen mittels
der Kernreaktionsanalytik (Nuclear Reaction Analysis, NRA) fanden am Laboratoire Pierre
Sue, Saclay/ Frankreich statt (Wallianos 1998; Dietrich 1999). Dr. J. Webster analysierte
Schmelzeinschlüsse von Dietrich (1999) sowie eigene Proben am Woods Hole Laboratory,
Massachusetts, auf ihre Wassergehalte und Spurenelemente mit der Ionensonde
(Secondary Ion Mass Spectrometry, SIMS). Am Geoforschungszentrum Potsdam
bestimmte Dr. M. Wiedenbeck die Bor-Isotopie ausgewählter Schmelzeinschlüsse mit
einer Ionensonde (SIMS).
Die FTIR-Spektroskopie erfolgte am Bayrischen Geoinstitut, Bayreuth (Dietrich 1999).
Weitere Schmelzeinschlüsse wurden mit der Laser Ablation Inductively Coupled Plasma –
Massenspektrometrie, (LA ICP-MS) von Dr. T. Pettke an der Eidgenössischen
Technischen Hochschule in Zürich untersucht.
_________________________________________________________________________
59
3.2.1 Präparation, Probenbezeichnung und Homogenisierung
Aus dem Probenmaterial wurden Dickschliffe von 200 – 300 µm Stärke hergestellt. Zur
Isolierung der einzelnen Quarzeinsprenglinge ist es notwendig, die Schliffe in kleinere
Stücke (chips) zu zersägen bzw. zu zerbrechen. Je nach Rekristallisationsgrad der
Schmelzeinschlüsse findet eine Homogenisierung in einem Ofen statt. Zur Fixierung der
Chips werden sie mit Epoxydharz in Bakelitrahmen mit 1 inch Durchmesser eingegossen.
Nach der Festsstellung des Einschlussinventars und seiner Dokumentation erfolgt die
weitere Bearbeitung von Hand. Mit Diamantpaste und Diamantsuspension verschiedener
Körnung (9 bis ¼ µm) werden die Proben auf Bleischeiben und Poliertüchern geschliffen
und poliert. Je nach Analysemethode ist die Menge des abzutragenden Materials
unterschiedlich. Für die Analyse mit der Laser Ablation ICP-MS ist es ausreichend, die
Probenoberfläche nur anzupolieren, ohne die Einschlüsse zu öffnen. Dagegen müssen die
Schmelzeinschlüsse für die EMPA, SIMS und PIXE aufgeschliffen werden und eine
polierte Oberfläche aufweisen.
Die Probenbezeichnung (z. B. KK14-9x2b) der Schmelzeinschlüsse orientiert sich an
Dietrich (1999) und setzt sich aus den Anfangsbuchstaben der jeweiligen Lagerstätte
zusammen (L = Llallagua, P = Potosi, C = Chorolque, KK = Kori Kollo, LA = Laurani,
CA = Carangas, CH, AH bzw. DDH = Chuquicamata, E bzw. ES = El Salvador und MB =
Mantos
Blancos.
Hierauf
folgt
die
Nummer
der
Gesteinsprobe
(14),
die
Dickschliffnummer (9), Nummer des Quarzeinsprenglings im chip (x2) und alphabetische
Benennung des Schmelzeinschlusses (b).
Für die Analysen werden klare glasige Einschlüsse benötigt. Bei langsamer Abkühlung des
Gesteins bilden sich in den vom Quarz eingefangenen Schmelztröpfchen oft Kristalle aus,
die die glasige Matrix verdrängen (Rekristallisation). Zur Wiederherstellung der
Glasmatrix werden die Gesteinschips mit den darin enthaltenden Einschlüssen in einem
Ofen für 24 Stunden auf 800 – 1000°C bei Atmosphärendruck aufgeheizt und auf einer
Metallplatte abgeschreckt (quenching).
Für eine erfolgreiche Homogenisierung ist es wichtig, dass sich der Schmelzeinschluss in
einem geschlossenen System befindet sowie seinen ursprünglichen Volatilgehalt besitzt.
Das heißt, der umgebende Quarz ist nicht durch Mikrorisse beschädigt und es fand kein
Austausch
von
Fluiden
bzw.
eine
Alteration
statt,
die
zu
anormal
hohen
Homogenisierungstemperaturen führen.
Im Allgemeinen homogenisieren kleine Schmelzeinschlüsse besser als große. Aufgrund
ihres geringeren Volumen-Oberflächen Verhältnises kommt es häufig zur Anlösung des
60
_________________________________________________________________________
Wirtsminerals, was bei Quarzkristallen zur SiO2-Kontamination führt (Thomas 1992;
1994). Anomal hohe SiO2-Gehalte und nasenartige Ausbuchtungen im Bereich der
Volatilblase deuten auf teilweises Aufschmelzen des Wirtskristalls hin (Dietrich 1999). Da
das Homogenisieren der Einschlüsse abhängig von der Größe und der Temperatur ist, wird
in einem Wirtskristall nur ein Teil der Einschlüsse homogenisiert. Neuere Untersuchungen
von Kamenetsky & Danyushevsky (2005) zeigen, dass die Homogenisierung von
Schmelzeinschlüssen in Bezug auf ihren Kupfer und Silbergehalt problematisch ist.
Durch diese Nachteile wurde auf die Homogenisierung der Einschlüsse in der Regel
verzichtet. Sie wurde nur durchgeführt, wenn keine glasigen Schmelzeinschlüsse gefunden
wurden, wie z. B. in den Lagerstätten Chorolque, Llallagua, Potosi, Chuquicamata und
Mantos Blancos.
3.2.2 Elektronenstrahl-Mikrosonde (EMPA)
Die EMPA-Messungen wurde mit einer CAMECA SX100 am Institut für Mineralogie und
mineralische Rohstoffe der TU Clausthal durchgeführt. Bei der ElektronenstrahlMikrosonde wird Probenmaterial mit beschleunigten und zu einem Strahl fokussierten
Elektronen beschossen. Hierbei kommt es innerhalb des Atoms zu einer Herauslösung von
Elektronen, z. B. aus der K-Schale. Die freien Plätze werden durch Elektronen von einer
höheren Schale ersetzt. Bei diesem Vorgang findet eine Freisetzung von Energie statt, die
als Röntgenstrahlung emittiert wird. Über Detektoren lässt sich die Röntgenstrahlung nach
ihrer elementcharakteristischen Wellenlänge und Energie auswerten (Reed 1996).
Die Messung der Schmelzeinschlüsse erfolgte nach einem modifizierten Messprogramm
von Dietrich (1999), das die wellenlängendispersive Auswertung der K-Linien umfasst.
Die Modifikationen beziehen sich auf die Messzeit und die verwendeten Standards (Tab.
3.3 und Tab. 3.4).
Mit Hilfe eines zweiten Programms sollten die Schmelzeinschlüsse auf Spurenelemente
untersucht werden. Nur die Messungen auf Kupfer lieferten in einigen Einschlüssen
brauchbare Daten. Die Analyse erfolgte mit dem Spektrometer 3 (LLIF) über 20 s mit
einer Spannung von 20 kV und 8 nA. Als Standard wurde eine Kupferzinklegierung
verwendet.
Messungen
auf
dem
Obsidianglasstandard
MM3
ergeben
eine
Bestimmungsgrenze von 147 ppm Cu. Aufgrund der Untersuchungen von Kamenetsky &
Danyushevsky (2005) sind die gewonnenen Cu-Daten nur unter Vorbehalt zu verwenden.
_________________________________________________________________________
61
Standard
Spektrometer 1
Albit
Si
Apatit
P
Kaersutit
K
Kaersutit
Ca
Spektrometer 2
Baryt
S
Apatit
Cl
Kaersutit
Ti
Spektrometer 3
Ol-SC
Mn
Kaersutit
Fe
Spektrometer 4
Na-Feldspat
Na
Apatit
F
Kaersutit
Mg
Al
Na-Feldspat
Kristall
Messzeit
Peak [s]
Bestimmungsgrenze [ppm]
Bestimmungsgrenze [wt.%]
PET
PET
PET
PET
12
60
24
40
2825
581
953
612
SiO2
P2O5
K2O
CaO
0.60
0.13
0.11
0.09
PET
PET
PET
30
80
60
713
579
518
SO2
Cl
TiO2
0.14
0.06
0.09
LLIF
LLIF
80
40
481
710
MnO
FeO
0.06
0.09
TAP
TAP
TAP
8
30
40
1191
467
366
Na2O
F
MgO
0.16
0.05
0.06
TAP
20
425
Al2O3
0.08
Tab. 3.3: Messprogramm für EMPA-Messungen mit Bestimmungsgrenzen, ermittelt am
Obsidianstandard MM 3 (Nash 1992).
Standard
Obsidianglas MM3
Apatit
Albit
Kaersutit USNM 143965
Olivin-San Carlos
Na-Feldspat
Herkunft
University of Utah
P+H Developments, GB
P+H Developments, GB
Smithsonian Institution
Smithsonian Institution
P+H Developments, GB
Baryt
Kupferzink
P+H Developments, GB
P+H Developments, GB
Referenz
Nash 1992
Jarosewich et al. 1980
Jarosewich et al. 1980
Tab. 3.4: Quellen und Referenzen der verwendeten Standards.
Nielsen & Sigurdsson (1981), Devine et al. (1995) und Morgan & London (1996) haben
bei der Untersuchung von Wasser- und SiO2-reichen Gläsern die Diffusion von Alkalien
festgestellt. Natrium (Na) ist besonders von diesen Diffusionserscheinungen betroffen.
Messungen von Morgan & London (1996) ergaben eine exponentielle Abnahme der NaIntensitäten bei einer Messzeit von 60 s in wasserreichen (~ 5% H2O) Gläsern. Durch die
Verlagerung der Natrium-Messung zu Beginn des Messprogramms, der Veränderung der
Messzeit (8 s), die Verwendung geringer Energien (8 nA, 15 kV) und die Vergrößerung
62
_________________________________________________________________________
des Elektronenstrahldurchmessers lässt sich die Diffusion verringern. Aus der geringen
Anregungsenergie ergeben sich aber auch Nachteile, wie z. B. geringere Intensitäten und
dadurch verursachte schlechtere peak-background Statistiken. Durch eine verlängerte
Messzeit können diese Nachteile zum Teil kompensiert werden. Dietrich (1999) konnte bei
der M essun g d er Intensitäten als F unktion der Z eit, „R ekorder“-Funktion der CAMECA
SX100, über 30 s keine Alkalidiffusion beobachten. Dies kann am geringen Wassergehalt
der von Dietrich (1999) untersuchten Proben liegen, wie SIMS- und FTIR-Analysen zeigen
(< 2 % H2O). Diffusionserscheinungen können aber trotzdem nicht ausgeschlossen werden,
da der Elektronenstrahl vor der eigentlichen Messung einige Sekunden auf der Probe steht
(Dietrich 1999).
Si
Ti
Al
Fe
Mn
Mg
Ca
Na
K
Cl
F
P
S
O analyzed
O stoichiom.
Total
Total (- H2O)
Obsidianstandard MM3
Nash (1992)
Messung IMMR
n=130
n=66
mean
sd
mean
sd
35.890 0.320 36.298 0.509
0.080
0.020
0.078
0.012
6.590
0.070
6.685
0.290
0.510
0.040
0.515
0.044
0.040
0.020
0.034
0.009
0.040
0.010
0.037
0.011
0.380
0.020
0.402
0.044
2.590
0.090
2.431
0.605
4.330
0.050
3.096
0.433
0.070
0.010
0.058
0.010
0.140
0.030
0.003
0.005
0.007
0.008
0.009
0.011
49.410 0.300
49.176 0.563
100.07
0.42
99.50
98.83
max
37.673
0.108
8.757
0.674
0.055
0.086
0.704
6.358
3.934
0.085
0.021
0.040
0.046
min
34.430
0.030
6.408
0.371
0.009
0.020
0.341
0.297
1.628
0.030
0.001
0.001
0.002
51.117
47.635
109.66
91.20
Tab. 3.5: Statistische Auswertung der Reproduzierbarkeit der Mikrosonden-Messungen
für den Obsidianstandard MM3 von Nash (1992).
Die Reproduzierbarkeit und Richtigkeit der Messungen wurden an dem Obsidianstandard
MM3 durchgeführt. Die Zertifizierung erfolgte durch Nash (1992) mit einer CAMECA
SX50 mit 15 kV, 25 nA und 5-25 µm Strahldurchmesser.
Der Vergleich der Mittelwerte zeigt eine gute Übereinstimmung mit den von Nash (1992)
ermittelten Daten (Tab. 3.5). Die Mittelwerte von Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, Cl und F liegen im
_________________________________________________________________________
63
1-Bereich. Si, Al und Na befinden sich im 2-Bereich der von Nash (1992) zertifizierten
Daten. Kalium liegt unterhalb der zertifizierten Werte von Nash (1992), dies ist auf eine
inhomogene Verteilung von Kalium im Standard zurückzuführen. Phosphor und Schwefel
können nicht bewertet werden, da sie von Nash nicht untersucht wurden. Die
Gesamtsumme der Elemente liegt knapp außerhalb des 2-Bereiches, was sich durch die
inhomogene Verteilung und die geringen Kaliumgehalte erklären lässt.
3.2.3 Protonenstrahlmikrosonde (PIXE)
Dr. A. Wallianos hat in Zusammenarbeit mit Dr. A. Dietrich ein analysetechnisches
Promotionsprojekt für die Messung von Schmelzeinschlüssen optimiert und durchgeführt
(Wallianos 1998). Bei der Proton Induced X-ray Emission (PIXE) induziert ein MeV
starker Protonenstrahl eine Röntgenstrahlung (Fraser 1995), wobei der qualitative wie
quantitative Nachweis energiedispersiv durch charakteristische Röntgenstrahlung erfolgt.
Abb. 3.1: Schematische Aufbauzeichnung der PIXE in Max-Planck-Institut für
Kernphysik in Heidelberg, nach Wallianos (1998) und Dietrich (1999).
In einem Van Graaf Beschleuniger der PIXE des Max-Planck-Instituts für Kernphysik in
Heidelberg (Traxel et al. 1995) werden Protonen aus einer Kaltkathoden-Penning-
64
_________________________________________________________________________
Protonenquelle mit maximal 3MeV beschleunigt. Sie treffen über mehrere Umlenkungen
und magnetische Linsen auf die Probenebene. Der Protonenstrahl lässt sich durch ein
Blendensystem und einen Präzisions-Quadrupolduplett auf minimal 1,1 µm2 fokussieren.
Mittels eines Si(Li)-Detektors mit 80 mm2 Fläche werden die Röntgenstrahlen aufgefangen
(Dietrich 1999; Wallianos 1998). Abbildung 3.1 zeigt den schematischen Aufbau der PIXE
im Max-Planck-Institut in Heidelberg.
Die Schmelzeinschlüsse wurden mit einem 2,2 MeV Protonenstrahl mit weniger als 100
pA über 20 h gemessen. Mit dem Software-Paket GUPIX (Maxwell et al. 1989; 1995)
fand, unter Einbeziehung der Sekundärfloureszenz, eine Tiefenmodellierung der
eingefangenen Röntgenstrahlen statt (Wallianos 1998; Dietrich 1999).
Da die Nachweisgrenze der EMPA und PIXE von der Bremsstrahlung abhängig ist und
Protonen im Vergleich zu Elektronen eine 2000fach größere Masse aufweisen, ist die
Bremsstrahlung der PIXE geringer und liefert somit Nachweisgrenzen im ppm-Bereich.
Verursacht wird die Bremsstrahlung durch Sekundär-Elektronen. Sie tritt hauptsächlich bei
den leichten Elementen bis zu Eisen auf. Die Elemente mit Ordnungszahlen größer als 20
(Ca) zeigen Nachweisgrenzen im ppm-Bereich. Zwischen Eisen (Fe, 26) und Yttrium (Y,
39) ist sogar eine Nachweisgrenze im sub-ppm-Bereich feststellbar (Dietrich 1999;
Wallianos 1998).
Zur Berechnung der Nachweisgrenzen werden drei Standardabweichungen
der
Background-Intensität herangezogen, um einen peak zu ermitteln. Durch Überlappungen
von verschiedenen Element-peaks wird der effektive background verwischt. Um ihn
dennoch zu bestimmen wird der überschneidende Teil des benachbarten peaks (O) zum
background der Bremsstrahlung (B) addiert (Formel 3.1). Die Berücksichtigung des
systematischen Fehlers erfordert die Addition von 1 % des Überschneidungsbereichs zur
Wurzel des effektiven backgrounds.
Damit lässt sich die Nachweisgrenze mit Hilfe der Zählrate P des zu bestimmenden
Elements mit folgender Formel berechnen. In Abb. 3.2 sind die Nachweisgrenzen der
Schmelzeinschlüsse nach ihrer Atomzahl dargestellt (Wallianos 1998; Dietrich 1999).
LOD[ ppm] 
Formel 3.1
3
 B  O  0,01 O 
P[ ppm]
_________________________________________________________________________
65
Abb. 3.2: Nachweisgrenzen der PIXE für Schmelzeinschlüsse nach Dietrich (1999) und
Wallianos (1998).
Die Eindringtiefe der Protonen ist abhängig von der Protonenenergie und der
Matrixzusammensetzung. Sie kann von wenigen µm bis zu 100 µm reichen. Bei den
Messungen der Schmelzeinschlüsse liegt die Eindringtiefe von Protonen mit 2,2 MeV bei
ca. 40 µm. Die Analysetiefe ist dagegen elementspezifisch, da jedes Element
charakteristische Energien an Röntgenstrahlung abgibt. Zudem wird die Strahlung durch
die umgebende Matrix des Schmelzeinschlusses durch Absorption abgeschwächt. Abb. 3.3
zeigt die Abhängigkeit der Analysetiefe von der Ordnungszahl des Elements Z. Die
Darstellung zeigt die prozentualen Anteile der akkumulierten Zählraten als Funktion der
Tiefe und Ordnungszahl Z (Dietrich 1999; Wallianos 1998).
Da die Bildung von Röntgenstrahlen bzw. –quanten den Gesetzmäßigkeiten der PoissonStatistik unterliegt, ist die Reproduzierbarkeit der abgeleiteten Elementkonzentrationen
durch den statistischen Fehler
N der akkumulierten peak-Zählergebnisse N bestimmt.
Die Richtigkeit bei der Bestimmung absoluter Elementkonzentrationen ist abhängig von
der korrekten Erfassung der verwendeten Strahlladung und der verwendeten Kalibration
(Wallianos 1998; Dietrich 1999).
66
_________________________________________________________________________
Abb. 3.3: Tiefenanteile der akkumulierten Röntgenstrahlung der PIXE für die Elemente
von Na bis Zr, nach Wallianos (1998) aus Dietrich (1999).
Abb. 3.4: PIXE-Analyseergebnisse des Standards BCR-1 normiert an zertifizierten Werten
mit der 5 % Abweichung von den zertifizierten Daten (gepunktete Linie) sowie
der Streuung der zertifizierten Werte (durchgezogene Linie), nach Wallianos
(1998) aus Dietrich(1999).
Zur Überprüfung der Richtigkeit verwenden Wallianos (1998) und Dietrich (1999) den
Basalt-Standard BCR-1 und zeigen eine Reproduzierbarkeit im Bereich von ±5%, die auch
_________________________________________________________________________
67
auf das Elementspektrum gegeben werden kann (Abb. 3.4). Die Elemente Mg und Al
bilden eine Ausnahme, da sie weiche Röntgenstrahlung emittieren, die von der Eisschicht
am stickstoffgekühlten Detektorfenster absorbiert wird. Hieraus ergibt sich ein
systematischer Fehler von 10 %, da die Eisschicht mit der Zeit eine variable Dicke
aufweist. Die Bestimmung von Phosphor ist aufgrund der Lage des P-peaks auf der
Flanke des Si-peaks mit einem relativ großen Fehler behaftet. Weiterhin ergaben
Analysen für Zink (Zn) eine inhomogene Verteilung im Standard (Wallianos et al. 1997;
Wallianos 1998).
3.2.4 Nuclear Reaction Analysis (NRA)
Durch den Beschuss von Atomen mit Protonen entstehen nicht nur Röntgenstrahlen, die
bei der PIXE genutzt werden, es kommt auch zu Kernreaktionen. Die qualitative und
quantitative Erfassung von emittierten -Strahlen und Teilchenemissionen können mit der
PIGE (Proton-Induced Gamma-ray Emission) und NRA (Nuclear Reaction Analysis)
genutzt werden.
Wallianos (1998) und Dietrich (1999) führten Versuche zur Messung von Bor und Lithium
in Schmelzeinschlüssen mittels NRA am Laboratoire Pierre Sue in Saclay/ Frankreich
durch. Zur Bestimmung von B und Li werden die Kernreaktionen
11
B, 8Be und 7L,
4He beobachtet. Da die Resonanzenergie der Bor-Reaktion bei 660 keV liegt, wurden die
Bedingungen für den Nachweis von Bor mit der NRA optimiert. Ein Protonenstrahl mit
700 keV Anregungsenergie wird auf die Probe geleitet, wodurch -Teilchen emittieren, die
von einem 100 mm2 surface barrier Detektor erfasst werden (Dietrich 1999; Mosbah et al.
1995; Métrich et al. 1998; Rio et al. 1995; Wallianos 1998).
3.2.5 Sekundärionen-Mikrosonde (SIMS)
Dr. J. Webster (American Museum of Natural History) untersuchte Schmelzeinschlüsse
mit einer CAMECA IMS 3f Secondary Ion Mass Spectrometer (SIMS) des Woods Hole
Laboratorium, Massachusetts, auf Haupt- und Spurenelemente. Am Geoforschungszentrum
Potsdam analysierte Dr. M. Wiedenbeck die Bor-Isotope einiger Schmelzeinschlüsse mit
einer CAMECA IMS 6f. Da die Analyse von Haupt- und Spurenelementen bei Webster &
Duffield (1991) beschrieben ist, soll hier nur auf die Bor-Isotopen Messungen eingegangen
werden.
68
_________________________________________________________________________
Zur Bestimmung der Bor-Isotopie wird ein Ionenstrahl aus
16
O--Ionen mit einer Energie
von -12,5 kV bei 30 nA mit einem Durchmesser von 20 µm verwendet. Die aus der Probe
herausgelösten Sekundär-Ionen beschleunigen in einem elektrischen Feld mit +10 kV und
gelangen in ein angeschlossenes Massenspektrometer. In 40 bis 80 Zyklen werden die
Massensequenzen 5,75 Background (0,1 s), 6Li (2 s), 10B (20 s), 11B (10 s), 30Si (2 s), 41K
(2 s) und 41,25 Background (0,1 s) gemessen. Die Kalibrierung erfolgt mit dem Standard
NIST SRM610, einem synthetischen Glas, das mit 356 ppm Bor dotiert ist (Pearce et al.
1997) und eine Borisotopenzusammensetzung von 11B = -1,05 ‰ aufw eist (Kasemann
2001).
Schmelzeinschlüsse mit einem kleineren Durchmesser als der Ionenstrahl können zu
Problemen bei der Messung führen. Kleine Einschlüsse werden über die Messzeit
verbraucht und es kommt zu einem Anstieg des
30
Si- und Abfall des 41K Signals. Weitere
Probleme verursachen Blasen sowie Mikromineraleinschlüsse in den Schmelzeinschlüssen
selbst. Aufgrund dieser Probleme ist das Massenspektrometer auf maximale Sensitivität
eingestellt worden, was eine relativ schlechte interne Präzision der 11B-Messungen zur
Folge hat. Bei Analysen unter idealeren Bedingungen liegt die interne Präzision bei ca. ± 1
% (1). Unter oben beschriebenen Bedingungen ist sie um Faktor ~3 schlechter. Die
externe Reproduzierbarkeit des Standards durch wiederholte Messungen liegt bei 3 ‰ .
3.2.6
Laser Ablation Inductively Coupled Plasma – Massenspektrometrie
(LA ICP-MS)
Die Laser Ablation Inductively Coupled Plasma – Massenspektrometrie (LA ICP-MS)
erfolgte am Institut für Isotopengeologie und Mineralische Rohstoffe an der
Eidgenössischen Technischen Hochschule (ETH) in Zürich. Eine LA ICP-MS
Analyseanordnung setzt sich aus drei Teilen zusammen: der UV Laser Optik, der visuellen
Optik mit Probeneinheit und dem ICP Massenspektrometer (Abb. 3.5).
In der ersten Einheit wird der Laserstrahl mit einem ArF 193nm Excimer Laser Compex
110 erzeugt. H ierb ei han delt es sich um einen „K altlichtlaser“, bei dem U V -Photonen von
einem an geregten „dimer“ in eine G asm ischun g em ittiert w erd en. Je nach G asm ischun g
variiert die Wellenlänge des Lasers, z. B. XeCl (308nm), KrCl (248nm), ArF (193nm) oder
F2 (157nm). In Zürich wird ein ArF-Gemisch mit einer Wellenlänge von 193nm
verwendet. Die kurzen Wellenlängen (< ~ 200nm) zerstören beim Ablationsprozess die
chemische Bindung der Probe, wogegen es bei langwelligerem Licht zu einer Ablation
_________________________________________________________________________
69
durch Aufheizen bis Schmelzen des Probenmaterials kommt. Nach der Erzeugung
durchläuft das Licht einen Strahlhomogenisierer, der die Aufgabe hat, das Licht
gleichmäßig zu verteilen, so dass unabhängig vom Strahldurchmesser (4-120µm) immer
die gleiche Energiedichte auf die Probe fällt (2-35 J/cm2 pro Impuls).
Abb. 3.5: Schematische Darstellung der Geräteanordnung der LA ICP-MS an der ETH in
Zürich, aus Heinrich et al. (2003).
Die zweite Einheit besteht aus einem Mikroskop und der Probenzelle. Der Laser muss im
Mikroskop dispersionsfrei auf die Probe gelenkt werden können, um eine gleichmäßige
„S chicht für S chicht“-Ablation sowie einen ebenen Boden im Krater zu ermöglichen
(Heinrich et al. 2003). Die Bildung eines ebenen Kraters ist nur bis zu einer bestimmten
Tiefe möglich, die annähernd dem oberen Durchmesser des Kraters entspricht. Auf Grund
der konischen Form des Laserstrahls, der durch die Anordnung der Optik bedingt ist, ist
auch der Ablationskrater konisch geformt (Abb. 3.6).
Bei dem Probenhalter handelt es sich um eine Zelle, die von Gas durchströmt wird und das
ablatierte Material dem Massenspektrometer zuführt. Länge und Durchmesser der
Schläuche sowie die Form und Größe der Probenzelle beeinflussen die Probendichte im
Plasma der ICP-MS und somit auch das ICP-MS Signal selbst. Eine große Probenkammer
(20 – 100 cm3) führt zu einem relativ langen Signal mit geringer Intensität. Dies hat den
Vorteil einer größeren Anzahl von Messungen auf Einzelelemente und somit eine
70
_________________________________________________________________________
repräsentativere und besser reproduzierbare Analyse. Eine kleine Probenkammer (1 – 5
cm3) eignet sich dagegen für Fluid- und Schmelzeinschlüsse. Sie führt zu kürzeren
Signalen sowie einem größeren Verhältnis des Signals zum Hintergrundrauschen für jedes
Einzelelement. Vorteil hierbei ist eine bessere Nachweisgrenze, jedoch leidet die
Repräsentativität und Reproduzierbarkeit (Heinrich et al. 2003).
Abb. 3.6: Schematische Darstellung eines Schmelzeinschlusses (melt inclusion, MI) mit
Ablationskrater (ablation pit). Der Schmelzeinschluss wird durch einen
Ellipsoid mit den Achsen a, b, und c repräsentiert. Das mit dem
Schmelzeinschluss ablatierte Material des Wirtminerals (host) wird mit Hilfe
des Radius R und der Höhe des Schmelzeinschlusses 2c berechnet, nach Halter
et al. (Halter et al. 2002).
Der Transport des ablatierten Materials erfolgt über ein Gasgemisch aus Helium und
Argon. Argon dient zu Ionisierung im Plasma, Helium verhindert bzw. reduziert die
Ablagerung (Kondensation) des Probenmaterials am Kraterrand und erhöht die
Signalintensität um das Dreifache (Heinrich et al. 2003; Günther & Heinrich 1999).
Der dritte Teil der Messanordnung besteht aus einem Quadrupol Massenspektrometer,
ELAN 6000, mit einem linearen dynamischen Messbereich von 9 Zehnerpotenzen im
dualen Detektormodus. Diese Einstellung ermöglicht eine Analyse von 100 wt. % bis zu
wenigen ng/g während der gleichen Messung. Dies ist jedoch stark von der Größe der
Schmelzeinschlüsse abhängig, je größer der Einschluss, desto besser die Nachweisgrenze.
Die LA ICP-MS Analysen wurden mit einer Laserenergie zwischen 110-118 mJ
durchgeführt. Gasfluss und Einstellungsparameter für die ICP-MS orientieren sich an den
Daten von Halter et al. (2002). Die Daten der Analyse setzten sich aus den ermittelten
Intensitäten pro Zeiteinheit zusammen und lassen sich simultan graphisch darstellen. Die
Berechnung der quantitativen Elementkonzentrationen erfolgt in drei Schritten. Erstens die
_________________________________________________________________________
71
Umwandlung des analytischen Signals in Elementverhältnisse mit Hilfe eines externen
Standards. Zweitens die Elementkonzentrationen berechnet mit dem Mittelwert eines
internen Standards. Im letzten Schritt werden die Elementkonzentrationen des
Wirtminerals vom gemischten Signal des Schmelzeinschlusses und des Wirts subtrahiert
(Bestimmung der Schmelzeinschlussgröße siehe Abb. 3.6). Die Berechnungen sollen hier
nicht weiter ausgeführt werden, da sie bei Halter et al. (2002) eingehend beschrieben sind.
72
_________________________________________________________________________
4
Ergebnisse und Diskussion
4.1
Gesamtgesteinsgeochemie
4.1.1 Gesamtgesteinsklassifizierung
Im SiO2-Zr/TiO2 Diskriminationsdiagramm nach Winchester & Floyd (1977) plotten die
tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua und Chorolque als Rhyodazite bis Dazite (Abb.:
4.1A). Die Trägergesteine der polymetallischen Lagerstätten Laurani und Carangas liegen
im Bereich der Rhyodazite bis Dazite bzw. Rhyolithe. Die Gesteine aus Kori Kollo zeigen
dagegen eine größere Streuung von Rhyodazit über Dazit bis Andesit. Ein ähnliches Bild
zeigt sich bei den SiO2-Zr/TiO2 Diskriminationsdiagrammen der copper porphyry-Systeme
(Abb. 4.1B-E). Die Daten der Lagerstätten Chuquicamata, El Salvador, Los Pelambres und
Mantos Blancos liegen im Dazit- bis Rhyodazitfeld. Eine starke Streuung der Daten von
Rhyolith bis zu Andesit ist auf eine intensive hydrothermale Überprägung der Gesteine mit
Silifizierung bzw. SiO2-Abfuhr zurückzuführen. Besonders deutlich wird dies an den
Proben von Kori Kollo, deren geochemische SiO2-Daten von Rhyolith bis in das Feld der
Trachyandesite reichen, aber petrologisch als Dazite eingestuft werden (Learned et al.
1992; Long et al. 1992; Columba & Cunningham 1993; Drake et al. 1997).
Ausnahmen von diesem Trend bilden die dioritischen Stöcke und sills sowie die mafischen
Gänge von Mantos Blancos, die als Andesite und Basalte plotten (Abb. 4.1E) und die
Basalte aus Los Pelambres (Abb. 4.1D). Diese Gesteine sind noch in einem relativ frischen
Zustand und haben keine intensive Veränderung in ihrer SiO2-Zusammensetzung erfahren.
Mittelwerte der immobilen Elemente wie Ti, Zr, Hf und Ta liegen in den Gesteinen der tin
porphyries und polymetallischen Lagerstätten im Bereich der oberen kontinentalen Kruste
(Taylor & McLennan 1995), wobei die Ta-Daten der polymetallischen Lagerstätten eine
Tendenz zur unteren kontinentalen Kruste erkennen lassen (Tab. A2+3). Die Daten der
intermediären bis sauren Gesteine der copper porphyries befinden sich ebenfalls im
Bereich der oberen kontinentalen Kruste, wogegen die Basalte in Los Pelambres und die
dioritischen Stöcke und sills in Mantos Blancos im Bereich der unteren kontinentalen
Kruste liegen (Tab. A4).
_________________________________________________________________________
73
Abb. 4.1: SiO2-Zr/TiO2 Diskriminationsdiagramme nach Winchester & Floyd
(1977) der Gesamtgesteine für die tin
porphyry- und polymetallischen Systeme
(A) sowie die copper porphyryLagerstätten Chuquicamata (B), El
Salvador (C), Los Pelambres (E) und
Mantos Blancos (F, eigene Daten und von
Ramírez 2005).
74
_________________________________________________________________________
4.1.2 Multielementdiagramme
Zur Charakterisierung von magmatischen Gesteinen werden Seltene Erden Elemente und
Th, Ta, Nb und Zr verwendet. Diese Elemente zeigen bei schwacher Metamorphose,
Verwitterung und hydrothermaler Alteration weitgehend immobiles Verhalten. Die
Auswertung der C1-Chondrit (Anders & Grevesse 1989) normierten Daten erfolgt zum
Teil nach den Lithologien der Einzellagerstätten, insgesamt sollen aber die Lagerstätten
untereinander verglichen werden (Abb. 4.1A-H).
In allen Diagrammen zeigt sich eine zum Teil mehr oder weniger deutlich ausgeprägte
negative Tantal-Niob-Anomalie. Auf Grund von Schwierigkeiten bei der Messung bzw.
dem Aufschluss der Proben können in den Diagrammen aus Mantos Blancos und den
mafischen Lithologien aus Los Pelambres keine Ta-Daten angegeben werden (Abb. 4.1FH). Ta und Nb werden bei der Subduktion mit den Fluiden aus der subduzierten Platte
ausgetrieben und im Mantelkeil in Klinopyroxene und Granate des Residuums eingebaut.
Dieses immobile Verhalten führt zu einer Abreicherung von Ta und Nb in der
neugebildeten Schmelze, die typisch ist für alle subduktionsbedingt gebildeten Gesteine.
Beim Vergleich der Leichten Seltenen Erden (Light Rare Earth Eelements, LREE) zeigt
sich eine geringe Anreichung bei den tin porphyry-Systemen und polymetallischen
Lagerstätten gegenüber den copper porphyry-Systemen. Die leicht erhöhte Anreichung
kann auf einen höheren Fraktionierungsgrad der bolivianischen Schmelzen gegenüber den
copper porphyries zurückgeführt werden.
Zirkongehalte in den Proben zeigen ein uneinheitliches Bild im Vergleich zur oberen
kontinentalen Kruste (upper crust) und gesamten kontinentalen Kruste (bulk crust). In den
tin porphyry-, polymetallischen und den copper porphyry-Lagerstätten Los Pelambres
(Basalt) und Mantos Blancos (mafische Gänge) tritt eine deutliche bis leicht negative
Zirkonanomalie auf. In den Proben aus Chuquicamata, El Salvador, Los Pelambres
(Tonalit, Black Porphyry und Porphyry 1+2) und Mantos Blancos (Rhyolith, Granodiorit
und dioritischen Gänge und sills) ist eine leichte positive Zirkonanomalie zu beobachten.
_________________________________________________________________________
75
Abb. 4.2A+B:Multielementdiagramme der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua und
Chorolque (A) und der polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo, Laurani
und Carangas (B).
76
_________________________________________________________________________
Abb. 4.2C+D:Multielementdiagramme der copper porphyry-Systeme Chuquicamata (C)
und El Salvador (B).
_________________________________________________________________________
77
Abb. 4.2E+F: Multielementdiagramme der felsischen Lithologien (E) und mafischen bis
intermediären Lithologien (F) des copper porphyry-Systems Los Pelambres.
78
_________________________________________________________________________
Abb. 4.2G+H: Multielementdiagramme der felsischen Lithologien (G) und mafischen bis
intermediären Lithologien (H) des copper porphyry-Systems Mantos
Blancos.
_________________________________________________________________________
79
Die Datensätze von Llallagua, Carangas, der Rhyolith und Granodiorit aus Mantos Blancos
sowie die Andesite und Indio Muerto Rhyolithe aus El Salvador weisen eine deutliche
negative Europium-Anomalie auf. Dies lässt sich durch die Fraktionierung von Feldspat
erklären (Graf 1977). Im Gegensatz dazu zeigen Proben aus Potosi und Kori Kollo eine
positive Eu-Anomalie. Da nicht alle Proben aus Potosi und Kori Kollo eine positive EuAnomalie aufweisen, ist eine alterationsbedingte Eu-Anreicherung durch Fluidephasen
nicht auszuschließen. Nach Cunningham et al. (1996) sind Eu-reiche Plagioklase in einer
tieferen Magmenkammer der Ausgangspunkt dieser Eu-reichen Fluide. Für diese Theorie
wären die Plutone unter der nahegelegenen Karikari Caldera bzw. Soledad Caldera
potentielle Kandidaten. Da Plagioklase auch in geringem Maße LREE anreichern, könnten
die Fluide auch für die leicht erhöhten LREE-Werte verantwortlich sein. Bei der Alteration
ist die Löslichkeit von Eu von der Sauerstofffugazität und der Temperatur abhängig
(Michard 1989; Bau 1991; Lottermoser 1992). Proben mit positiver Eu-Anomalie stammen
nach Dietrich (1999) aus der Serizitisierungszone, in der der Anteil meteorischer Wässer
im Hydrothermalsystem steigt und zu steileren Temperatur- und Redoxgradienten führt.
Im Vergleich zu den Referenzdaten der oberen kontinentalen Kruste (upper crust) und
gesamten kontinentalen Kruste (bulk crust) von Taylor & McLennan (1995) zeigen die
Datensätze aus Llallagua, Chorolque, Laurani, Carangas, Mantos Blancos sowie die
Andesite und der Indio Muerto Rhyolith aus El Salvador im Bereich der Schweren
Seltenen Erden (Heavy Rare Earth Elements, HREE) einen fast parallelen Verlauf. Im
Gegensatz dazu weisen Potosi, Kori Kollo, Chuquicamata, die porphyries aus El Salvador
und die sauren bis intermediären Gesteine aus Los Pelambres auf eine starke
F raktionierun g der H R E E hin. E in sogenannter „B auch “ oder „L ö ffel“ bildet sich bei einer
partiellen Schmelzbildung im Stabilitätsfeld von Granat und Hornblende. Beide Minerale
können HREE in ihr Kristallgitter einbauen. In Fall von Potosi verweisen Wolf (1973),
Francis (1981) und Schneider (1985) auf granatführende intermediäre Tuffe und Laven im
Los Frailes-Karikari Vulkanfeld, zu dem auch Potosi gehört. Dietrich (1999) hält dagegen
eine Fraktionierung von Hornblende für wahrscheinlicher, da sie zu einem bauchartigen
HREE-Muster führt. Die Fraktionierung von Granat im Residuum sollte dagegen ein
steileres Muster ausbilden, so wie es für Potosi und Kori Kollo ausgebildet ist.
80
_________________________________________________________________________
4.1.3 Hydrothermale Alteration
Die hydrothermale Alterationsmineralogie wurde nach Dietrich (1999) durch Dünnschliffe
abgeschätzt. Mit den neuen Proben wurde ebenso verfahren und sie in Turmalinisierung,
Serizitisierung, Propylitisierung und Silifizierung eingeteilt.
Turmalinisierung und Serizitisierung äußern sich geochemisch durch die Verdrängung von
Feldspäten und Biotit durch Turmalin und kaliumhaltige Glimmer, wie z. B. Serizit und
Illit. Bei der Verdrängung von Plagioklas kommt es zu einer Abnahme von Na2O und CaO.
Turmalinisierte Proben zeichnen sich aus durch eine Abreichung von Na2O und CaO um
eine Größenordnung, Serizitisierung um zwei Potenzen. Die geringere Abnahme von Na2O
bei der Serizitisierung ist auf den Einbau von Na in Turmalin zurückzuführen. Dagegen
zeigen die propylitisierten Proben keine Abreicherungserscheinungen und liegen im
Bereich der oberen kontinentalen Kruste, wie die Proben aus Kori Kollo und einige copper
porphyry-Systeme zeigen.
Die bolivianischen Proben zeigen eine deutliche Abreicherung von Na2O und CaO und
weisen auf Turmalinisierung bzw. Serizitisierung hin (Abb. 4.3A). Diese Abreicherung ist
bei den copper porphyry-Systemen nicht so stark ausgebildet (Abb. 4.3B) wie die
Dreiecksdiagramme der molaren Verhältnisse von Al2O3, K2O und Na2O+CaO in Abb. 4.4
darstellen. Die advanced argillic alterierten Proben aus Potosi liegen unterhalb der
Nachweisgrenze von Na2O mit < 0,01 wt. % (Dietrich 1999).
Im K2O-Rb Diagramm (Abb. 4.3C und D) zeigt sich eine Konzentration von K und Rb in
propylitisierten, serizitisierten und durch Kalium-Metasomatose (potassic) alterierten
Proben, durch die Neubildung und teilweise Resistenz kaliumhaltiger Minerale, wie KFeldspäte und Glimmer (Serizit). Proben mit Abreicherung von K2O und Rb korrelieren
mit den turmalinisierten Proben aus Potosi, Chorolque, Llallagua, Kori Kollo (Abb. 4.3C)
und Mantos Blancos (Abb. 4.3D).
Fe und Mg sind Hauptbestandteile des Biotits, in der mafischen Phase saurer bis
intermediärer Gesteine. Bei der Alteration wird Biotit durch Chlorit, Serizit und Turmalin
verdrängt. Auf Grund der Serizitisierung, Propylitisierung und Kalium-Metasomatose
(potassic) sind die meisten Proben an MgO abgereichert. Ein leichte Anreicherung von
MgO tritt nur bei turmalinisierten Proben auf, wie z. B. den Proben aus Chorolque, die um
den Wert der bulk crust liegen (Abb. 4.3E). Eine deutliche Zunahme der MgO- und FeOGehalte zeigen die Proben im Bereich der upper crust. Hierbei handelt es sich um die
potassic alterierten Andesite aus Los Pelambres (Biotitneubildung) und die mafischen
Gänge aus Mantos Blancos (Abb. 4.3F). Erhöhte FeO-Werte sind nach Dietrich (1999) auf
_________________________________________________________________________
81
die Bildung von hypogenem Pyrit und dessen Verwitterung zu Fe-Hydroxiden
zurückzuführen.
Das SiO2-K2O-Diagramm (Abb. 4.3G und H) erlaubt eine Abschätzung der Silifizierung
und den Grad der Neubildung kaliumhaltiger Mineralphasen durch Serizitisierung und
potassic-Alteration. Da bei der Zerstörung von Feldspäten und der Neubildung von Serizit
SiO2 freigesetzt wird, findet neben der Serizitisierung oft gleichzeitig eine bereichsweise
Silifizierung der Gesteine statt. Geringe SiO2-Werte deuten auf eine Abfuhr von Quarz hin
oder die Gesteine besitzen primär einen niedrigen SiO2-Gehalt wie die mafischen Gänge
aus Mantos Blancos.
82
_________________________________________________________________________
Abb. 4.3: Variationsdiagramme
Gesamtgesteine der tin porphyry-Systeme
Potosi, Llallagua, Chorolque und der
polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo,
Laurani, Carangas (A, C, E, G) und den
copper porphyry-Lagerstätten
Chuquicamata, El Salvador, Los Pelambres
und Mantos Blancos (B, D, F, H).
_________________________________________________________________________
83
Die Dreiecksdiagramme der molaren Verteilung von (Na2O+CaO)-K2O-Al2O3 zeigen für
die tin porphyries und polymetallischen Lagerstätten eine deutliche Serizitisierung sowie
Turmalinisierung und Neubildung von Kaolinit, die auf Argillitisierung zurückzuführen ist
(Abb.4.4). Dagegen weisen die copper porphyries einen Trend von der Feldspat-Reihe
zum Serizit auf. Dies lässt auf potassic-Alteration und Serizitisierung der Gesteine
schließen (Abb. 4.4B-E).
Abb. 4.4: Dreiecksdiagramme der molaren
Verhältnisse (Na2O+CaO)-K2O-Al2O3
der Gesamtgesteine der tin porphyry,
polymetallischen Lagerstätten (A) und
copper porphyries (B-E). Referenzdaten
aus Deer et al. (1967) und
www.webmineral.com.
84
_________________________________________________________________________
4.1.4 Basalte aus Los Pelambres
Innerhalb des Tonalitkörpers des copper porphyry-Systems Los Pelambres wurden an der sog.
Plaza Italia dunkle, feinkörnige Gesteine entdeckt, die von ihrem äußeren Erscheinungsbild
nicht in die Tonalite passen. Sie werden in der Mine als Meta-Andesite bzw. Meta-Diorite
bezeichnet und sind von großem Interesse, da sie sichtbar mehr Kupferminerale enthalten
sollen als die umgebenden Tonalite. Durch eigene Beobachtungen im Gelände und aus
Bohrprofilen zeigt sich, dass diese Gesteine wie umgedrehte, große Tropfen im Tonalit
vorkom m en. Z ur U ntersuchung w u rden am „T ro pfen“ an der P laza Italia über ca. 100 m acht
Proben genommen.
Makroskopisch lässt sich die Zusammensetzung des Gesteins nicht feststellen. Es handelt sich
um ein sehr feinkörniges, dunkles Gestein mit deutlich sichtbaren veinlets und disseminerter
Kupfermineralisation. Um die veinlets hat sich ein Halo aus helleren Mineralen gebildet.
Mikroskopisch zeigt sich ein uneinheitliches Bild. Die Probe JW3 setzt sich aus 60-50 %
Plagioklas, 30-20 % Biotit, 20-10 % K-Feldspat plus Quarz und Chlorit besonders in den
veinlets zusammen. Dagegen steigt in den meisten Proben der Biotitanteil über 60 % und der
Quarzanteil außerhalb der veinlets nimmt ebenfalls zu. Plagioklase und Kalifeldspäte nehmen
stark ab. Dies lässt auf potassic-Alteration schließen, in der Biotit vorherrschend ist.
Geochemisch zeigen die Gesteine der Plaza Italia im SiO2-Zr/TiO2 Diskriminationsdiagramm
nach Winchester & Floyd (1977) eine basaltische Zusammensetzung bis auf die Proben JW1
und JW2, die im Andesitfeld plotten (Abb. 4.1D).
Ein Vergleich mit den von Schultz (1997) beschriebenen Andesiten der Farallones Formation
ergibt eine ähnliche petrologische Zusammensetzung. Geochemisch streuen die Proben von
Schultz
(1997)
vom
Rhyodazitfeld
bis
in
das
Andesitfeld
des
SiO2-Zr/TiO2
Diskriminationsdiagramm nach Winchester & Floyd (1977). Nur die Probe LP27a zeigt eine
ähnliche Zusammensetzung wie die Proben JW1 und JW2. Diese Streuung ist auf die
Alteration zurückzuführen, bei der Quarz neugebildet bzw. abgeführt wurde, z. B. stammen
die Proben LP33 und LP36 aus einer Silifizierungszone bzw. einem sekundär silifizierten
Bereich.
Ein Vergleich des Multielementmusters (Abb. 4.2E) zeigt für die Tonalite und porphyryProben aus Los Pelambres eine deutliche Ta-Nb Anomalie, einen parallelen Verlauf der
LREE zur bulk crust und eine Abreicherung der HREE. In der Abb. 4.2F ist der Verlauf der
Gesteine der Plaza Italia (graue Flächen) und der Verteilungsmuster der Andesitproben
(Punkte) von Schultz
(1997) dargestellt. Die grauen
Flächen
setzen sich aus
Doppelmessungen zusammen, die im kommerziellen geochemischen Labor Actlabs in
_________________________________________________________________________
85
Kanada (hellgrau) und von Dr. Dulski am Geoforschungszentrum Potsdam (dunkelgrau)
analysiert wurden. Im Bereich der Ta-Nb Anomalie und LREE weisen die Andesit Xenolithe
und die Andesite der Farallones Formation einen ähnlichen Verlauf wie die Tonalite und
porphyry-Proben auf. Im Bereich der HREE zeigen die mafischen Gesteine einen parallelen
Verlauf zu den Krustenreferenzdaten von Taylor & McLennan (1995) und keine
Abreicherung der HREE. Zudem lassen sich nur relativ geringe Unterschiede zwischen den
Andesiten und Plaza Italia Gesteinen erkennen.
Aus
der
ähnlichen
petrologischen
Zusammensetzung
und
dem
Verlauf
der
Multielementverteilungsmuster lässt sich schließen, dass es sich bei den Gesteinen der Plaza
Italia wahrscheinlich um Andesitxenolithe handelt. Die Andesite wurden bei der Intrusion der
tonalitischen Schmelze aus der Los Pelambres Formation herausgerissen, potassic alteriert
und mineralisiert, wie sich an dem hohen Aufkommen von neugebildetem Biotit und
K upferm ineralen zeigt. D ie stärkere M ineralisierung der „P laza Italia A n desite“ ist som it auf
geochemisch reaktionsfreudigeres Verhalten als bei den Tonaliten zurückzuführen.
4.2
Schmelzeinschlüsse und Geochemie
4.2.1 Was sind Schmelzeinschlüsse?
Schmelzeinschlüsse (MI, melt inclusion) sind kleine Mengen silikatischer Schmelze, die beim
Wachstum von Phänokristallen (Einsprenglingen) aus dem Magma eingefangen werden. Bei
den sog. Wirtskristallen (host crystals) kann es sich um unterschiedliche Minerale handeln,
wie z. B. Olivin, Amphibole, Pyroxene, Plagioklas und Quarz (Dietrich et al. 2000;
Danyushevsky et al. 2002; Halter et al. 2004). Nach der Abkühlung des Gesteins bzw.
Minerals liegen die Schmelzeinschlüsse im besten Fall als Gläser vor (Dietrich 1999). Roeder
(1979) und Lowenstern (1995) teilen die Schmelzeinschlüsse in primäre und sekundäre bzw.
pseudosekundäre Einschlüsse auf, vergleichbar zu Flüssigkeitseinschlüssen. Als primäre
Schmelzeinschlüsse werden Einschlüsse bezeichnet, die beim Wachstum der Kristalle
eingefangen werden. Sekundäre Schmelzeinschlüsse bilden sich auf Bruchbahnen nach dem
Wachstum des Wirtminerals. Neben den beschriebenen Schmelzeinschlüssen treten sog.
Sanduhreinschlüsse (hourglass inclusions) auf. Diese Einschlüsse stehen über eine Kapillare
mit der Kristallaußenseite in Verbindung und sind somit nicht vollständig vom Wirtmineral
umschlossen (Anderson 1991; Lowenstern 1995; Dietrich 1999).
86
_________________________________________________________________________
4.2.2 Quarzphänokristalle
Die neu untersuchten und die von Dietrich (1999) analysierten Schmelzeinschlüsse stammen
aus Quarzphänokristallen. Auf Grund der starken Alteration der Gesteine sind die
Quarzeinsprenglinge die einzige nicht alterierte Mineralphase. Die Größe und Form der
Quarzkristalle ist sehr variabel. Sie können klein- bis grobkörnig und idiomorph bis
xenomorph ausgebildet sein. Nur die Quarzphänokristalle aus Potosi zeigen zum Teil
idiomorphe Formen, alle anderen Einsprenglinge sind xenomorph. Die Kristallform ist bei
einigen Quarzkristallen stark buchtig und zerlappt, was auf eine starke Korrosion
zurückzuführen ist (Abb.4.5). Zum Teil sind die Kristalle zerbrochen.
Bei den analysierten Schmelzeinschlüssen handelt es sich um primäre Einschlüsse. Sekundäre
und pseudosekundäre Einschlüsse konnten von Dietrich (1999) und bei eigenen
Untersuchungen nicht identifiziert werden. In einigen Schmelzeinschlüssen aus Chorolque,
Potosi, Carangas, Kori Kollo befinden sich Apatitnadeln und xenomorphe Biotitschuppen.
Nach Dietrich (1999) weisen die Schmelzeinschlüsse eine statistische Verteilung in den
Quarzkristallen auf oder sie sind in siebartigen Clustern angeordnet. Diese Verteilungsmuster
wurden in allen Lagerstättensystemen beobachtet.
Abb. 4.5: Darstellung eines stark buchtigen, von der Korrosion betroffenen Quarzphänokristals der gold porphyry-Lagerstätte Kori Kollo, polierter Dickschliff im
Dürchlicht, untere Bildkantenlänge 6 mm.
_________________________________________________________________________
87
4.2.3 Form und Größe
Schmelzeinschlüsse sind sehr variabel in Größe und Form. Die Größe schwankt zwischen 10
bis 150 µm. Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme in Potosi und Chorolque weisen
Negativkristall-Formen einer hexagonalen Bipyramide ohne Prisma (Abb. 4.6) und
angerundete rechteckige Querschnitte auf. Die Schmelzeinschlüsse aus Llallagua zeigen
runde bis angerundete vier- bis sechseckige Querschnitte. Die Einschlüsse aus Kori Kollo und
Laurani weisen, wie in Potosi, Negativkristall-Form bzw. sechs- bis achteckige Querschnitte
auf. Dagegen handelt es sich bei den Schmelzeinschlüssen aus Carangas um gestreckte, ovale
Formen. Die Einschlüsse in den copper porphyry-Systemen Mantos Blancos und
Chuquicamata sind sehr variabel ausgebildet von hexagonaler Negativkristall-Form bis zu
runden, ovalen und unregelmäßigen Querschnitten, wogegen die Einschlüsse aus El Salvador
nur Negativkristall-Form aufweisen.
Abb. 4.6: Die Fotos zeigen verschiedene
Schmelzeinschlüsse:
angerundete
bis
Negativkristall-Form aus Kori Kollo (oben
links,  83µm Einschluss oben links) und
Potosi (oben rechts,  50µm) sowie ovale,
längliche
Schmelzeinschlüsse
aus
Carangas (unten links,  72x36µm).
4.2.4 Rekristallisation
Da Gesteine in der Regel nicht schnell abkühlen, treten auch die Schmelzeinschlüsse nicht
immer in glasiger Form auf, sondern zeigen Rekristallisationserscheinungen. Die
Rekristallisation,
die
auch
Entglasung
genannt
wird,
ist
abhängig
von
der
88
_________________________________________________________________________
Abkühlungsgeschwindigkeit und Größe des Einschlusses (Abb. 4.7). Je langsamer die
Abkühlungsrate, desto größer ist der Rekristallisationsgrad (Dietrich 1999). Kleine
Schmelzeinschlüsse rekristallisieren weniger stark als große bei gleicher Abkühlung (Roedder
1979). Zudem beschreibt Lowenstern (1994), dass ein partieller Verlust von Volatilen sich
hemmend auf die Kristallisation von Schmelzeinschlüssen auswirkt.
Abb. 4.7: Schematische
Darstellung
unterschiedlicher
Rekristallisationsgrade
und
Entmischung einer Gasblase. A zeigt schnelle Abkühlung. Bei nicht so schneller
Abkühlung entmischt sich eine Glasblase (B), die durch Diffusion bei noch
geringerer Abkühlungsrate wächst und die Schmelze beginnt zu kristallisieren.
Bild C stellt die langsame Abkühlung dar und zeigt die fast vollständige
Kristallisation des Schmelzeinschlusses (Lowenstern 1995).
Die Schmelzeinschlüsse aus Llallagua und der copper porphyry-Systeme Mantos Blancos und
Chuquicamata sind zum größten Teil rekristallisiert und wurden daher im Labor
rehomogenisiert.
Neben
der
Rekristallisation
zeigen
Proben
aus
Chuquicamata
Dekrepitierungserscheinungen, die wahrscheinlich auf die hydrothermale Alteration
zurückzuführen sind, da sie schon bei nicht homogenisierten Proben auftreten.
Schmelzeinschlüsse aus den Systemen Potosi, Chorolque, Kori Kollo, Laurani, Carangas und
El Salvador sind homogen amorph ausgebildet, daher wurde auf eine Homogenisierung der
Proben verzichtet.
_________________________________________________________________________
89
4.2.5 Geochemie der Schmelzeinschlüsse
Das TAS-Diagramm von Le Bas et al.
(1986) klassifiziert die geochemische
Zusammensetzung der Schmelzeinschlüsse mehrheitlich als Rhyolithe (Abb. 4.8A+B). Die
Dazit- und Trachytdatenpunkte entstehen durch hohe Alkaliwerte und geringe SiO2-Werte. Im
Llallagua-Datensatz von Dietrich (1999) sind Werte mit einem SiO2-Gehalt von 73.5wt. %
auffällig. Sie resultieren aus der Korrektur der homogenisierten Schmelzeinschluss-Daten mit
statistisch anomalen SiO2-Konzentrationen (Dietrich 1999).
Im
Vergleich
zum
TAS
Diagramm
liegen
die
Datenpunkte
im
SiO2-Zr/TiO2
Diskriminationsdiagramm nach Winchester & Floyd (1977) im Bereich des Rhyodazit- bis
Rhyolithfeldes (Abb. 4.9A+B).
Die Schmelzeinschlüsse der unterschiedlichen Systeme unterscheiden sich nur durch eine
größere Streuung der copper porphyry-Daten (Abb. 4.9B) gegenüber den tin porphyryDatensätzen (Abb. 4.9A). Insgesamt zeigen alle Schmelzeinschlüsse eine ähnliche
geochemische Zusammensetzung.
Abb.4.8: Vergrößerter Ausschnitt der TAS-Diagramme nach Le Bas et al. (1986) für die
Schmelzeinschlüsse der bolivianischen tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua,
Chorolque und polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo, Laurani, Carangas (A)
sowie der copper porphyry-Lagerstätten Chuquicamata, El Salvador und Mantos
Blancos (B).
90
_________________________________________________________________________
Abb. 4.9:
Vergrößerter Ausschnitt der SiO2-Zr/TiO2 Diskriminationsdiagramme nach
Winchester & Floyd (1977) für die Schmelzeinschlüsse der bolivianischen tin
porphyry-Systeme
Potosi,
Llallagua,
Chorolque
und
polymetallischen
Lagerstätten Kori Kollo, Laurani, Carangas (A) sowie der copper porphyryLagerstätten Chuquicamata, El Salvador und Mantos Blancos (B). Legende siehe
Abb. 4.8.
Dietrich (1999) beschreibt eine starke Anreichung von K2O und Abreichung von Na2O in den
Schmelzeinschlüssen aus Chorolque und Potosi. Weiterhin weist Dietrich (1999) auf große
Streuung der Na2O-Gehalte bei relativ niedriger K2O-Konzentration in Llallagua im
Vergleich zur upper crust von Taylor & McLennan (1995) hin. (Abb. 4.10A).
_________________________________________________________________________
91
Abb. 4.10: Variationsdiagramme der
Elemente Na2O-K2O (A-B), FeO-MgO (CD) und Na2O-CaO (E-F) der
Schmelzeinschlüsse der tin porphyrySysteme, polymetallischen Lagerstätten
(A, C, E) und copper porphyry-Systeme
(B, D, F). Referenzdaten upper und bulk
crust von Taylor & McLennan (1995).
Einschlüsse aus Kori Kollo, Laurani und Carangas besitzen eine ähnliche Na2O-K2O
Verteilung wie die Schmelzeinschlüsse der tin porphyries, wobei die Einschlüsse aus
92
_________________________________________________________________________
Carangas mit den Werten für die obere kontinentale Kruste von Taylor & McLennan (1995)
fast übereinstimmen (Abb. 4.10A). Auffällig ist zudem, dass sich die Daten der
Schmelzeinschlüsse aus Kori Kollo in zwei Gruppen aufteilen, wobei die eine Gruppe eine
Na2O-Abreicherung aufweist, die andere nicht.
Gegenüber der K2O-Anreicherung und Na2O-Abreicherung der tin porphyries und
polymetallischen Lagerstätten präsentieren die Schmelzeinschlüsse der copper porphyrySysteme zum Teil die entgegengesetzte Tendenz, wie am Streufeld von Chuquicamata und
Mantos Blancos deutlich wird. Die Einschluss-Daten aus El Salvador verhalten sich ähnlich
wie die bolivianischen Proben (Abb. 4.10B).
Für die FeO-, MgO- und CaO-Gehalte zeigt sich ein einheitlicheres Bild (Abb. 4.10C-F).
Insgesamt weisen alle Schmelzen eine Abreicherung dieser Elemente gegenüber der oberen
kontinentalen Kruste auf. Die geringen FeO-, MgO- und CaO-Gehalte sowie hohe molare
Na/Ca Verhältnisse deuten nach Dietrich (1999) auf eine abgeschlossene Fraktionierung von
mafischen Mineralen und Plagioklasen zur Zeit der Quarzbildung hin. Während der
Kristallisation von Quarz kommt es zu einer Verringerung des molaren Na/K Verhältnisses.
Für die Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme gibt Dietrich (1999) eine Überlappung
mit den molaren Na/K Verhältnissen bei der Bildung von Sanidinen an und schließt daraus,
dass die Schmelzeinschlüsse zur Zeit der Alkalifeldspat- + Quarz-Kristallisation eingefangen
wurden.
Ein Vergleich der FeO-, MgO- und CaO-Gehalte sowie der molaren Na/Ca-, Na/KVerhältnisse aus Kori Kollo, Laurani, Carangas und El Salvador mit den tin porphyrySystemen ergibt für diese Schmelzeinschlüsse ein ähnliches Verhalten und einen gleichen
Bildungszeitpunkt (Abb. 4.11A+B). Im Gegensatz dazu weisen die Schmelzeinschlüsse aus
Chuquicamata und Mantos Blancos höhere molare Na/K-Verhältnisse bei gleichen FeO-,
MgO-, CaO-Gehalten und molarem Na/Ca-Verhältnis auf. Hieraus ergibt sich ein
Einfangzeitpunkt der Schmelzeinschlüsse aus Chuquicamata und Mantos Blancos am Ende
der Plagioklas- und zu Beginn der Alkalifeldspatkristallisation (Abb. 4.11B).
_________________________________________________________________________
93
Abb. 4.11: Molare Na, K und Si
Konzentration der Schmelzeinschlüsse der
tin porphyry-Systeme, polymetallischen
Lagerstätten und copper porphyrySysteme. Referenzdaten für Albit,
Oligoklas und Sanidin aus Deer et al.
(1967).
4.3
Zr-Temperaturen
Watson (1979) und Watson & Harrison (1983) entwickelten experimentell eine Formel zur
Bestimmung der Schmelztemperatur mit Hilfe von Zirkongehalten in Schmelzeinschlüssen
oder Gesteinen. Mit Hilfe dieser Formel (Formel 4.1) soll die Temperatur der Schmelze
zum Zeitpunkt des Einfangens der Schmelzeinschlüsse bestimmt werden.
Zirkon / Schmelze
ln D Zr
=  3,80  0,85M  1 12900 / T
Formel: 4.1
/ Schmelze
Als ln D Zirkon
wird von Watson & Harrison (1983) der Verteilungskoeffizient,
Zr
genauer die Löslichkeit, von Zirkonium (Element) zwischen stöchiometrischem Zirkon
(49,76 wt. % Zr in ZrSiO4) in einer gesättigten Schmelze definiert. Bei M handelt es sich
um das Kationenverhältnis aus (Na+K+2*Ca)/(Al*Si). Dieser Faktor gibt die
Zusammensetzung der Schmelze an und bestimmt die Löslichkeit von Zr im Magma. Je
stärker der Faktor M bzw. das Verhältnis Na2O+K2O/Al2O3 steigt, desto größer ist die
94
_________________________________________________________________________
Löslichkeit von Zirkon in der Schmelze. Zudem löst sich in basischen Schmelzen mehr
Zirkon als in sauren Magmen bei gleicher Temperatur (Watson 1979).
Bei den untersuchten Schmelzeinschlüssen handelt es sich durchweg um peralumine,
intermediäre bis saure Schmelzen mit einem Faktor M von 0,6 bis 1,6. Auf Grund der
Alteration zeigen die Gesamtgesteine eine größere Spannbreite für den Faktor M (0,1 bis
2,9). Da sich Zirkon aber äußerst immobil verhält, hat die Alteration keinen Einfluss auf
die Zr-Gehalte des Gesamtgesteins.
Während der geochemischen Analyse von Zirkongehalten im Gesamtgestein kann es zu
Problemen bei der Messung kommen. Für ICP-MS Messungen wird das Gestein
aufgeschlossen, widerstandsfähige Minerale, wie z. B. Zirkon, Monazit, Xenotim und
Titanit, lösen sich oftmals nicht vollständig auf, was zu geringeren Zr-Gehalten in der
Messlösung führt. Generell lässt sich ohne Altersbestimmung der Zirkonkristalle nicht
feststellen, ob alle Zirkone einer Probe von einem oder unterschiedlichen magmatischen
Ereignissen stammen. Wolf et al. (2003) hat an Zirkonkristallen der Lagerstätte Llallagua
Pb-Pb-Datierungen durchgeführt und Zirkonalter um 40 Ma sowie zwischen 300 und 720
Ma festgestellt. Dies lässt darauf schließen, dass die Schmelze bereits mit Zirkon gesättigt
war, da sonst die alten Zirkoneinsprenglinge in Lösung gegangen wären. Im Gegensatz
dazu repräsentieren die Schmelzeinschlüsse die Zr-Gehalte in der Schmelze zur Zeit der
Einschlussbildung.
Aus den Berechnungen der Schmelztemperaturen ergibt sich ein deutlicher Unterschied
zwischen Schmelzeinschlüssen und dem Gesamtgestein, wie in den Abbildungen 4.12A+B
dargestellt. Die Schmelzeinschlüsse aus verschiedenen Lagerstätten und Systemen weisen
eine
deutliche
positive
Korrelation
auf.
Berechnete
Temperaturen
für
die
Schmelzeinschlüsse in den tin porphyry-Systemen reichen von ca. 600 bis 750°C
(Llallagua 600 – 740°C, n = 11; Chorolque 700 – 730°C, n = 8; Potosi 610 – 690°C, n =
20). Dagegen zeigen die Schmelzeinschlusstemperaturen der polymetallischen Lagerstätten
des Altiplanos geringfügig höhere Temperaturen von 700 – 790°C (Kori Kollo 700 –
770°C, n = 20; Laurani 720 – 790°C, n = 16; Carangas 770 – 780°C, n = 2). Das breiteste
Temperaturspektrum besitzen die Einschlüsse der copper porphyry-Systeme mit 180°C
Differenz von 660 bis 840°C (Mantos Blancos 820 – 840°C, n = 4; Chuquicamata 660 –
720, n = 3; El Salvador 680 – 720°C, n = 8). Das Abknicken der Daten im unteren Bereich
der Kurve in Abb 4.12A ist wahrscheinlich auf die Sättigung der Schmelze mit Zirkon
zurückzuführen.
_________________________________________________________________________
95
Abb. 4.12B: Variationsdiagramm
der
Zr-Gehalte
gegen
Schmelzeinschlüsse (A) und Gesamtgesteine (B).
die
Temperatur
der
96
_________________________________________________________________________
Im Gegensatz zu den Schmelzeinschlüssen zeichnen sind die Gesamtgesteine durch höhere
Zirkongehalte
und
entsprechend
höhere
Temperaturen
aus.
Sie
erreichen
ein
Temperaturspektrum von 680 bis 960°C. Im Variationsdiagramm ist trotz der
Streuverteilung eine positive Korrelation zu erkennen, besonders der bolivianischen
Lagerstätten, wogegen die copper porphyries keinen eindeutigen Trend erkennen lassen.
Insgesamt
zeigt
sich,
dass
die
Schmelzeinschlüsse,
trotz
der
vielfältigen
Fehlermöglichkeiten, die Zr-Gehalte in der Schmelze wiedergeben und nicht durch
reliktische Zirkonkristalle beeinflusst werden wie es bei den Gesamtgesteinen der Fall sein
muss. Zudem ist erkennbar, dass die Zr-Werte und Temperaturen geringer sind, je höher
die Schmelze fraktioniert ist. Beispielsweise zeigen die rhyolithischen Schmelzeinschlüsse
der tin porphyry-Systeme geschlossen niedrigere Temperaturwerte auf als die zum Teil
dazitischen Einschlüsse der polymetallischen Lagerstätten des Altiplanos.
4.4
Bor-Isotopie
4.4.1 Allgemeines zur Bor-Isotopie
Bor tritt in Form von zwei stabilen Isotopen auf.
10
B und
11
B zeigen in der Natur eine
Verteilung von 20 % zu 80 %. Das Isotopenverhältnis aus den zwei Isotopen wird als 11B
bezeichnet und lässt sich mit folgender Formel berechnen. Mit Hilfe der Bestimmung von
11B lassen sich Aussagen über die Herkunft des gemessenen Bors treffen.

11
B /10BProbe
10
 B / BStandard
 11B  
11
 
3

1*10
 
Formel 4.2 (Palmer & Swihart 1996)
4.4.2 Bor-Isotopie der tin porphyry-, polymetallischen Lagerstätten und copper
porphyry-Systeme
Die 11B-Analysen der Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua
und Chorolque, des copper porphyry-Systems El Salvador und der gold porphyryLagerstätte Kori Kollo ergeben einen zweigeteilten Datensatz. Die 11B-Werte der
Schmelzeinschlüsse des copper porphyry-Systems El Salvador sind mehrheitlich positiv
von –4.0 bis +15.0 ‰ (A bb. 4.14). D iese W erte können sich nur m it H ilfe einer Q uelle,
die relativ zum Mantel an 11B angereichert ist, bilden. MORB mit –4± 2 ‰ , prim itiver
_________________________________________________________________________
97
Mantel (-10± 2‰ ) (Chaussidon 1995) oder die andine kontinentale Kruste mit –9 ‰
(Kasemann et al. 2000) kommen aufgrund ihrer geringen 11B-Werte nicht in Frage. Die
wahrscheinlichste Quelle für positive 11B-Gehalte ist die alterierte ozeanische Kruste der
subduzierten Platte. Nach Smith et al. (1995) liegen die Bor-Isotopendaten der alterierten
ozeanischen Kruste zwischen –4 bis + 25 ‰ m it einer B -Konzentration von > 100 ppm B.
Ein Vergleich mit den 11B-Werte der El Salvador Schmelzeinschlüsse zeigt eine ähnlich
große Spannweite (–4.0 bis + 15.0 ‰ ) w ie in der alterierten ozeanischen K ruste. Z udem
weisen Bor-Isotopendaten der rezenten vulkanischen Front in den zentralen Anden eine
11B-Zusamm ensetzung von + 2 bis + 4 ‰ auf. D ie S pannw eite ist zw ar kleiner als b ei den
Schmelzeinschlüssen, aber die positiven Werte lassen ebenfalls auf subduzierte, alterierte,
ozeanische Kruste schließen (Rosner et al. 2003).
Abb. 4.14: B-11B-Varaiationsdiagramm der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua,
Chorolque, dem gold porphyry Kori Kollo und dem copper porphyry-System
El Salvador. Referenzdaten: Paläozoisches andines Basement nach Kasemann
et al. (2000), Vulkanite des zentral andinen back arcs und volcanic arcs nach
Rosner et al. (2003), Schmelzeinschlüsse in Ignimbriten der zentralen Anden
nach Schmitt et al. (2002), ozeanische Kruste, pelagische Sedimente und
Seewasser nach Spivack & Edmond (1987), Ishikawa & Nakamura (1993) und
Smith et al. (1995).
98
_________________________________________________________________________
Die Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme unterscheiden sich deutlich von denen
in El Salvador. 11B-Werte und Bor-Gehalte liegen für die tin porphyry-Systeme und den
gold porphyry Kori Kollo zwischen –4.4 bis –13.1 ‰ bzw . 47 -576 ppm B (Potosi: –4.4 bis
–13.1 ‰ , 108 -576 ppm B; Llallagua –5.8 bis –7.6 ‰ , 47 -106 ppm B; Chorolque –5.5 ‰ ,
75 ppm B und Kori Kollo –9.4 ‰ , 57 ppm B ). D am it besitzen sie ähnliche Werte wie die
Referenzdaten des metamorphen basement der zentralen Anden (–5.1 bis –15.2 ‰
11B
(Kasemann et al. 2000)) und entsprechen dem durchschnittlichen Wert für kontinentale
Kruste mit –8 bis –13 ‰
(Chaussidon & Albarède 1992) (Abb. 4.14). Die
Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme zeigen eine stärkere Abreicherung an 11B als
die Ignimbrite (-9.7 bis 2 .5 ‰ ) aus dem back arc-Bereich des Altiplano-Puna Plateaus der
zentralen Anden (Schmitt 2002) oder den Gesamtgesteinsdaten aus dem zentral andinen
back arc mit 11B zwischen –2 bis –8 ‰ (Rosner et al. 2003).
In Abbildung 4.15 werden die Neodym- mit Bor-Isotopendaten verglichen. Hierbei wird
eine deutliche Trennung der tin porphyry von den copper porphyry-Systemen erkennbar.
Die Nd-Daten von El Salvador (+2 bis +4) sind typisch känozoische copper porphyries in
Chile (Maksaev 1990), wie sich auch in Abbildung 4.16 zeigt. Aus der Lage der Daten
ergibt sich eine starke Mantelkomponente für die Schmelzen der copper porphyries. Die
positiven Bor-Isotopenwerte der El Salvador Schmelzeinschlüsse lassen sich nicht durch
eine Kombination aus Mantel-Bor und kontinentalem Bor erklären. Hieraus kann nur
geschlossen werden, dass die positiven 11B-Werte aus der subduzierten, alterierten
ozeanischen Kruste der Nacza-Platte stammen. Dies zeigt auch die Überlagerung der Daten
in Abbildung 4.16.
Im Gegensatz dazu stimmen die negativen 11B-Werte der tin porphyry-Systeme Potosi,
Llallagua und Chorolque mit der Bor-Isotopenzusammensetzung der zentral-andinen
Kruste überein. Die 11B-Daten werden gestützt durch negative Nd-Daten der untersuchten
tin porphyries und der regionalen kontinentalen Kruste (Lehmann 2000). Ihre BorIsotopenzusammensetzung könnte durch
11
B verarmte Fluide aus der tief subduzierten
Platte beeinflusst sein. Nach Rosner et al. (2003) nimmt der
Subduktionsfluiden mit der Tiefe ab, wodurch
11
11
B-Anteil in den
B arme Fluide bei progressiver
Dehydrierung der subduzierten Platte entstehen. Es ist aber wahrscheinlicher, dass die
hohen Bor-Gehalte in den Schmelzeinschlüssen der tin porphyry-Systeme, trotz des
mobilen Verhaltens von Bor in Fluiden während der Dehydrierung, nur zu einem sehr
_________________________________________________________________________
99
geringen Anteil aus der subduzierten Platte stammen, da bei prograder Metamorphose der
Bor-Gehalt in der subduzierten Platte abnimmt.
Abb. 4.15: Nd-11B-Isotopendiagramm des copper porphyry-Systems El Salvador (NdGesamtgesteinsdaten nach Maksaev 1990) und der tin porphyry-Systeme
Potosi, Llallagua und Chorolque (Bor-Daten: Schmelzeinschlussdaten ± 1;
Nd-Gesamtgesteinsdaten nach Lehmann et al. 2000). Referenzdaten: MORB
11B-Gesamtgestein nach Chaussidon & Marty (1995), MORB NdGesamtgestein nach Saunders et al. (1988); ozeanische Kruste und pelagische
Sedimente (Gesamtgestein) Spivack & Edmond (1987), Ishikawa &
Nakamura (1993) und Smith et al. (1995); Vulkanite des zentral-andinen back
arcs und volcanic arcs nach Rosner et al. (2003); zentral-andine Ignimbrite
11B-Schmelzeinschlussdaten
nach
Schmitt
et
al.
(2002),
Nd-
Gesamtgesteinsdaten nach Schmitt et al. (2001); paläozoisches andines
Basement nach 11B-Turmalindaten bei Kasemann et al. (2000), NdGesamtgesteinsdaten nach Becchio et al. (1999).
100
_________________________________________________________________________
Abb. 4.16: Nd-87Sr/86Sr-Isotopendiagramm der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua,
Chorolque (Lehmann 2000), des gold porphyry Kori Kollo (Redwood 1986)
und der copper porphyry-Systeme Chuquicamata (Maksaev 1990), El
Salvador (Maksaev 1990), Los Pelambres (eigene Daten; Skewes & Stern
1996; Reich et al. 2003), Mantos Blancos (Tab.: A8), El Teniente (Skewes &
Stern 1996), Rio Blanco/Los Bronces (Skewes & Stern 1996) und El Abra
(Maksaev 1990). Referenzdaten: Macusani obsidian (Pichavant et al. 1988),
Bolivian upper crust (Basu et al. 1990), Vulkanite des zentral-andinen back
arcs und volcanic arcs nach Rosner et al. (2003), Purico Ignimbrite (Schmitt
et al. 2001), Los Pelambres und Farellones Formation (Hollings et al. 2005).
Ein Vergleich der Bor-Gehalte der Gesamtgesteine und Schmelzeinschlüssen der tin und
copper porphyry-Systeme mit Titan ist in Abbildung 4.17 dargestellt. Ti gilt als relativ
kompatibel und immobil in Fluiden und kann Hinweise auf die magmatische Entwicklung
eines Gesteins geben. Die Bor-Gehalte in den Gesamtgesteinsanalysen bilden einen großen
Streubereich für Bor bei hohen und relativ konstanten Ti-Werten. Dies ist Ausdruck der
hydrothermalen Überprägung der Gesteine bei der Turmalinisierung, wie sie vor allem in
den tin porphyry-Systemen beobachtet werden kann (Sillitoe et al. 1975; Grant et al. 1980;
Dietrich 1999; Lehmann 2000; Dietrich et al. 2000). Die Turmalinisierung spiegelt sich
auch in den Flüssigkeitseinschlüssen der tin porphyry-Systeme wieder, wie Müller et al.
(2001)
in
der
bolivianischen
Zinnlagerstätte
Huanuni
festgestellt
haben.
_________________________________________________________________________
101
Flüssigkeitseinschlüsse dieser Lagerstätte besitzen mehreren tausend ppm Bor. In den
copper porphyry-Systemen ohne Turmalinisierung treten wesentlich geringere Bor-Gehalte
auf (Abb. 4.17). Hohe Bor-Gehalte stehen in diesem Lagerstättentyp ebenfalls mit einer
Turmalinisierung der Gesteine in Verbindung oder sie treten als turmalinzementierte
Brekzie, wie z. B. in Los Pelambres (Schultz 1997), El Teniente (Cannell et al. 2005) und
Rio Blanco/Los Bronces (Frikken et al. 2005) auf.
Die Schmelzeinschlüsse der bolivianischen tin porphyry-Systeme weisen eine negative
Korrelation zwischen B und Ti auf, was auf eine magmatische Anreicherung des
inkompatiblen Bor schließen lässt. Obwohl die Schmelzen des copper porphyry-Systems
El Salvador als nicht so hoch entwickelt gelten wie die tin porphyries, zeigen auch sie eine
negative Korrelation der Schmelzeinschlussdaten. Einschlüsse der polymetallischen
Lagerstätten bilden dagegen ein Streuverteilung zwischen 30-80 ppm B wie die B-Gehalte
der Gesamtgesteine für diese Lagerstätten (23-118 ppm B).
Abb. 4.17: B/Ti-Variationsdiagramm der Schmelzeinschlüsse und Gesamtgesteine der tin
porphyry-Systeme Potosi, Llallagua, Chorolque, polymetallischen Lagerstätten
Kori Kollo, Laurani und Carangas und der copper porphyry-Systeme
Chuquicamata, El Salvador und Mantos Blancos.
102
_________________________________________________________________________
4.4.3 Schlussfolgerung
Die
deutliche
Seewassersignatur
der
Bor-Isotopenzusammensetzung
der
Schmelzeinschlüsse El Salvadors deutet auf eine Verbindung zum oxidierenden Charakter
des magmatischen und hydrothermalen Systems der copper porphyries hin. Dieser
oxidierende Zustand des Systems spiegelt sich in der Bildung von Anhydrit ± Magnetit
während der potassic-Alteration wieder (Gustafson & Hunt 1975). In der frühen Phase der
copper porphyry Entwicklung wird eine hohe Oxidationsstufe benötigt, um einen
effektiven Transfer chalkophiler Elemente aus dem hydrierten Mantelkeil in die Schmelze
zu befördern (Mungall 2002), die sonst als Sulfide fixiert bleiben.
In den bolivianischen
tin porphyry-Systemen ist
dagegen kein
Einfluss
der
Seewassersignatur in den Subduktionsfluiden zu erkennen. Dies führt zu dem Schluss, dass
es sich bei den Schmelzen der tin porphyry-Systeme um intrakrustale partielle Schmelzen
handelt. Die intensive Turmalinisierung der Gesteine lässt Rückschlüsse auf stark
borhaltiges Ausgangsmaterial zu, wie z. B. Pelite. Diese Ausgangsgesteine der tin
porphyry-Systeme weisen einen reduzierenden Charakter auf. Durch die Aufschmelzung
von Peliten, in der unteren Kruste, wird das reduzierene Verhalten von der neugebildeten
Schmelze übernommen und es dominiert die tin porphyry-Systeme. Für ein reduzierendes
Verhalten spricht auch das Fehlen von Magnetit (Lehmann et al. 1990) und Auftreten von
früh-hydrothermalen Pyrrhotin mit Zinn (Kelly & Turneaure 1970). Zinn wird dagegen am
besten in reduzierter Form als Sn2+ in wässrigen Komplexen transportiert (Eugster 1986).
4.5
High Field Strength Elements (HFSE)
4.5.1 Allgemeines zu HFSE
High Field Strength Elements (HFSE) sind chemische Elemente mit kleinen Ionenradien
und hoher Ladung. Hierzu gehören z. B. Zirkon (Zr), Hafnium (Hf), Niob (Nb) und Tantal
(Ta). Zf-Hf und Nb-Ta werden auch als Zwillingspärchen bezeichnet aufgrund ihrer
ähnlichen Ionenradien und ihres chemischen Verhaltens. Aus den Verhältnissen von Zr/Hf
und Nb/Ta lassen sich Rückschlüsse auf den Fraktionierungsgrad magmatischer Systeme
(Linnen & Keppler 1997; Linnen & Keppler 2002) sowie auf die Bildungprozesse in der
Erdkruste schließen (Jochum et al. 1986; Barth et al. 2000; David et al. 2000; Weyer et al.
2003).
_________________________________________________________________________
103
4.5.2 Tantal-Bestimmungsprobleme
Im Ta-Ti-Variationsdiagramm von Dietrich (1999) weisen die Schmelzeinschlüsse der tin
porphyry-Systeme gegenüber den Gesamtgesteinen eine deutliche Ta-Anreicherung auf,
die sich durch Magma mixing erklären lässt (Dietrich 1999). Bei diesem Vorgang mischen
sich in einer Magmakammer primitive Schmelze mit hochfraktionierter Schmelze zu einer
intermediären Hybridschmelze. Wie die Analysen der Schmelzeinschlüsse und
Gesamtgesteine zeigen, hat das mixing zur Folge, dass sich hochfraktionierte, rhyolithische
Schmelzeinschlüsse in Quarzeinsprenglingen in einem intermediären Gestein befinden.
Ein Vergleich der tin porphyry-Werte von Dietrich (1999) mit Gesamtgesteins- und
Schmelzeinschlussanalysen der copper porphyry-Lagerstätten und der bolivianischen
polymetallischen Lagerstätten weist einen deutlichen Unterschied auf. Die Ta-Messungen
der Protonenstrahl-Mikrosonde (PIXE) der tin porphyry-Schmelzeinschlüsse liegen
zwischen 3 und 30 ppm Ta. Ähnliche Werte zeigen sich auch bei den Ta-PIXE-Messungen
des copper porphyry-Systems El Salvador (5-12 ppm Ta) und dem gold porphyry Kori
Kollo (6 ppm Ta, Abb. 4.18). Dagegen liegen die Ta-Daten mit der Laser Ablation
Inductively Coupled Plasma – Massenspektrometrie (LA ICP-MS) sowie die kombinierten
Daten
der
Ionensonde
(SIMS)
und
Elektronenstrahl-Mikrosonde
(EMPA)
in
Schmelzeinschlüssen unterhalb der PIXE-Werte. Die polymetallischen Lagerstätten weisen
Werte zwischen 0,5-2,1 ppm Ta auf (Kori Kollo 1,0-2,0 ppm Ta, Laurani 1,4-2,0 ppm Ta
und Carangas 1,4-2,0 ppm Ta). Das copper porphyry-System Chuquicamata besitzt Werte
zwischen 0,4-0,9 ppm Ta und die copper porphyry-Lagerstätte Mantos Blancos liegt im
Bereich von 0,4-3,8 ppm Ta (Abb. 4.18). Die Gesamtgesteinsdaten liegen dagegen sehr
einheitlich in einem Bereich zwischen 0,4 und 4 ppm Ta.
Der
Unterschied
zwischen
den
PIXE
und
LA
ICP-MS/SIMS
Daten
der
Schmelzeinschlüsse wird besonders deutlich am Kori Kollo Datensatz. Proben der
LA ICP-MS und SIMS bilden eine relativ einheitliche Streuwolke, wogegen die zwei
Datensätze der PIXE-Analyse deutlich höhere Werte aufweisen (Abb. 4.18). Aufgrund
dieser Gruppierung ist nicht auszuschließen, dass die PIXE-Analysen zu hoch gemessen
sind. Hierfür sprechen auch die zwei Populationen im Nb/Ta-Ti-Variationsdiagramm
(Abb. 4.19). Durch die Darstellung des Nb/Ta-Verhältnisses sind die Daten nicht mehr von
den unterschiedlichen Externenstandards der Einzelmessungen abhängig und lassen sich
besser vergleichen.
104
_________________________________________________________________________
Abb. 4.18: Ta-Ti-Varaiationsdiagramm der tin porphyry-, copper porphyry-Systeme und
polymetallischen
Lagerstätten Boliviens. Gesamtgesteinsdaten von El
Salvador, Chuquicamata (Proben Cu1-8) sowie Schmelzeinschlüsse aus El
Salvador wurden von Dietrich (1999) bearbeitet. Bulk rock Analysen aus
Mantos Blancos, bis auf die Proben MB 1, 3-6, stammen von Ramírez (2006).
Referenzdaten: Morococala aus Morgan et al. (1998), Macusani aus Noble et
al. (1984), Pichavant et al. (1987, 1988), Quimsa Cruz aus Miller (1988),
upper und bulk crust von Taylor & McLennan (1995).
In Abbildung 4.19 weisen die Nb/Ta-Verhältnisse der LA ICP-MS und SIMS Population
eine größere Übereinstimmung mit den Gesamtgesteinsdaten auf als die PIXE Population.
Dies lässt die Schlussfolgerung zu, dass die Ta-Daten der PIXE-Messung tendenziell zu
hoch sind.
Die rhyolithische Zusammensetzung der Schmelzeinschlüsse deutet auf eine relativ
hochfraktionierte bzw. hochdifferenzierte Schmelze hin. In diesen Schmelzen ist ein hoher
Ta-Wert nicht ungewöhnlich wie sich in den Referenzwerten von Morgan et al. (1998),
Noble et al. (1984) und Pichavant et al. (1987, 1988) für das Morococala und Macusani
Volcanic Field zeigt (Abb. 4.18). Daher ist die Möglichkeit des Magma mixing, wie es bei
_________________________________________________________________________
105
Dietrich (1999) und Dietrich et al. (2000) beschrieben wurde, nicht auszuschließen. Dies
würde für die tin porphyry-Systeme, El Salvador und die Proben aus dem Tagebau Kori
Kollo ein mixing von hochfraktionierten rhyolithischen Schmelzen mit mafischen Magmen
bedeuten. Für die Gesteine der copper porphyry-Systeme Chuquicamata und Mantos
Blancos sowie den polymetallischen Lagerstätten Laurani, Carangas und den Kori Kollo
Proben des Cerro La Joya und Cerro Quiviri, mit geringen Ta-Werte, ist dagegen ein
Magma mixing auszuschließen. Auf Grund der räumlichen und zeitlichen Nähe der
einzelnen dazitischen Stöcke im Bereich der Lagerstätte Kori Kollo (Abb. 2.15) ist ein
Magma mixing, das sich nur auf einen Intrusivkörper bezieht, eher unwahrscheinlich.
Da nicht eindeutig geklärt werden kann, ob die PIXE-Messungen zu hoch oder die LA
ICP-MS-Messungen zu niedrig sind, werden beide Datensätze verwendet.
Abb. 4.19: Nb/Ta-Ti-Variationsdiagramm der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua und
Chorolque, polymetallischen Lagerstätten Boliviens Kori Kollo, Laurani und
Carangas und copper porphyry-Systeme Chiles Chuquicamata, El Salvador,
Los Pelambres und Mantos Blancos. Referenzdaten: upper und bulk crust
Taylor & McLennan (1995).
106
_________________________________________________________________________
4.5.3 Petrogenetische Interpretation
Wie im Kapitel 4.1.2 und 4.5.2 angedeutet wurde, geben die Elemente Niob und Tantal
Hinweise auf die magmatische Entwicklung eines Gesteins. Abbildung 4.20 macht
verschiedene geochemische Entwicklungstrends deutlich. Die bulk rocks der untersuchten
Systeme weisen eine Entwicklung vom MORB-Feld (Mid Ocean Ridge Basalt) bzw. der
kontinentale Kruste (continental crust) mit hohen Nb/Ta-Verhältnissen und geringen TaGehalten zu geringen Nb/Ta-Verhältnissen und hohen Ta-Werten auf. Diese Entwicklung
lässt sich auch für die hochfraktionierten Schmelzen der tin porphyry-Systeme sowie für
die
nicht
so
hochfraktionierten
polymetallischen
Lagerstätten
Magmen
beobachten.
der
copper
Diese
porphyry-Systeme
Entwicklung
ist
durch
und
die
Kristallisationsfraktionierung von Schmelzen zu erklären.
Abb. 4.20: Nb/Ta-Ta-Variationsdiagramm der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua und
Chorolque, polymetallischen Lagerstätten Boliviens Kori Kollo, Laurani und
Carangas und copper porphyry-Systeme Chiles Chuquicamata, El Salvador,
Los Pelambres und Mantos Blancos. Referenzdaten: Morococala nach Morgan
et al. (1998), Macusani nach Noble et al. (1984), Pichavant et al. (1987, 1988),
Erzgebirge nach Tischendorf (1989), kontinentale Kruste (continental crust)
nach Linnen & Keppler (1997), MORB nach Münker et al. (2003) und
Hofmann (1988), Chondritverhältnis (chondrite ratio) nach Münker et al.
(2003).
_________________________________________________________________________
107
Ein zweiter Entwicklungstrend zeigt sich im chilenischen copper porphyry-System Los
Pelambres. Die Gesamtgesteinszusammensetzung ändert sich nur im Nb/Ta-Verhältnis
(0,1–15) bei konstanten Ta-Gehalten von ca. 1 ppm Ta. Bei der Fraktionierung reichert
sich Ta aufgrund inkompatiblen Verhaltens in der Schmelze an. Der zweite Trend deutet
dagegen auf eine Nb-Abreicherung bei konstanten Ta-Gehalten hin.
Auffällig sind die hohen Nb/Ta-Verhältnisse der copper porphyry-Systeme Chuquicamata
(25-52) und El Salvador (20.5-48) sowie drei Datenpunkte des gold porphyry Kori Kollo
(23.3-33.3, Abb. 4.20). Werte unterhalb des chondritischen Nb/Ta-Verhältnisses (20)
werden als subchondritisch und Daten > 20 als superchondritisch bezeichnet. Die meisten
Gesteine der Kruste weisen ein subchondritisches Nb/Ta-Verhältnis auf.
Abb. 4.21: Nb/Ta-Nb-Varationsdiagramm der Gesamtgesteinsanalysen der tin porphyrySysteme Potosi, Llallagua und Chorolque, polymetallischen Lagerstätten
Boliviens Kori Kollo, Laurani und Carangas und copper porphyry-Systeme
Chiles Chuquicamata, El Salvador, Los Pelambres und Mantos Blancos.
Referenzdaten: Morococala aus Morgan et al. (1998), Macusani aus Noble et
al. (1984), Pichavant et al. (1987, 1988), Erzgebirge aus Tischendorf (1989),
Chondritverhältnis (chondrite ratio) aus Münker et al. (2003).
108
_________________________________________________________________________
Nb und Ta werden hauptsächlich durch Fraktionierungsprozesse in Subduktionszonen
beeinflusst (Green 1995; Linnen & Keppler 1997; Münker et al. 2004; Klemme et al.
2005). Bei der Subduktion ozeanischer Kruste tritt als erster Schritt eine Dehydrierung der
subduzierten Kruste auf. Über die austretenden Fluide kommt es zu einem
Elementtransport in den Mantelkeil, der die geochemische Zusammensetzung in diesem
Bereich beeinflusst. Nb und Ta gelten als sehr immobil für den Transport in
Subduktionsfluiden (McCulloch & Gamble 1991; Pearce & Peate 1995; Keppler 1996).
Daher sollte in fluid-dominierten Subduktionszonen die Zusammensetzung des Magmas
nur durch den Mantelkeil kontrolliert werden, was sich durch eine deutliche Korrelation
der Nb/Ta-Verhältnisse zu Nb in arc-Gesteinen zeigt (Abb. 4.21) (Plank & White 1995;
Eggins et al. 1997). Die Korrelation ist begründet durch das stärkere inkompatible
Verhalten von Nb als Ta beim Aufschmelzen von Klinopyroxen (DNb/DTa ca. 0,3-0,8 in
Cpx; Münker et al. 2004). Wie in Abbildung 4.21 dargestellt, zeigen die Proben der copper
porphyry-Systeme und polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo, Laurani und Carangas
eine positive Korrelation. Die geochemische Zusammensetzung der Gesteine lässt somit
auf eine Kontrolle durch den Mantelkeil schließen. Im Gegensatz dazu weisen die Proben
der tin porphyry-Systeme keine Korrelation auf. Dies spricht für die Genese aus einem
anderen Entstehungsbereich, wie z. B. Aufschmelzung der kontinentalen Kruste. Die
Korrelation zwischen Nb/Ta und Nb sollte auch bei anderen Elementverhältnissen sichtbar
werden, wie z. B. Zr/Nb, Lu/Hf oder Zr/Hf, falls der Mantelkeil die dominierende Rolle
spielt (Abb. 4.22).
Analog zu den Untersuchungen von Münker et al. (2004) an Gesteinen des KamschatkaAleuten Bogens zeigt sich bei den tin und copper porphyry-Systemen und
polymetallischen Lagerstätten keine deutliche Korrelation zwischen Nb/Ta und Zr/Hf
(Abb. 4.22). Die Schmelzeinschlüsse weisen einen Fraktionierungstrend vom Streufeld der
bulk rocks zu geringen Nb/Ta- und Zr/Hf-Verhältnissen. Proben der copper porphyrySysteme Los Pelambres und Mantos Blancos, der tin porphyry-Systeme und die
unalterierten Proben der Lagerstätten El Salvador und Kori Kollo liegen im MORB-Feld
bzw. darunter und deuten auf eine Entwicklung dieser Gesteine aus MORB hin (Abb.
4.22). Die superchondritischen Nb/Ta-Verhältnisse und erhöhte Zr/Hf- Werte aus
Chuquicamata, El Salvador und Kori Kollo weisen auf andere Prozesse hin. Eine
Überprüfung von unalterierten Gesteinen rezenter Vulkane der Central Volcanic Zone und
Southern Volcanic Zone zeigt ebenfalls keine Korrelation. Nach Münker et al. (2004) lässt
_________________________________________________________________________
109
sich hieraus schließen, dass das Nb/Ta-Verhältnis nicht oder nur zum Teil durch die
Zusammensetzung des Mantelkeils dominiert wird.
Abb. 4.22: Nb/Ta-Zr/Hf-Varationsdiagramm
Schmelzeinschlüsse
der
tin
der
Gesamtgesteinsanalysen
porphyry-Systeme
Potosi,
Llallagua
und
und
Chorolque, polymetallischen Lagerstätten Boliviens Kori Kollo, Laurani und
Carangas und copper porphyry-Systeme Chiles Chuquicamata, El Salvador,
Los Pelambres und Mantos Blancos. Referenzdaten: Macusani Noble et al.
(1984), Pichavant et al. (1987, 1988), Erzgebirge Tischendorf (1989),
Chondritverhältnisse (chondrite ratio) Münker et al. (2003), MORB aus
Münker et al. (2004), kontinentale Kruste (continental crust) Nb/Ta-Daten aus
Linnen & Keppler (1997), Zr/Hf-Werte aus Wedepohl & Hartmann (1994) und
Taylor & McLennan (1995).
4.5.4 Schlussfolgerung
Die hohen Nb/Ta-Verhältnisse in einigen copper porphyry-Systemen lassen sich nicht
eindeutig einem magmatischen Prozess, wie z. B. Aufschmelzen der ozeanischen Kruste
oder Mantelkeilzusammensetzung in einer Subduktionszone, zuweisen. Es ist nicht
auszuschließen, dass residualer Rutil oder Mg-Amphibole bei dem Prozess der Nb-Ta-
110
_________________________________________________________________________
Fraktionierung (Münker et al. 2004) eine Rolle spielen. Es bleibt fraglich, in welchen
Bereichen diese Fraktionierung, die mit der Bildung von Granat bzw. Hornblende
zusammenhängt, stattfindet. Fast alle Proben (außer Mantos Blancos) zeigen eine
Abreicherung an HREE, was auf Granat bzw. Hornblende im Residuum zurückzuführen
ist. Hierdurch entsteht eine adakitische Signatur die Münker et al. (2004) als Hinweis einer
slab melt-Komponente deutet. Insgesamt weisen die untersuchten Proben aber ein zu hohes
Nb/Ta-Verhältnis auf, um als Adakite definiert zu werden. Bei der Bildung von Granat im
Residuum ist es möglich, dass residualer Rutil Nb bzw. Ta bindet. Dieser Prozess kann
sich, wie oben beschrieben, bei der Bildung von slab melts abspielen, aber auch bei der
Entstehung von Magmen im Mantelkeil oder einer sich verdickenden kontinentalen Kruste
(Kay & Mpodozis 2001). Im Umkehrschluss wäre es auch möglich, dass sich Rutil durch
eine frühere Kristallisationsfraktionierung z. B. in einer kontinentalen mafischen
Unterkruste angereichert hat. Zu einem späteren Zeitpunkt wurde dieser Bereich partiell
aufgeschmolzen und führt somit zu einer Anreicherung von Nb und Ta in der Schmelze.
Eine weitere Möglichkeit ist ein analytischer Fehler bei der Bestimmung der Ta-Werte
oder Nb-Werte. Alle erhöhten Verhältniswerte besitzen eine sehr geringe Ta-Komponente,
die nur wenig oberhalb der Nachweisgrenze liegt. Ein Fehler von 100 % würde die TaGehalte ausreichend ansteigen lassen, um mit Nb ein subchondritisches Verhältnis zu
bilden. Andererseits würden 50 % geringere Nb-Gehalte in den copper porphyry-Systemen
Chuquicamata und El Salvador das gleiche Ergebnis liefern.
Ein weiterer Punkt ist, dass nur alterierte Proben ein hohes Nb/Ta-Verhältnis zeigen. Dies
lässt auf eine An- bzw. Abreicherung der Elemente während der starken hydrothermalen
Alteration schließen. Nb und Ta sind im Allgemeinen sehr immobil in wässrigen Lösungen
und können nur aus Glimmern und Hornblenden stammen, in denen sie Fe, Ti oder sich
gegenseitig ersetzen. Da die erhöhten Nb-Gehalte bei konstant geringen TaKonzentrationen nur in alterierten Proben der copper porphyry-Systeme Chuquicamata
und El Salvador sowie dem gold porphyry Kori Kollo zu finden sind, ist ein
hydrothermaler Transport und eine Anreicherung während der Alteration nicht
auszuschließen.
4.6
Hohe Kupfergehalte in Schmelzeinschlüssen
Die Untersuchungen von Dietrich et al. (1999), Dietrich (1999) und Campos et al. (2002)
dokumentieren hohe Kupfergehalte in Schmelzeinschlüssen der bolivianischen tin
_________________________________________________________________________
111
porphyry-Systeme bzw. dem copper porphyry-System Zaldivar. Bei den analysierten
Schmelzeinschlüssen mit hohen Cu-Gehalten handelt es sich um homogenisierte
Schmelzeinschlüsse. Zur Analyse von Schmelzeinschlüssen mit der EMPA, PIXE oder
SIMS wird ein homogenes Glas benötigt. Da im Falle der tin porphyry-Systeme Llallagua
und zum Teil Potosi (Dietrich et al. 1999) sowie der copper porphyry-Systeme
Chuquicamata und Mantos Blancos nur rekristallisierte Schmelzeinschlüsse zur Verfügung
standen, wurden diese homogenisiert (siehe Kapitel 3.2.1).
Abb. 4.23: Logarithmisches Wahrscheinlichkeitsnetz der Schmelzeinschlüsse (A, C) und
Gesamtgesteine (B, D) der tin porphyry-Systeme Potosi, Llallagua und
Chorolque und der polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo und Laurani.
112
_________________________________________________________________________
Dietrich et al. (1999) gibt für die zusammengefassten tin porphyry-Systeme Potosi,
Llallagua
und
Chorolque
Wahrscheinlichkeitsnetz
für
eine
Cu
bimodale
an.
Die
Verteilung
Verteilung
im
kann
in
logarithmischen
homogenisierte
Schmelzeinschlüsse mit hohen Cu-Werten und natürliche Schmelzeinschlüsse mit geringen
Cu-Gehalten aufgeteilt werden. Mit den neuen Daten ergibt sich ebenfalls eine bimodale
Verteilung für die Schmelzeinschlüsse und Gesamtgesteinsdaten (Abb. 4.23A+B). Für die
polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo und Laurani zeigt sich eine unimodale
Verteilung der Cu-Werte in glasigen Schmelzeinschlüssen im Wahrscheinlichkeitsnetz
(Abb. 4.23C). Für die Gesamtgesteinsdaten Kori Kollos liegt, wie bei den tin porphyrySystemen, eine bimodale Verteilung vor (Abb. 4.23D).
Im Cu-Ti-Variationsdiagramm ist die Trennung zwischen homogenisierten (hellblaue
Rauten, Abb. 4.24B) und natürlichen (dunkelblaue, Abb. 4.24A) Schmelzeinschlüssen der
tin porphyry-Systeme deutlich zuerkennen. Zudem zeigt sich eine positive Korrelation
zwischen den natürlichen glasigen Schmelzeinschlüssen der tin porphyry-Systeme und
Kori Kollo. Dieser Trend stimmt mit dem allgemeinen Fraktionierungstrend der
Referenzdaten des Macusani Volcanic Field und der kontinentalen Kruste überein
(Dietrich et al. 1999). Natürliche Schmelzeinschlüsse der polymetallischen Lagerstätte
Laurani dagegen bilden eine Streuverteilung (Abb. 4.24A). Die Streuung der Cu-Daten aus
den Gesamtgesteinsanalysen aller bolivianischen Lagerstätten (Abb. 4.24C) und die
bimodale Verteilung der Daten im Wahrscheinlichkeitsnetz (Abb. 4.23B+D) ist auf
hydrothermale Überprägung und Mineralisation zurückzuführen (Dietrich et al. 1999;
Dietrich 1999).
In den copper porphyry-Systemen zeigt sich ein ähnliches Bild wie in den tin porphyrySystemen. Die homogenisierten Schmelzeinschlüsse aus Chuquicamata, Mantos Blancos
und Zaldivar liegen im gleichen Streubereich und erreichen nur geringfügig höhere CuGehalte als die homogenisierten Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme (Abb.
4.24B). Im Gegensatz dazu stehen die natürlichen Schmelzeinschlüsse der Lagerstätten El
Salvador
und
Alumbrera
(Abb.
4.24A).
Sie
spiegeln,
wie
die
natürlichen
Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme, allgemeine Fraktionierungstrends. Die
Schmelzeinschlüsse aus dem porphyry-System Alumbrera sind nicht nur aus QuarzPhänokristallen, sondern vorwiegend aus Plagioklas und Amphibol, die relativ frühe
magmatische
Entwicklungsstadien
repräsentieren.
Entsprechend
zeigen
die
Schmelzeinschlüsse eine große Variationsbreite. Zusammen mit den natürlichen
Schmelzeinschlüssen der anderen zentral-andinen porphyry-Systeme belegen die Daten
_________________________________________________________________________
113
einen allgemeinen magmatischen Entwicklungsprozess (magmatic evolution), der die
durch Abnahme von Cu und Ti von mehr als zwei Größenordnungen charakterisiert ist.
Die Schmelzeinschlüsse aus dem porphyry-System Alumbrera mit konstanten Ti- und
abnehmenden Cu-Gehalten repräsentieren die Entmischung einer Sulfidschmelze (Halter et
al. 2005).
Abb. 4.24: Cu-Ti-Variationsdiagramm
der
natürlichen
(A)
und
homogenisierten
Schmelzeinschlüsse (B) und Gesamtgesteinsdaten (C) der bolivianischen tin
porphyry-Systeme, der polymetallischen Lagerstätten und der copper
porphyry-Systeme. Referenzdaten Macusani aus Noble et al. (1984), Pichavant
et al. (1987, 1988), Alumbrera aus Halter et al. (2004), Zaldivar aus Campos et
al. (2002), upper und bulk crust aus Taylor & McLennan (1995).
_________________________________________________________________________
114
Die Gesamtgesteinsdaten der copper porphyry-Systeme bilden, wie die Daten der tin
porphyry-Systeme, eine Streuverteilung (Abb. 4.24C), die auf hydrothermale Überprägung
bzw. Mineralisation zurückgeht.
Die Wahrscheinlichkeitsnetzanalyse der copper porphyry-Schmelzeinschlussdaten zeigt
eine bimodale Verteilung für Chuquicamata und Zaldivar (Abb. 4.25A+F). El Salvador,
Mantos Blancos und Alumbrera weisen eine unimodale Verteilung der Cu-Gehalte auf
(Abb. 4.25C-E). Gesamtgesteinsanalysen zeigen eine bimodale Cu-Verteilung für
Chuquicamata, El Salvador und Alumbrera (Abb. 4.25B+C+E) sowie eine unimodale
Verteilung für Mantos Blancos (Abb. 4.25D).
Eine unimodale Cu-Verteilung, wie in Mantos Blancos, weist auf ein hydrothermales
System hin von dem alle untersuchten Gesteinsproben überprägt wurden. Bei allen anderen
Lagerstätten mit bimodaler Cu-Verteilung der Gesamtgesteinsdaten deutet die Population 1
auf hydrothermale Überprägung bzw. Mineralisation hin. Die Population 2 steht für den
background und streut in allen Lagerstätten um den Cu-Wert der kontinentalen Kruste
(upper bzw. bulk crust) von 75 ppm Cu (Taylor & McLennan 1995).
Die Cu-Gehalte der natürlichen Schmelzeinschlüsse liegen im Normalfall unterhalb der
Gesamtgesteinszusammensetzung bzw. der Population 2, wie z. B. in Kori Kollo, El
Salvador und Alumbrera. Es kann auch eine Streuung der Schmelzeinschlussdaten über
eine großen Bereich auftreten, wie z. B. in Alumbrera, da hier Einschlüsse
unterschiedlicher Fraktionierungsphasen und Wirtsminerale zusammengefasst wurden.
Ungewöhnlich dagegen ist die Lage der Cu-Verteilung der Schmelzeinschlüsse parallel
bzw. oberhalb zu den Gesamtgesteinsdaten, wie sie in den tin porphyry-Systemen (Abb.
4.26A+B), Chuquicamata (Abb. 4.25A+B) und Zaldivar (Abb. 4.25F) bzw. Mantos
Blancos (Abb. 4.25D) auftritt.
Roedder (1979), Thomas (1994), Anderson (2003) und Kamenetsky & Danyushevsky
(2005) weisen darauf hin, dass die ursprüngliche Zusammensetzung, insbesondere der
volatilen Komponente, durch Veränderungen der Schmelzeinschlüsse nach dem Einfangen
verändert werden kann. Diese Änderungen können aus der Kristallisation auf den
Einschlusswänden, Diffusionsaustausch mit dem Wirtmineral und umgebenden Magma
sowie Leckagen resultieren (Skirius et al. 1990; Qin et al. 1992; Tait 1992; Thomas 1994;
Nielsen et al. 1998; Danyushevsky et al. 2000; Gaetani & Watson 2000; Davidson &
Kamenetsky 2001; Frezzotti 2001; Cottrell et al. 2002; Anderson 2003; Kamenetsky &
Danyushevsky 2005).
_________________________________________________________________________
115
Abb. 4.25: Logarithmisches
Wahrscheinlichkeitsnetz
der
Schmelzeinschlüsse
und
Gesamtgesteine der copper porphyry-Systeme Chuquicamata (A + B), El
Salvador (C), Mantos Blancos (D, Daten zum Teil von Ramírez et al. 2005),
Alumbrera (E, Daten von Halter et al. 2004) und Zaldivar (F, Daten von
Campos et al. 2002).
116
_________________________________________________________________________
Kamenetsky & Danyushevsky (2005) untersuchten das Verhalten von Cu und Ag in
Schmelzeinschlüssen, die unter verschiedenen Bedingungen homogenisiert wurden.
Variiert wurde die Homogenisierungstemperatur und Dauer. Darüber hinaus wurde das
Umfeld während der Homogenisierung verändert. Ein Teil der Einschlüsse wurde für die
Homogenisiertung in Pt-Folie eingewickelt. Der andere Teil ist mit NaCl bzw. CuSO4
homogeniesiert worden (Kamenetsky & Danyushevsky 2005). Die Experimente deuten auf
einen Austausch von Kupfer und Silber während der Homogenisierung hin, wogegen sich
alle anderen untersuchten Elemente neutral verhalten. Messergebnisse zeigen einen
Anstieg
des
Cu-Gehaltes
in
den
Schmelzeinschlüssen
mit
zunehmender
Homogenisierungsdauer und bei zusätzlichem Cu in der Umgebung der Einschlüsse. Die in
Pt-Folie homogenisierten Schmelzeinschlüsse weisen geringe Cu-Werte auf. Diese
Ergebnisse lassen auf eine optisch nicht identifizierbare Cu-Ag-haltige Phase (Fluid, Brine,
Sulfid, Sulfat usw.) schließen, die für den Austausch von Cu und Ag verantwortlich ist
(Kamenetsky & Danyushevsky 2005). Zudem zeigt sich nach Kamenetsky &
Danyushevsky (2005), dass in einer gezielt mit Cu angereicherten Umgebung die CuMobilität durch den Quarzwirt der kontrollierende Faktor für den Cu-Gehalt ist. Die
Diffusion von Cu-Ionen kann auf Dislokationen, Kanälen, Zwillingsebenen oder anderen
Defekten im Quarz (Kronenberg 1994) stattfinden und zu einem offenen System führen
(Kamenetsky & Danyushevsky 2005).
Aufgrund der Homogenisierung der Schmelzeinschlüsse der tin porphyry-Systeme und der
copper porphyry-Systeme Chuquicamata und Mantos Blancos in Form von Gesteinschips
und nicht als Einzelquarzkörner ist es nicht auszuschließen, dass Cu von außen dem
Einschluss zugeführt wurde. Kupfersulfide treten häufig disseminiert und auf veinlets in
den Gesteinsproben auf. Für die homogenisierten Schmelzeinschlüsse kann daher nach den
Untersuchungen von Kamenetsky & Danyushevsky (2005) angenommen werden, dass es
sich bei den hohen Cu-Gehalten um laborative Artefakte handelt.
Eine weitere Erklärungsmöglichkeit der hohen Cu-Werte in den Schmelzeinschlüssen ist
ihre hydrothermale Überprägung während der Alteration und Mineralisation. Hierfür
spricht die Überlagerung mit den Gesamtgesteinspopulationen der tin porphyry-Systeme
(Population 1 in Abb. 4.23A+B) und des copper porphyry-Systems Chuquicamata (Abb.
4.25A+B). Besonders deutlich wird dies beim Vergleich der copper porphyry-Systeme
Mantos Blancos (Abb. 4.25D) und El Salvador (Abb. 4.25C). In Mantos Blancos
überlagern sich die Verteilungskurven der Schmelzeinschlüsse mit den Gesteinen des
Rhyolith-Doms und Diorits und lassen auf eine gemeinsame Überprägung schließen. Die
_________________________________________________________________________
117
natürlichen Schmelzeinschlüsse von El Salvador aus einem hydrothermal wenig
überprägten post-mineralischen dyke haben dagegen sehr niedrige Cu-Gehalte von < 10
ppm Cu. Das Defizit an Kupfer in diesen Schmelzeinschlüssen kann als Folge der
vorangegangen Entmischung einer wässrigen Fluidphase aus dem Schmelzsystem
verstanden werden, wobei Cu der Schmelze entzogen wird. Aus dieser Restschmelze
eingefangene Schmelzeinschlüsse weisen geringe Cu-Gehalte auf (Lowenstern 1993).
Eine weitere Erklärung für hohe Cu-Gehalte in Schmelzeinschlüssen sind Inhomogenitäten
innerhalb der Einschlüsse vor oder nach dem Aufschmelzen. Mit eingefangene Cu-reiche
Mineralphasen oder die Kristallisation von Sulfiden im Einschluss, die während des
Homogenisierungsvorgangs nicht vollständig aufgeschmolzen wurden oder sich danach
durch zu langsames Abschrecken neugebildet haben, können ebenfalls den Cu-Gehalt
beeinflussen. Bilder der homogenisierten Schmelzeinschlüsse (Abb. 4.26A-F) zeigen
deutlich eine inhomogen Verteilung des Cu im Einschluss. Bei den Abbildungen 4.26A-F
handelt es sich um Back Scattered Electron (BSE) Bilder der Elektronenstrahl-Mikrosonde
von homogenisierten Schmelzeinschlüssen der copper porphyry-Systeme Chuquicamata
und Mantos Blancos. Auf der linken Seite sind die Schmelzeinschlüsse und auf der rechten
Seite die Cu-Verteilung in den Schmelzeinschlüssen dargestellt. Abb. 4.26B zeigt die
Anreicherung von Cu an den Schmelzeinschlusswänden. In Abb. 4.26D ist eine mehr oder
weniger homogene Verteilung zu erkennen. Innerhalb des Einschlusses und im Quarz
deuten starke Intensitäten auf Cu-Minerale, wahrscheinlich Sulfide, hin. Abbildung 4.26F
zeigt eine inhomogene Cu-Verteilung im Einschluss.
118
_________________________________________________________________________
Abb.: 4.26: Back Scattered Electron (BSE) Bilder der Elektronen-Mikrostrahlsonde den
Schmelzeinschlüssen und der Cu-Verteilung in den Einschlüssen CH1-1x3a
(A+B), CH1-1x4a+b (C+D) und MB5-3x3a (E+F) der copper porphyrySysteme Chuquicamata und Mantos Blancos.
4.6.1 Schlussfolgerung
Insgesamt ist es unwahrscheinlich, dass sich derartig hohe Cu-Konzentrationen primär in
der Schmelze befunden haben. Ewart (1982) gibt den Cu-Gehalt für kalkalkalische
mafische Gesteine mit 50 ppm Cu und für Rhyodazite mit ~5 ppm Cu an. Zu ähnlichen
Resultaten kommen auch Halter et al. (2005) für das copper porphyry-System Alumbrera.
Die Schmelzeinschlüsse zeigen hier zwar auch in den Schmelzeinschlüssen höhere Werte
als in den Wirtgesteinen, aber die Unterschiede liegen in einem realistischen Bereich mit
100-200 ppm Cu in den Schmelzeinschlüssen der primitiven Schmelzen und 20-50 ppm Cu
_________________________________________________________________________
119
in den SiO2-reichen Schmelzen. Damit übersteigen sie die Gesamtgesteine zwar um das
zwei- bis fünffache, aber nicht um das mehr als 1000fache wie im Fall von Chuquicamata
und Mantos Blancos, wenn man eine Cu-Konzentration von 10 ppm in einem Rhyolith
zugrunde legt.
Am wahrscheinlichsten scheint die hydrothermale Überprägung der Schmelzeinschlüsse
bzw. die Anreicherung des Cu im Einschluss während der Homogenisierung, wie es
Kamenetsky & Danyushevsky (2005) experimentell gezeigt haben.
120
_________________________________________________________________________
5
Subduktionsmodelle zur Genese von porphyry-Systemen
Die ermittelten Ergebnisse aus den geochemischen Analysen der Gesamtgesteine,
Schmelzeinschlüsse sowie die Bor-Isotopie lassen auf unterschiedliche Genesemodelle der
copper und tin porphyry sowie polymetallischen Lagerstätten Boliviens und Chiles
schließen. In diesem Kapitel sollen mögliche Subduktionsmodelle zur Entstehung der
Schmelzen vorgestellt werden.
In den Analysen der REE zeigt sich in allen Lagerstätten, außer Mantos Blancos, eine
Abreicherung der HREE gegenüber der LREE (Abb. 4.2A-F), die auf Granat oder
Hornblende im Residuum hindeutet. Aufgrund der geochemischen Zusammensetzung der
copper porphyry-Systeme Chuquicamata, El Salvador, Los Pelambres und dem tin
porphyry-System Potosi lässt sich schließen, dass es sich um Adakite handeln könnte.
Adakite entstehen beim Aufschmelzen der subduzierten ozeanischen Kruste (slab melting,
(Defant & Drummond 1990). Münker et al. (2004) sehen in dem Auftreten von residualem
Rutil in Eklogit der subduzierten Kruste einen Hinweis auf slab melts. Für die tin und
copper porphyry-Systeme sowie die polymetallischen Lagerstätten Kori Kollo, Laurani
und Carangas ist aber kein eindeutiger Einfluss einer slab melt-Komponente zu erkennen.
Die Ergebnisse der Bor-Isotopenuntersuchungen an Schmelzeinschlüssen (siehe Kapitel
4.4) geben für die Herkunft des Bors der copper porphyry-Systeme die subduzierte,
alterierte ozeanische Kruste und für die tin porphyry-Systeme und die polymetallischen
Lagerstätten eine kontinentale Herkunft des Bors an (Abb. 4.14 und 4.15). Ein Vergleich
mit Nd- und Sr-Isotopenmessungen bestätigt die Ergebnisse der Bor-Isotopie (Abb. 4.16).
Die Ergebnisse der Untersuchungen an Schmelzeinschlüssen und Gesamtgesteinen deuten
auf zwei Genesemöglichkeiten hin, wenn man das slab melting ausschließt. Erstens: die
G enese in einer „norm alen“ S ubduktionszone, w ie sie b ei R ichards (2005) beschrieben ist.
Zweitens: Lagerstättenbildung in einer flachen Subduktionzone (flat slab subduction) mit
gleichzeitiger Verdickung der Kruste nach Kay & Mpodozis (2001). Der Begriff
„norm ale“ S ubduktion steht hier für eine S ubd uktionszone m it einem A btauchw inkel
zwischen 30 - 40°. Dieser Typ wird auch als Anden-Typ bezeichnet, was hier aber
irreführend ist, da die flache Subduktion auch in den Anden auftritt.
_________________________________________________________________________
121
5.1 Modell 1: Normale Subduktion
Bei dem Modell, das bei Richards (2005) beschrieben ist, handelt es sich um das klassische
Modell einer Subduktion mit der Bildung von kalk-alkalischen Magmen (Abb. 5.1). Die
Gesteine der Lagerstätten entstehen durch das partielle Aufschmelzen des metasomatisch
veränderten asthenosphärischen Mantelkeils (Tatsumi et al. 1986; Peacock 1993; Arculus
1994; Richards 2005). Wobei die Grundlage der metasomatischen Umwandlung des
Mantelkeils Fluide sind, die aus der subduzierten Platte dehydrieren. Die Hochdruck(~3 GPa) und Niedrigtemperatur- (700 - 800°C) Metamorphose der ozeanischen Kruste am
Übergang von Blauschiefer zu Eklogit in ca. 100 km Tiefe verursacht das Aufbrechen von
wasserhaltigen Kristallstrukturen wie Serpentinit, Ampbibol, Zoisit und Lawsonit. Das
freigesetzte Wasser ist angereichert mit wasserlöslichen Elementen wie LILE (Rb, K, Cs,
Ba und Sr), S und Halogene und migriert in den Mantelkeil, wodurch die
Solidustemperatur verringert wird und es zu Schmelzbildung kommt.
Abb. 5.1: S truktur und P rozesse in einer „norm alen“ S ubduktionszone m it einem
Abtauchwinkel von 30 - 40°, aus Richards (2005).
122
_________________________________________________________________________
Die Oxidation des Mantelkeils durch die Subduktionsfluide führt zur Destabilisierung der
Sulfidphasen im Mantelkeil und erhöht die Löslichkeit von Schwefel in der Schmelze.
Hierdurch verhalten sich chalkophile Elemente wie Cu und Au, die normalerweise in die
Sulfidphase partionieren würden, inkompatibel und reichern sich in der Schmelze an
(Mungall 2002; Richards 2005).
Nach der partiellen Aufschmelzung des Mantelkeils steigen die meist basaltischen
Magmen auf und sammeln sich im Übergangsbereich vom Mantel zur kontinentalen
Unterkruste. Hildreth & Moorbath (1988) bezeichnen diesen Bereich als MASH-Zone
(melting, assililation, storage and homogenisation), da hier eine Kombination aus
Aufschmelzen, Assimilation, Speicherung und Homogenisierung der primären basaltischen
Schmelze mit der kontinentalen Kruste stattfindet.
Es kommt zu einer weiteren Anreicherung der inkompatiblen und volatilen Elemente. Die
Zusammensetzung der primären Basalte ändert sich durch partielles Aufschmelzen der
kontinentalen Kruste zu Andesit, der aufgrund seiner geringeren Dichte weiter in die
kontinentale
Kruste
aufsteigt.
Der
weitere
Aufstieg
in
eine
oberflächennahe
Magmakammer wird begünstigt durch eine Abnahme des regionalen Stresses oder dem
Ende eines tektonischen Zykluses (Richards 2005). Durch Kristallisation und
Fraktionierung in der Magmakammer können sich hochentwickelte Schmelzen wie
Rhyolith bilden, die sich mit Andesit zu Dazit mischen und Stöcke bilden. Durch die
Fraktionierung und Abkühlung des Magmas kommt es auch zur Entmischung der Volatile,
die in der Bildung eines Hydrothermalsystems endet.
5.2 Modell 2: Flache Subduktion (flat slab subduction)
Das zweite Model zur Lagerstättengenese bzw. Schmelzbildung wurde von Kay &
Mpodozis (2001) entwickelt. Es handelt sich hierbei um die Lagerstättenbildung zu Beginn
oder Ende einer flachen Subduktion (flat slab subduction) bei gleichzeitiger
Krustenverdickung. Flat slab subduction tritt rezent in den Anden zwischen den einzelnen
vulkanisch aktiven Zonen auf, bedingt durch die Subduktion von aseismischen Rücken wie
Nazca und Juan Fernandez Ridge.
_________________________________________________________________________
123
Abb. 5.2: Schematisches Profil einer flat slab subduction im Bereich der rezenten Chile
flat slab-Zone bei ~30°S nach Kay & Mpodozis (2001). Das Profil zeigt die
Veränderung in der Plattengeometrie, Krustenmächtigkeit, aktiven Vulkanismus
und die Deformation vor, während und nach der Mineralisation. Die Größe der
Vulkansymbole gibt das Eruptionsvolumen wieder. Aktive Störungen sind rot
gekennzeichnet.
Die flache Subduktion beginnt mit einer normalen Subduktionszone deren Abtauchwinkel
langsam abnimmt (Abb. 5.2A). Kay & Mpodozis (2001) nehmen für diese Periode eine
kontinentale Krustenmächtigkeit von ~35 km an, was ein Vorherrschen von
Klinopyroxenen in der Unterkruste zur Folge hat. Es kommt zur Dehydrierung der
subduzierten ozeanischen Platte und Bildung von partiellen Schmelzen. Aufgrund des
flacheren Subduktionswinkels verbreitert sich der magmatische Bogen (Abb. 5.2B+C).
Zudem wandert der magmatische Bogen nach Osten durch die Verdrängung des
Mantelkeils (Mlynarczyk & Williams-Jones 2005). Durch Unterlagerung (underplating)
mafischer Schmelzen und Intrusion nimmt die Krustenmächtigkeit auf 40 - 50 km zu (Abb.
5.3). Bei diesen Krustenmächtigkeiten gehen die Klinopyroxene in Amphibole über, wie
amphibolhaltige, eruptive, prämineralische Gesteine aus den Bereichen El Indio und El
Teniente zeigen (Kay & Mpodozis 2001). Bei fortschreitender Subduktion des
124
_________________________________________________________________________
aseismischen Rückens wird der Fluidfluss geringer und es bilden sich geringere
Magmamengen. Bei einer Krustenmächtigkeit von > 50 km werden die Amphibole instabil
und es entsteht Granat. Während dieses Übergangs wird aus den Amphibolen Wasser
freigesetzt und es bilden sich intrakrustale Schmelzen mit Granat im Residuum (Abb. 5.3).
Aufgrund der oxidierenden Bedingungen durch die Fluide aus dem ozeanischen slab
werden chalkophile Elemente wie Cu und Au in der Schmelze angereichert und steigen in
höhere Krustenbereiche auf (Kay & Mpodozis 2001).
Abb.5.3: Schematisches Modell zur Lagerstättengenese in den zentralen Anden modifiziert
nach Kay & Mpodozis (2001).
Dieser Vorgang kann sich am Ende der flat slab subduction wiederholen, wenn der
Abtauchwinkel wieder zunimmt und die Asthenosphäre zwischen die kontinentale und
ozeanische Kruste eindringt. Die steigenden Temperaturen durch den Mantelkeil führen
zum Aufschmelzen der fluidgesättigten Unterkruste (Kay & Mpodozis 2001).
5.3 Schlussfolgerung
Die Bildung der copper porphyry-Systeme lässt sich mit beiden Modellen beschreiben. Die
Dehydrierung der subduzierten ozeanischen Kruste führt zur Entstehung von Schmelzen
_________________________________________________________________________
125
mit positiven 11B-Werten (Abb. 5.3) und positiven Nd-Daten. Granat im Residuum in der
subduzierten Kruste (Modell 1) und in der kontinentalen Unterkruste (Modell 2) bildet das
adakitähnliche REE-Muster. Durch Rutilfraktionierung in der MASH– Zone des Modells 1
und in der kontinentalen Unterkruste (Modell 2) könnte es zu einer Signatur kommen, wie
sie für das direkte Aufschmelzen der ozeanischen Kruste typisch wäre.
Die tin porphyry-Systeme und polymetallischen Lagerstätten zeigen gegenüber den copper
porphyry-Systemen
mit
negativen
11B-
und
Nd-Werten
eine
kontinentale
Isotopensignatur, was auf intrakrustale Aufschmelzung schließen lässt. Dieser Vorgang ist
mit dem Modell 1 einer normalen Subduktion nur zu erklären, wenn sich die
Mantelschmelzen unter der Unterkruste sammeln und diese zum Schmelzen bringen
(Hildreth 1981). Die positiven 11B- und Nd-Werte der entstandenen Schmelze müssten
durch starke Kontamination bzw. Assimilation von kontinentalen Krustenmaterial in
negative Werte gewandelt werden. Die Fluide aus der alterierten ozeanischen Kruste
können hohe positive 11B-Werte erreichen: bis zu 26.2 ‰
in pelagischen S edim enten
(Ishikawa & Nakamura 1993). Die andine kontinentale Kruste erreicht dagegen 11BWerte um – 8.9 ‰ . E ine K ontam ination oder A ssim ilation w ürde M ischw erte ergeb en. D ie
Bor-Isotopenuntersuchungen zeigen für die tin porphyry-Systeme und Kori Kollo aber
krustenähnliche Werte. Dieses Modell ist zudem unwahrscheinlich für die tin porphyry
Bildung, da die Lagerstätten zu weit vom magmatischen Bogen entfernt liegen (heute ca.
600 km). Nach Cahill & Isacks (1992) liegt die Wadati-Benioff-Zone bzw. die subduzierte
Platte am westlichen Rand der Ostanden in einer Tiefe von ca. 350 km. In dieser Tiefe ist
die subduzierte Platte bereits vollständig in Eklogit umgewandelt und nicht mehr in der
Lage, Fluide abzugeben. Im Modell 2, der flachen Subduktion, ist es dagegen durchaus
möglich, dass eine subduzierte Platte im Bereich eines aseismischen Rückens 350 km
zurücklegt (Kay & Mpodozis 2001). Die flache Subduktion mit der Bildung von
intrakrustalen Schmelzen erklärt auch die negativen 11B- und Nd-Werte sowie das REEMuster mit Granat in der kontinentalen Unterkruste. Kay & Mpodozis (2001) und
Mlynarczyk & Williams-Jones (2005) interpretieren die Genese der tin porphyry-Systeme
als E nde einer flachen S ubduktion bzw . einer „K ollision“ zw ischen der N azca-Platte mit
dem südamerikanischen Kontinent.
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_________________________________________________________________________
147
Anhang
Tabelle A1: Probenverzeichnis
148
_________________________________________________________________________
Probe
Gesteinstyp
Llallagua, Bolivien
L6
Mgmatische Brekzie, serizitsiert
L9
Mgmatische Brekzie, serizitsiert
L10
Rhyodazit, serizitisiert
L12
Hydrothermale Brekzie, turmalinisiert
L13
Rhyodazit, serizitisiert + turmalinisiert
L16
Rhyodazitgang, serizitisiert
L18a1
Rhyodazitgang, propylitisiert + serizitisiert
L21a
Rhyodazitgang, serizitisiert + Jarosit
L22
Rhyodazit, serizitisiert
L24a
Magmatische Brekzie
L24b
Magmatische Brekzie, turmalinisiert
L25
Rhyodazit, turmalinisert + serizitisiert
L28
Rhyodazit, turmalinisert
L29
Magmatische Brekzie, turmalinisiert
L30
Rhyodazit, turmalinisert
L31
Rhyodazit, turmalinisert
L32
Rhyodazit, turmalinisert + serizitisiert
L33
Rhyodazit, turmalinisert
L34
Rhyodazit, turmalinisert
L35
Rhyodazit, turmalinisert
L101
Rhyodazit, turmalinisert + serizitisiert
Potosi, Bolivien
P89
Rhyodazit, "Vuggy silica" silifiziert
P90
Rhyodazit, advanced argillic (Quarz-Dickit)
P91
Rhyodazit, advanced argillic (Quarz-Dickit)
P92
Rhyodazit, serizitisiert, supergener Jarosit
P94a
Rhyodazit, serizitisiert
P94b
Rhyodazit, serizitisiert, Pyrit
P95
Rhyodazit, serizitisiert
P96
Rhyodazit, serizitisiert, Pyrit, Cassiterit
P97
Rhyodazit, serizitisiert + turmalinisiert, Pyrit
P98
Rhyodazit, serizitisiert + turmalinisiert, Pyrit
P99
Rhyodazit, serizitisiert + turmalinisiert, Pyrit
Chorolque, Bolivien
C36
Rhyodazit, propylitisiert, Fe-Hydroxide
C37
Rhyodazit, propylitisiert
C45
Rhyodazit, turmalinisiert
C47 I
Rhyodazit, turmalinisiert
C48
Rhyodazit, turmalinisiert, Jarosit
C49
Rhyodazit, turmalinisiert, Jarosit
C52a
Rhyodazit, propylitisiert
C54
Rhyodazit, serizitisiert + propylitisiert
C55
Rhyodazit, serizitisiert + propylitisiert
C56
Rhyodazit, serizitisiert + turmalinisert
C59a
Rhyodazit, turmalinisiert, Jarosit
C60
Rhyodazit, turmalinisiert
C62a
Rhyodazit, turmalinisiert
C63
Rhyodazit, serizitisiert
C64
Rhyodazit, propylitisiert
C71a
Rhyodazit, turmalinisiert
C73
Rhyodazit, serizitisiert, hypgener Jarosit
C74
Rhyodazit, turmalinisiert
Lokalität
Koordinaten UTM [mine grid] Höhe ü. NN
N-Seite
SE-Grat
SE-Grat
S-Seite
Glory Hole I
Glory Hole II
C° Espritu Punta
südl. Schacht Animas
Gipfel C°Juan d. V.
ENTEL Antenne
Sohle 650
Sohle 650
Sohle 446, Schacht San Miguel
Sohle 383, Schacht San Miguel
Sohle 500, Schacht San Miguel
Sohle 551, Schacht San Miguel
Sohle 600, Schacht San Miguel
Sohle 215, Schacht Mistico
Sohle 355, Schacht Mistico
Sohle 285, Schacht Mistico
Sohle 125, Schacht Mistico
19 K 07 54552 / 79 59581
19 K 07 54879 / 76 58607
19 K 07 54823 / 79 58658
19 K 07 54396 / 79 58581
19 K 07 54408 / 79 58719
19 K 07 54363 / 79 58652
19 K 07 53885 / 79 58460
19 K 07 54507 / 79 58633
19 K 07 54382 / 79 58988
19 K 07 53812 / 79 59391
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
untertage
4380 m
4465 m
4490 m
4470 m
4480 m
4480 m
4650 m
4460 m
4565 m
4585 m
Gipfel
N-Seite
NW-Seite
NE-Seite
NE-Seite (Aufschluß)
NE-Seite (Halde)
N-Seite
Sohle 0, Galeria Keller
Sohle 0, Sektion Miniblock
Sohle 7, Schacht Bolivar
Sohle 2, Schacht Bolivar
19 K 02 11656 / 78 28986
19 K 02 11619 / 78 28918
19 K 02 11436 / 78 28895
19 K 02 12199 / 78 29359
19 K 02 12070 / 78 29345
19 K 02 12070 / 78 29345
19 K 02 11869 / 78 29232
untertage
untertage
untertage
untertage
4790 m
4660 m
4620 m
4410 m
4450 m
4450 m
4540 m
C° Reforma
NW-Grat
Gipfel C° Chorolque
SW-Grat
SW-Grat
SW-Grat
NE-Grat
NE-Grat
NE-Grat
NE-Grat
SE-Grat
SE-Grat
Mina Siete
S-Grat
SW-Grat
Sohle 12
Sohle 12
Sohle 12
19 K 08 06051 / 76 83305
19 K 08 07807 / 76 85272
19 K 08 08510 / 76 84426
19 K 08 08359 / 76 84112
19 K 08 08243 / 76 84027
19 K 08 08064 / 76 83957
19 K 08 09103 / 76 85744
19 K 08 09040 / 76 85145
19 K 08 09032 / 76 84960
19 K 08 09329 / 76 85081
19 K 08 09398 / 76 84226
19 K 08 09012 / 76 84083
19 K 08 08858 / 76 83824
19 K 08 08467 / 76 83508
19 K 08 07774 / 76 83445
untertage
untertage
untertage
4940 m
4845 m
5597 m
5410 m
5315 m
5160 m
4790 m
5060 m
5150 m
5000 m
5100 m
5110 m
4980 m
4970 m
4920 m
_________________________________________________________________________
149
Probe
Gesteinstyp
Lokalität
Koordinaten UTM [mine grid] Höhe ü. NN
Kori Kollo
KK1
Dazit serizitisiert
W-Wand Tagebau
KK2
Dazit silifiziert
Sohle Tagebau
KK3
Dazit silifiziert
W-Wand Tagebau
KK4
Dazit serizitisiert
N-Wand Tagebau
KK5
Dazit serizitisiert
KK6
Dazit serizitisiert
KK7
19 K 06 64247 / 80 30978
3750 m
S-Wand Tagebau
19 K 06 64231 / 80 30748
3750 m
E-Wand Tagebau
19 K 06 64497 / 80 30888
3682 m
Dazit argillic
E-Wand Tagebau
19 K 06 64617 / 80 31159
3762 m
KK8
Dazit propilitic
N-Seite Cerro Llallagua
19 K 06 63071 / 80 33107
3776 m
KK9
Dazit silifiziert
N-Seite Cerro Llallagua
19 K 06 63542 / 80 33031
3775 m
KK10
Dazit
N-Spitze Cerro La Joya
19 K 06 58223 / 80 36284
3763 m
KK11
Dazitbrekzie stark alteriert
Gipfel Cerro La Joya
19 K 06 57485 / 80 34088
4173 m
KK12
Dazit-Rhyodazit
N-Seite Quimsachata
19 K 06 47450 / 80 32049
3758 m
KK13
Andesit Tuff
Cerro Pujno
19 K 06 54165 / 80 40970
3755 m
KK14
Dazit
N-Seite Cerro Quiviri
19 K 06 62865 / 80 35852
3751 m
KK15
Dazit silifiziert
Gipfel Cerro La Barca
19 K 06 63612 / 80 35025
3782 m
Laurani
LA1
Dazit
19 K 06 29658 / 80 77880
LA2
Dazit serizitisiert
19 K 06 30234 / 80 77471
Carangas
CA1
Rhyolith
N-Flanke Cerro Espritu Santo
19 K 05 39055 / 79 05785
3987 m
CA2
Rhyolith
N-Flanke Cerro Espritu Santo
19 K 05 39050 / 79 05841
3985 m
150
_________________________________________________________________________
Probe
Gesteinstyp
Lokalität
Koordinaten UTM [mine grid] Höhe ü. NN
Chuquicamata, Chile
Cu1
Porphyry Este, serizitisiert
Sohle 2437 (M1), S
19 K 0510219 / 7534556
Cu2
Porphyry Banco, K-Metasomatose
Sohle 2770 (F4), N
19 K 0511244 / 7536421
Cu3
Porphyry Oeste, argilitisiert + serizitisiert
Sohle 2770 (F4), N
19 K 0511118 / 7537201
Cu4
Porphyry Este, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 2541, N
19 K 0510742 / 7536641
Cu5
Porphyry Este, serizitisiert
Sohle 2650, S
19 K 0510322 / 7535072
Cu6
Porphyry Este Gang, serizitisiert
Sohle 2650, S
19 K 0510301 / 7534690
Cu7
Porphyry Este, serizitisiert
Sohle 2333, zentral
19 K 0510635 / 7536162
Cu8
Granodiorit Elena, propylitisiert
Sohle 3004, E
19 K 0511622 / 7536710
AH 224
Porphyry Feldspatico
NE-Sektor
AH 236
Porphyry Dacitico
NE-Sektor
DDH 122 27.5m Porphyry Este
Sektor Mina Carmen
DDH 122 114.4m Porphyry Este
Sektor Mina Carmen
DDH 123
Porphyry Banco, K-Metasomatose
NE-Sektor
CH1
Porphyry Iris,
SW des Tagebau
19 K 056585 / 7532341
S1
Porphyry L, K-Metasomatose + serizitisiert
Quebrada M, Tagebau
19 J 0445068 / 7097527
S3
Quarz Porphyry, serizitisiert + silifiziert
W-Trichter
19 J 0443826 / 7096735
S4a
Porphyry L, argilitisiert + serizitisiert
N-Trichter
19 J 0444061 / 7096673
S4b
Porphyry L, K-Metasomatose
N-Trichter
19 J 0444061 / 7096673
S6
Porphyry O (X), argilitisiert + serizitisiert
"O-nose" Grat
19 J 0444480 / 7096698
S8
Rhyodazitischer Ignimbrit, serizitisiert + argilitisiert SE C° Indio Muerto
19 J 0445829 / 7095296
S9
Rhyolith, serizitisiert
C° Indio Muerto
19 J 0445474 / 7096348
S10
Quarz Porphyry, argilitisiert, Hämatit
altes Camp
19 J 0445254 / 7098201
S11
Andesit, serizitisiert + argilitisiert
altes Camp
19 J 0445249 / 7098225
S12
Rhyolith, serizitisiert
C° Pelado
19 J 0445994 / 7099190
S13a
Rhyolith, serizitisiert + silifiziert
C° Pelado
19 J 0445851 / 7099293
S13b
Rhyolithbrekzie, serizitisiert + argilitisiert
C° Pelado
19 J 0445851 / 7099293
S14
Quarz Porphyry, serizitisiert
altes Camp
19 J 0445137 / 7098675
S15
Porphyry L, K-Metasomatose + serizitisiert
Quebrada granito
19 J 0443899 / 7094882
S16
Porphyry L, K-Metasomatose
Sohle 2438, untertage
[19756N / 8050W]
S17
Porphyry K, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 2438, untertage
[19756N / 8110W]
S18
Porphyry X, K-Metasomatose
Sohle 2438, untertage
[19756N / 8160W]
S19
Porphyry L, K-Metasomatose
Sohle 2476, untertage
[19840N / 7795W]
S20
Porphyry K, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 2476, untertage
[19825N / 7760W]
S21
Porphyry L, K-Metasomatose
Sohle 2454, untertage
[19850N / 7765W]
S22
Porphyry L, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 2454, untertage
[19820N / 7720W]
S23
Porphyry X, K-Metasomatose
Sohle 2454, untertage
[19755N / 7665W]
S24
Porphyry X, K-Metasomatose
Sohle 2454, untertage
[19745N / 7670W]
MB1
Rhyolite Dome/Dazit
Tagebau Barbara West
MB3
Granodiorit
SW des Tagebau
19 K 03 87096 / 74 07546
875 m
MB4
Granodiorit
19 K 03 88411 / 74 05716
816 m
MB5
Rhyolite Dome/Dazit
MB6
Diorit-Granodiorit
SW des Tagebau
Tagebau Barbara Zentral
Sohle 744 m
Tagebau Barbara Zentral
Sohle 744 m
El Salvador, Chile
Mantos Blancos
_________________________________________________________________________
151
Probe
Gesteinstyp
Lokalität
Koordinaten UTM [mine grid] Höhe ü. NN
Los Pelambres, Chile
LP1
Tonalit, serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58260 / 64 89970
LP5
Porphyr 2, serizitisiert + silifiziert
NW-Gipfel
19 J 03 59000 / 64 91200
LP9a
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58410 / 64 89665
LP9b
Hydrothermale Brekzie, turmalinisiert
W-Seite
19 J 03 58410 / 64 89665
LP10
Tonalit, argilitisiert + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58415 / 64 90545
LP11
Porphyr 2, serizitisiert + argilitisiert
N-Sektor
19 J 03 59660 / 64 92180
LP13
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
N-Sektor
19 J 03 59580 / 64 91150
LP14
Tonalit, K-Metasomatose
N-Sektor
19 J 03 58885 / 64 90715
LP16
Porphyry 2, K-Metasomatose + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58825 / 64 90270
LP20
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
E-Seite
19 J 03 59610 / 64 88750
LP23a
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
N-Sektor
19 J 03 59150 / 64 90615
LP24
Tonalit, serizitisiert
N-Sektor
19 J 03 58970 / 64 90730
LP27a
Andesit, K-Metasomatose + propylitisiert
E-Seite
19 J 03 61143 / 64 87543
LP27b
Porphyry 1, K-Metasomatose + serizitisiert
E-Seite
19 J 03 61200 / 64 87514
LP27c
Porphyry 1, K-Metasomatose + serizitisiert
E-Seite
19 J 03 61200 / 64 87514
LP31a
Tonalit, K-Metasomatose
NW-Gipfel
19 J 03 59000 / 64 91330
LP31b
Tonalit, silifiziert + serizitisiert
NW-Gipfel
19 J 03 59000 / 64 91330
LP33
Andesit, silifiziert + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58675 / 64 88930
LP36
Andesit, argilitisiert + silifiziert
NW-Gipfel
19 J 03 59220 / 64 92095
LP37
Porphyr 2, serizitisiert + silifiziert
NW-Gipfel
19 J 03 59135 / 64 91920
LP39
Diorit, K-Metasomatose + propylitisiert
NW-Gipfel
19 J 03 59230 / 64 91535
LP44
Schwarz Porphyry, K-Metasomatose
E-Seite
19 J 03 59870 / 64 89480
LP45
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
zentraler Sektor
19 J 03 59186 / 64 89570
LP46
Schwarz Porphyry, K-Metasomatose
zentraler Sektor
19 J 03 59125 / 64 89750
LP47
Porphyr 2, K-Metasomatose + serizitisiert
zentraler Sektor
19 J 03 59020 / 64 90015
LP48
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58765 / 64 90250
LP51
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
W-Seite
19 J 03 58830 / 64 90150
LP56
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
E-Seite
19 J 03 59640 / 64 90575
LP61
Tonalit, K-Metasomatose
E-Seite
19 J 03 59460 / 64 90200
LP62a
Tonalit, K-Metasomatose
E-Seite
19 J 03 59560 / 64 89450
LP63
Porphyry 1, K-Metasomatose + propylitisiert
E-Seite
19 J 03 60400 / 64 88543
LP64
Tonalit, serizitisiert + silifiziert
Sohle 3041
19 J 03 59495 / 64 90038
LP66
Andesit, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 3041
19 J 03 59410 / 64 90135
LP71
Schwarz Porphyry, K-Metasomatose
Sohle 3041
19 J 03 59435 / 64 90009
LP72
Porphyr 2, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 3041
19 J 03 59420 / 64 89810
LP73
Porphyr 2, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 3054
19 J 03 59515 / 64 89973
LP74
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
Sohle 3054
19 J 03 60400 / 64 88543
LP75
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
E-Seite
19 J 03 59420 / 64 89705
LP76
Tonalit, serizitisiert
E-Seite
19 J 03 59950 / 64 89790
F44c
Schwarz Porphyry, K-Metasomatose + propylitisiert N-Sektor
19 J 03 59985 / 64 92150
F48
Schwarz Porphyry, K-Metasomatose
NE-Seite
19 J 03 59725 / 64 91060
F51
Tonalit, K-Metasomatose + serizitisiert
NE-Seite
19 J 03 59840 / 64 91170
F53
Porphyr 2, K-Metasomatose + serizitisiert
NE-Seite
19 J 03 59850 / 64 90420
F77
Porphyr 2, argilitisiert + propylitisiert
NE-Seite
19 J 03 59300 / 64 87670
152
_________________________________________________________________________
Probe
Gesteinstyp
Lokalität
Koordinaten UTM [mine grid]
Höhe ü. NN
Los Pelambres, Chile
LP23b Tonalite
JW1
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90849581N / 58422106E]
3354 m
JW2
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90860335N / 58438516E]
3350 m
JW3
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90847251N / 58443208E]
3350 m
JW4
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90876807N / 58451277E]
3350 m
JW5
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90888128N / 58456307E]
3351 m
JW6
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90891702N / 58463321E]
3351 m
JW7
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90899536N / 58468206E]
3351 m
JW8
Andesit-Xenolith, K-Metasomatose + serizitisiert NW-Seite
[90908383N / 58470653E]
3351 m
JW10 Diorite/Tonalite, K-Metasomatose + serizitisiert Tagebauzentrum
[90691935N / 59102171E]
3215 m
JW13 Diorite/Tonalite, K-Metasomatose + serizitisiert Tagebauzentrum
[90711933N / 59023142E]
3212 m
JW16 Diorite/Tonalite, K-Metasomatose + serizitisiert Tagebauzentrum
[90717222N / 58979646E]
3207 m
JW19 Diorite/Tonalite, K-Metasomatose + serizitisiert Tagebauzentrum
[90715530N / 58915929E]
3201 m
JW22 Dacite, K-Metasomatose + serizitisiert
Tagebauzentrum
[90006935N / 59024766E]
3080 m
JW24 Dacite, K-Metasomatose + serizitisiert
Tagebauzentrum
[89943386N / 59023113E]
3080 m
JW26 Dacite, K-Metasomatose + serizitisiert
Tagebauzentrum
[90018579N / 59035012E]
3080 m
_________________________________________________________________________
153
Tabelle A2: Gesteins-Geochemie der tin porphyry-Systeme, Bolivien
154
_________________________________________________________________________
SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Llallagua
L6
L9
L 10
L 12
L 13
L 16
L 18a1
L 21a
L 22
L 24a
L 24b
L 25
L 28
L 29
L 30
L 31
L 32
L 33
L 34
L 35
L 101
Chorolque
C 36
C 37
C 49
C 52a
C 54
C 55
C 56
C 59a
C 63
C 64
C 73
C 74
C 71a
C 60
C 62a
C 45
C 47
C 48
Potosi
P 89
P 90
P 91
P 92
P 94a
P 94b
P 95
P 96
P 97
P 98
P 99
Magmatische Brekzie
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Hydrothermale Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazitgang
Rhyodazitgang
Rhyodazitgang
Rhyodazit
Magmatische Brekzie
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazit
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
72.3
71.9
72.8
73.6
73.5
73.2
66.9
70.0
75.5
72.8
64.0
73.9
72.8
72.4
71.9
71.9
71.7
72.8
72.7
68.5
72.1
0.56
0.61
0.58
0.71
0.62
0.71
0.56
0.66
0.55
0.58
0.55
0.56
0.56
0.59
0.55
0.51
0.58
0.55
0.53
0.56
0.53
15.2
15.6
13.6
12.7
15.8
16.0
15.9
16.5
14.7
15.5
14.5
16.0
15.1
14.9
15.7
15.9
15.9
15.4
15.7
15.6
15.1
1.97
1.59
4.05
4.24
1.83
0.90
4.33
1.33
1.04
2.33
8.33
1.25
2.19
2.83
2.53
2.56
1.84
2.37
2.65
4.45
2.83
0.02
0.03
0.03
0.02
0.01
0.01
0.14
0.02
0.02
0.04
0.02
0.01
0.01
0.01
0.01
0.02
0.01
0.02
0.01
0.02
0.02
0.60
0.66
0.71
1.74
1.13
0.68
0.99
0.50
0.55
0.84
1.45
1.01
1.09
1.23
1.40
1.53
1.24
1.04
1.12
0.98
0.79
0.05 0.02
0.05 0.08
0.12 0.02
0.19 0.61
0.11 0.26
0.12 <0.01
0.23 0.29
0.04 0.17
0.15 0.02
0.06 0.11
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Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
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Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
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_________________________________________________________________________
155
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L 31
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L 34
L 35
L 101
Chorolque
C 36
C 37
C 49
C 52a
C 54
C 55
C 56
C 59a
C 63
C 64
C 73
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C 47
C 48
Potosi
P 89
P 90
P 91
P 92
P 94a
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P 95
P 96
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P 98
P 99
Magmatische Brekzie
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Hydrothermale Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazitgang
Rhyodazitgang
Rhyodazitgang
Rhyodazit
Magmatische Brekzie
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazit
Magmatische Brekzie
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Rhyodazit
Be
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B
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F
ppm
Dst.
S
wt.%
Sc
V
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INAA
Cr
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Ni
Cu
ppm ppm ppm ppm
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276
2020
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156
_________________________________________________________________________
Ga
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L6
Magmatische Brekzie
L9
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Chorolque
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C 62a Rhyodazit
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ppm
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ICPMS
ICPMS
ICPMS
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3
4
3
3
4
4
4
3
3
5
3
4
3
5
5
7
1.4
1.6
1.3
1.7
1.4
1.5
1.5
1.9
1.4
1.4
1.4
1.7
1.3
1.6
1.1
1.7
1.7
2.0
4
16
21
7
4
8
13
35
20
1
5
19
13
23
36
26
45
132
0.25
1.97
2.39
2.20
2.01
1.87
1.95
3.00
4.67
3.47
2.46
0.78
6.32
6.51
5.42
5.95
5.01
5.56
4.99
5.02
4.94
5.29
0.10
0.75
0.70
0.63
0.66
0.60
0.59
0.57
0.49
0.42
0.56
0.59
3.18
2.35
2.68
2.68
2.74
1.93
2.05
1.83
1.22
2.53
0.12
0.43
0.28
0.41
0.32
0.43
0.21
0.24
0.22
0.17
0.40
0.37
0.88
0.62
0.94
0.62
1.06
0.43
0.51
0.41
0.42
0.98
0.06
0.10
0.10
0.12
0.08
0.14
0.07
0.07
0.05
0.06
0.13
0.46
0.66
0.67
0.74
0.59
0.83
0.49
0.49
0.40
0.46
0.80
0.07
0.12
0.12
0.12
0.10
0.13
0.10
0.09
0.08
0.09
0.13
4
5
5
3
4
4
4
3
4
4
3
4.6
3.9
3.8
3.4
3.6
2.9
4.0
3.0
2.8
2.6
2.4
6
9
5
4
4
5
5
13
16
19
8
_________________________________________________________________________
159
Re
ppm
Llallagua
Magmatische Brekzie
L6
Magmatische Brekzie
L9
Rhyodazit
L 10
Hydrothermale Brekzie
L 12
Rhyodazit
L 13
Rhyodazitgang
L 16
L 18a1 Rhyodazitgang
Rhyodazitgang
L 21a
Rhyodazit
L 22
Magmatische Brekzie
L 24a
Magmatische Brekzie
L 24b
Rhyodazit
L 25
Rhyodazit
L 28
Magmatische Brekzie
L 29
Rhyodazit
L 30
Rhyodazit
L 31
Rhyodazit
L 32
Rhyodazit
L 33
Rhyodazit
L 34
Rhyodazit
L 35
Rhyodazit
L 101
Chorolque
Rhyodazit
C 36
Rhyodazit
C 37
Rhyodazit
C 49
Rhyodazit
C 52a
Rhyodazit
C 54
Rhyodazit
C 55
Rhyodazit
C 56
Rhyodazit
C 59a
Rhyodazit
C 63
Rhyodazit
C 64
Rhyodazit
C 73
Rhyodazit
C 74
Rhyodazit
C 71a
Rhyodazit
C 60
Rhyodazit
C 62a
Rhyodazit
C 45
Rhyodazit
C 47
Rhyodazit
C 48
Potosi
Rhyodazit
P 89
Rhyodazit
P 90
Rhyodazit
P 91
Rhyodazit
P 92
Rhyodazit
P 94a
Rhyodazit
P 94b
Rhyodazit
P 95
Rhyodazit
P 96
Rhyodazit
P 97
Rhyodazit
P 98
Rhyodazit
P 99
Ir
ppb
Au
ppb
INAA
Tl
ppm
Pb
ppm
ICP-MS
28
15
20
40
27
29
<2
20
85
29
232
26
22
38
8
21
31
21
28
19
20
20
228
41.3
12.8
7357
35.0
292
8094
12.1
21.8
27.3
4.9
34.0
26.2
28.9
4.4
5.2
13.0
5.1
9.2
142
11
16
290
14
16
37
30
160
20
25
20
38
71
76
68
21
28
37
31.5
8.0
53.3
36.3
16.6
30.2
9.4
129
5.6
26.9
5.3
6.3
12.8
8.3
3.7
27.4
12.0
96.4
<10
31
<6
26
15
<8
37
24
13
35
14
66.3
2473
2404
135
1122
527
2677
36.3
4.7
29.2
82.8
Bi
ppm
AAS
Th
ppm
INAA
3
6
8
<1
<1
4
<1
27
<1
<1
<1
109
<1
2
37
<1
28
<1
<1
4
30
5
<1
<1
<1
6
<1
<1
112
<1
12
<1
<1
<1
<1
<1
<1
<1
5
1
U
ppm
INAA
14.0
14.0
13.0
9.2
13.0
11.0
16.0
26.5
16.0
13.0
12.0
14.0
14.0
13.0
14.0
20.0
16.0
19.0
16.0
16.0
18.0
4.2
3.4
5.2
3.0
5.2
5.0
6.3
5.9
6.2
3.6
5.8
5.1
7.1
5.6
5.6
16.0
7.3
10.0
8.2
7.9
6.8
14.0
17.0
16.0
16.0
15.0
17.0
13.0
20.0
8.7
18.0
23.2
5.3
8.1
4.3
15.0
25.7
19.0
19.0
4.7
5.2
4.4
4.0
5.0
5.7
3.5
6.2
3.2
6.5
7.5
2.4
2.1
2.5
7.3
6.8
6.4
6.1
4.5
26.9
27.6
26.4
25.7
20.3
25.6
22.0
20.7
20.5
19.0
5.1
13.0
12.0
12.0
11.0
8.7
11.0
10.0
10.0
10.0
11.0
160
_________________________________________________________________________
_________________________________________________________________________
161
Tabelle A3: Gesteins-Geochemie der polymetallischen Lagerstätten,
Bolivien
162
_________________________________________________________________________
SiO2
TiO2
Al2O3 FeO MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
LOI
Total
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2 XRF2
XRF2
Kori Kollo
KK1
Dazit
73.5
1.00
13.4
1.40
0.01
0.46
0.12
0.08
3.83
0.45
4.45
98.7
KK2
Dazit
68.8
0.58
16.5
3.07
0.01
0.60
0.02
0.29
4.54
0.16
4.55
99.1
KK3
Dazit
59.5
0.52
14.3
11.42
0.01
0.46
0.03
0.45
3.92
0.15
8.69
99.4
KK4
Dazit
55.3
0.43
12.5
16.02
0.01
0.41
0.03
0.42
3.39
0.10
10.84
99.5
KK5
Dazit
61.0
0.50
13.9
7.77
0.25
1.83
0.35
0.60
3.62
0.18
8.13
98.1
KK6
Dazit
57.3
0.57
15.2
10.77
0.01
0.47
0.05
0.34
4.05
0.20
10.32
99.3
KK7
Dazit
44.7
0.42
20.9
2.33
0.01
0.44
0.25
0.30
6.05
0.32
21.81
97.5
KK8
Dazit
63.0
0.73
15.6
5.07
0.17
1.76
1.14
2.46
4.29
0.30
4.80
99.3
KK9
Dazit
62.4
0.65
15.0
2.72
0.02
0.12
0.10
0.22
8.10
0.19
9.68
99.2
KK10
Dazit
61.7
0.80
14.8
5.15
0.19
2.82
2.58
4.34
3.86
0.29
2.39
98.9
KK11
Dazitbrekzie
72.0
0.90
16.2
2.38
0.00
0.08
0.15
0.24
0.52
0.29
6.63
99.3
KK12
Dazit-Rhyodazit
66.1
0.54
14.9
3.71
0.05
1.72
3.17
3.85
3.52
0.15
1.67
99.4
KK13
Andesit Tuff
51.9
1.70
14.5
7.87
0.12
4.45
8.15
3.16
3.01
1.40
2.65
98.9
KK14
Dazit
62.0
0.63
15.3
4.50
0.10
1.62
3.81
3.81
3.37
0.20
3.31
98.7
KK15
Dazit
76.0
0.79
11.0
2.68
0.01
0.45
0.08
0.10
3.47
0.07
4.91
99.5
LA1
Dazit
63.8
0.75
14.9
4.19
0.08
1.74
2.41
2.89
4.11
0.28
4.15
99.3
LA2
Dazit
70.9
0.68
13.9
4.14
0.02
0.50
0.06
0.04
3.87
0.32
5.05
99.4
CA1
Rhyodazit
76.8
0.16
11.8
0.66
0.02
0.08
0.10
0.77
7.58
0.02
1.61
99.6
CA2
Rhyolith
73.9
0.18
13.2
0.98
0.02
0.02
0.11
1.25
9.04
0.03
0.95
99.7
Laurani
Carangas
_________________________________________________________________________
163
Li
ppm
ICPMS
Be
B
ppm ppm
ICP+
PGNA
ICPA
MS
F
S
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
ppm
wt.%
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Dst.
ICP
INAA
ICP
INAA
ICPMS
ICP
ICP
ICP
Kori Kollo
KK1
Dazit
6.6
2
KK2
Dazit
6.3
2
KK3
Dazit
5.0
KK4
Dazit
4.8
KK5
Dazit
27.1
3
KK6
Dazit
4.0
KK7
Dazit
11.6
KK8
Dazit
45.5
2
KK9
Dazit
12.6
1
KK10
Dazit
23.6
2
KK11
16.1
2
KK13
Dazitbrekzie
DazitRhyodazit
Andesit Tuff
14.4
2
KK14
Dazit
31.1
2
KK15
Dazit
10.0
1
LA1
Dazit
32.1
3
32
LA2
Dazit
23.4
2
87
2.3
CA1
Rhyodazit
34.5
1
60
0.1
CA2
Rhyolith
32.2
2
23
KK12
0.5
11
94
49
0
2
21
113
2.3
9
84
29
2
10
1120
1727
2
8.5
8
81
25
1
15
141
143
1
11.9
6
61
25
17
14
6
100
2.2
7
67
25
7
17
5
3146
2
8.6
9
84
30
12
18
89
1460
2
6.3
7
78
26
0
2
19
172
10
104
51
16
16
11
475
9
52
32
1
1
431
62
11
117
100
15
33
25
215
7
160
71
0
2
10
22
7
75
95
10
21
7
82
0.2
19
134
260
21
25
14
117
0.1
10
96
25
11
14
10
96
0.8
6
80
24
0
1
3
22
9
86
67
12
29.6
9
155
9
82
53
5
12.1
14
101
3
7
<5
0
1.1
7
31
4
7
<5
0
6.7
2
37
4.0
48
59
2.1
118
94
35
0.9
Laurani
Carangas
164
_________________________________________________________________________
Ga
Ge
As
Se
Br
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ag
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ppm
ICPMS
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA
INAA ICP/MS XRF2
XRF2
XRF2
ICP
ppm
ICPMS
INAA
Kori Kollo
KK1
Dazit
25.3
2.2
234
0.4
<0.5
217
150
24
255
20
2
20.9
KK2
Dazit
34.4
0.3
171
0.3
<0.5
167
83
14
159
14
4
3.2
KK3
Dazit
30.3
0.8
343
0.7
<0.5
133
26
17
151
13
2
0.5
KK4
Dazit
25.4
0.8
304
0.5
<0.5
117
21
18
123
11
2
0.9
KK5
Dazit
17.4
0.1
22.6
0.4
6.6
167
18
19
161
14
<1
5.3
KK6
Dazit
21.2
0.9
38.8
0.9
<0.5
156
137
19
151
13
3
1.2
KK7
Dazit
15.5
0.6
367
0.8
5.9
122
372
8
100
10
2
1.9
KK8
Dazit
18.6
0.4
5.1
0.2
1.1
174
341
17
186
15
3
1.0
KK9
Dazit
19.3
0.2
672
0.2
3.9
275
363
10
177
13
2
2.6
KK10
Dazit
18.4
0.4
15.9
<0.1
<0.5
133
382
16
176
17
1
0.3
KK11
Dazitbrekzie
6.6
0.6
120
0.8
5.0
29
803
9
180
14
<1
4.2
KK12
Dazit-Rhyodazit
21.7
0.5
9.9
0.3
<0.5
148
451
12
157
10
2
0.1
KK13
Andesit Tuff
19.9
0.3
13.7
0.7
<0.5
76
1070
32
278
28
<1
0.1
KK14
Dazit
17.4
0.2
3.1
0.2
<0.5
121
400
16
158
14
2
<0.1
KK15
Dazit
18.2
0.3
22.1
1.2
<0.5
106
25
18
197
16
6
0.5
LA1
Dazit
20.3
0.2
3.4
<0.1
<0.5
130
297
17
190
15
2
<0.1
LA2
Dazit
28.3
0.3
365
0.5
<0.5
251
420
7
187
16
<1
2.3
Laurani
Carangas
CA1
Rhyodazit
13.8
0.1
56.8
<0.1
<0.5
252
51
25
163
17
3
27.5
CA2
Rhyolith
16.7
0.4
28.1
0.4
<0.5
350
57
29
159
19
2
16.3
_________________________________________________________________________
165
Cd
In
ppm
ppm
ICPICP/MS
MS
Sn
Sb
ppm
ppm
XRF2
INAA
Te
Cs
Ba
ppm
ppm
ppm
ICPICP/MS INAA
MS
La
Ce
Pr
Nd
Sm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA
INAA
ppm
ICPMS
INAA
INAA
Kori Kollo
KK1
Dazit
1.3
1.5
106
222.0
<0.1
4.1
770
86.6
163
13.0
65
9.9
KK2
Dazit
6.2
2.8
74
229.0
<0.1
7.5
880
47.9
79
4.9
32
5.3
KK3
Dazit
0.1
0.3
50
53.5
0.1
4.7
600
44.2
73
4.5
30
5.3
KK4
Dazit
0.3
<0.1
11
39.7
0.4
4.5
560
44.8
78
4.1
26
4.6
KK5
Dazit
12.1
1.8
59
20.4
<0.1
8.9
570
43.1
77
3.7
34
4.8
KK6
Dazit
109
2.0
38
68.0
<0.1
1.6
540
42.0
81
4.7
28
5.0
KK7
Dazit
0.9
1.8
8
36.8
<0.1
4.0
1700
38.5
77
3.7
27
5.0
KK8
Dazit
3.5
<0.1
<2
10.4
<0.1
5.0
1400
68.4
130
8.4
46
6.7
KK9
Dazit
0.1
0.3
10
52.7
<0.1
6.5
2200
44.1
78
5.7
24
4.3
KK10
Dazit
0.6
<0.1
<2
2.6
<0.1
2.0
1300
53.0
95
4.4
41
6.9
KK11
Dazitbrekzie
<0.1
<0.1
24
72.8
0.8
0.4
560
57.3
108
10.6
38
7.4
KK12
Dazit-Rhyodazit
<0.1
<0.1
4
0.3
<0.1
4.6
1300
46.8
77
4.0
33
5.7
KK13
Andesit Tuff
0.3
<0.1
2
0.7
0.4
1.1
2400
111
196
17.6
75
13.9
KK14
Dazit
<0.1
<0.1
<2
0.8
0.1
13.0
1400
50.3
90
4.2
30
5.6
KK15
Dazit
<0.1
0.4
64
19.9
0.5
3.1
640
53.4
96
6.9
38
6.0
LA1
Dazit
0.3
0.3
<2
1.1
<0.1
11.4
1000
66.8
117
6.2
47
7.6
LA2
Dazit
0.1
0.1
13
94.4
0.6
8.9
150
54.5
102
7.8
38
5.0
Laurani
Carangas
CA1
Rhyodazit
<0.1
<0.1
<2
5.9
<0.1
10.4
870
40.8
77
9.2
29
5.1
CA2
Rhyolith
<0.1
<0.1
3
30.2
<0.1
4.9
1100
53.1
102
9.7
40
6.8
166
_________________________________________________________________________
Eu
ppm
INAA
Gd
Tb
Dy
ppm
ppm
ppm
ICPICPICP/MS
MS
MS
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA
INAA
INAA ICP/MS INAA
Kori Kollo
KK1
Dazit
4.8
5.3
0.6
2.4
0.4
0.9
0.1
2.0
0.3
7.00
0.6
35
KK2
Dazit
3.8
2.3
0.3
1.3
0.2
0.6
<0.1
1.6
0.2
4.00
0.6
66
KK3
Dazit
3.3
2.7
0.3
1.8
0.3
0.9
0.1
1.3
0.2
4.00
0.9
34
KK4
Dazit
3.5
2.2
0.3
1.6
0.3
0.8
0.1
1.0
0.2
2.00
0.4
32
KK5
Dazit
1.8
2.0
0.3
1.2
0.2
0.6
<0.1
1.3
0.2
3.00
0.6
2
KK6
Dazit
1.8
2.6
0.3
1.7
0.3
0.8
0.1
1.4
0.2
4.00
0.7
11
KK7
Dazit
1.8
2.5
0.3
1.2
0.2
0.4
<0.1
0.5
0.1
2.00
0.7
2
KK8
Dazit
1.7
3.8
0.4
2.2
0.4
1.0
0.1
1.5
0.2
5.00
0.9
1
KK9
Dazit
0.9
2.1
0.2
1.0
0.2
0.5
<.1
1.0
0.2
5.00
0.8
7
KK10
Dazit
1.7
2.4
0.3
1.6
0.3
0.8
0.1
1.4
0.2
5.00
0.9
1
KK11
Dazitbrekzie
1.9
4.2
0.4
1.2
0.2
0.4
<0.1
1.2
0.2
3.00
0.7
110
KK12
Dazit-Rhyodazit
1.4
2.1
0.3
1.4
0.2
0.6
<0.1
1.0
0.2
5.00
0.6
1
KK13
Andesit Tuff
3.6
9.2
1.1
5.2
0.9
2.2
0.3
2.1
0.3
8.00
0.2
<1
KK14
Dazit
1.5
2.5
0.3
1.9
0.3
1.0
0.1
1.5
0.2
5.00
0.9
1
KK15
Dazit
2.4
2.4
0.2
1.0
0.2
0.4
<0.1
2.0
0.3
5.00
0.9
8
LA1
Dazit
1.9
3.3
0.4
2.0
0.4
1.0
0.1
1.6
0.3
6.00
0.9
2
LA2
Dazit
1.1
1.9
0.2
0.7
0.1
0.4 <0.100
0.9
0.1
5.00
1.0
18
Laurani
Carangas
CA1
Rhyodazit
0.8
4.6
0.6
3.9
0.8
2.5
0.4
3.0
0.5
5.00
1.2
2
CA2
Rhyolith
1.0
4.4
0.6
3.6
0.8
2.3
0.4
3.6
0.5
5.00
1.1
1
_________________________________________________________________________
167
Re
Ir
Au
Tl
Pb
Bi
Th
U
ppm
ppb
ppb
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ICP-MS
INAA
INAA
INAA
INAA
ICP/MS ICP-MS ICP-MS
Kori Kollo
KK1
Dazit
0.001
<5
58
1.86
6100
3
14.6
4.7
KK2
Dazit
0.003
<5
110
2.82
319.0
19
9.5
2.5
KK3
Dazit
0.004
<5
314
1.93
30.1
9
8.5
3.1
KK4
Dazit
0.003
<5
506
1.84
52.9
10
8.0
2.7
KK5
Dazit
0.001
<5
15
2.33
1960
0
8.7
3.1
KK6
Dazit
0.003
<5
94
2.09
37.1
5
7.8
2.3
KK7
Dazit
0.002
<5
8
1.79
569
1
9.4
3.8
KK8
Dazit
0.002
<5
<2
2.15
35.2
0
12.0
3.1
KK9
Dazit
0.003
<5
32
3.82
272
0
10.0
2.6
KK10
Dazit
0.002
<5
2
1.37
51.1
0
11.4
2.4
KK11
Dazitbrekzie
0.004
<5
20
0.29
114
2
11.1
4.2
KK12
Dazit-Rhyodazit
0.002
<5
<2
0.78
21.0
0
10.6
2.5
KK13
Andesit Tuff
0.004
<5
3
0.09
12.5
0
12.2
2.5
KK14
Dazit
0.003
<5
3
0.77
20.4
0
10.7
2.0
KK15
Dazit
0.002
<5
33
1.55
11.6
2
7.2
3.5
LA1
Dazit
0.002
<5
<2
0.98
35.9
0.1
13.9
2.5
LA2
Dazit
0.002
<5
248
3.57
641
6.32
10.9
3.4
<0.001
<5
<2
4.31
210
0.11
16.5
4.9
0.001
<5
<2
4.97
83.0
0.14
19.3
4.5
Laurani
Carangas
CA1
Rhyodazit
CA2
Rhyolith
168
_________________________________________________________________________
_________________________________________________________________________
169
Tabelle A4: Gesteinsgeochemie der copper porphyry-Systeme, Chile
170
_________________________________________________________________________
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 LOI Total
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
Los Pelambres
JW1
JW2
JW3
JW4
JW5
JW6
JW7
JW8
JW10
JW13
JW16
JW19
JW22
JW24
JW26
Basalt
Basalt
Basalt
Basalt
Basalt
Basalt
Basalt
Basalt
Diorit/Tonalit
Diorit/Tonalit
Diorit/Tonalit
Diorit/Tonalit
Dazit
Dazit
Dazit
59.9
59.7
50.5
47.0
48.7
48.9
48.7
44.6
69.5
68.7
78.5
71.0
72.4
70.5
70.7
0.73
0.75
1.06
0.94
1.14
1.01
1.02
0.92
0.64
0.64
0.20
0.56
0.50
0.57
0.50
17.6
16.2
18.8
17.7
19.2
17.5
18.2
16.7
15.9
17.1
11.6
15.7
15.0
15.8
15.6
6.97
6.87
8.76
12.51
10.75
13.24
12.10
14.58
1.71
1.83
0.92
1.59
1.19
1.14
1.41
0.03
0.04
0.05
0.04
0.09
0.05
0.08
0.04
0.01
0.01
0.01
0.01
0.01
0.01
0.01
2.58
3.44
4.93
5.90
4.61
4.01
4.34
7.93
1.01
1.18
0.16
1.14
1.30
1.56
1.27
1.09
2.15
2.26
2.45
4.96
2.93
4.07
1.28
0.88
1.11
0.15
0.41
0.30
0.72
0.99
2.61
4.13
1.64
1.61
2.79
3.13
3.65
1.58
3.90
4.52
2.71
3.49
5.70
6.44
5.78
3.45
2.06
3.01
2.73
1.14
2.07
1.59
3.56
4.18
3.46
4.69
4.01
2.39
2.21
2.76
0.28
0.36
0.24
0.28
0.31
0.25
0.28
0.12
0.23
0.21
0.06
0.12
0.06
0.17
0.15
4.85
4.32
7.71
7.94
5.18
6.34
4.78
7.40
1.56
1.58
0.79
1.76
1.33
0.92
0.88
100.2
100.0
98.9
99.1
98.9
99.4
98.8
98.7
99.6
100.3
99.8
99.8
100.1
100.1
100.0
0.62
0.55
1.63
0.70
1.74
1.06
1.47
1.25
0.45
0.75
1.99
0.78
1.87
3.54
2.85
0.95
3.18
1.22
5.55
1.96
1.12
1.17
5.28
6.48
5.26
1.46
1.05
1.71
2.08
1.58
2.70
9.54
2.17
1.30
98.8
100.5
101.0
97.7
97.5
97.7
99.9
100.1
98.7
99.5
100.4
99.2
100.4
100.6
100.8
100.1
101.1
100.3
101.4
94.4
98.3
99.6
100.7
102.6
101.6
99.7
100.3
100.3
100.2
100.4
100.2
101.8
97.8
100.3
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP27a
LP33
LP36
LP66
F44b
F48
LP44
LP46
LP71
LP27b
LP27c
LP63
F53
F77
LP11
LP16
LP37
LP47
LP5
LP72
LP73
F51
LP 39
LP1
LP10
LP13
LP14
LP20
LP23a
LP24
LP31a
LP31b
LP45
LP48
Andesite
Andesite
Andesite
Andesite
Black porphyry
Black porphyry
Black porphyry
Black porphyry
Black porphyry
Porphyry 1
Porphyry 1
Porphyry 1
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Porphyry 2
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
Tonalit
56.6
74.0
73.3
65.4
63.4
62.4
62.7
65.1
66.1
65.8
64.0
66.1
66.6
66.5
73.5
72.2
69.8
67.2
75.6
62.5
69.1
63.7
58.1
68.3
70.9
67.0
66.9
67.8
65.8
71.8
64.3
65.0
65.5
64.2
1.46
0.27
0.97
0.97
0.76
0.74
0.74
0.66
0.59
0.53
0.53
0.53
0.54
0.57
0.53
0.43
0.60
0.56
0.21
0.55
0.47
0.67
0.75
0.60
0.58
0.58
0.57
0.54
0.72
0.36
0.54
0.53
0.59
0.68
15.7
15.2
16.0
15.0
17.0
16.9
17.8
17.0
17.0
16.8
17.2
17.2
17.2
19.4
15.7
15.2
17.4
17.5
12.6
16.6
15.5
17.7
16.3
15.5
14.5
16.9
17.2
17.1
18.3
16.6
16.6
16.2
16.8
17.8
11.46
0.74
0.86
3.48
2.87
4.57
4.29
3.42
2.42
3.08
2.91
2.94
3.44
2.35
1.73
0.80
2.94
1.51
2.05
2.06
1.51
4.40
5.10
5.53
4.71
2.81
2.75
1.94
2.29
0.82
3.59
1.45
2.30
3.57
0.17
0.01
<0.01
0.02
0.02
0.02
0.02
0.01
0.01
0.05
0.03
0.02
0.01
0.01
<0.01
0.01
<0.01
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0.01
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0.01
0.02
0.02
0.01
<0.01
0.01
0.01
0.01
0.01
0.01
0.02
<0.01
0.01
0.01
1.71
0.17
0.27
1.59
1.83
1.52
2.74
2.24
1.43
1.23
1.18
1.16
1.15
0.28
1.02
1.27
0.54
1.84
0.25
1.89
1.23
1.60
4.49
0.51
0.55
1.33
1.40
1.41
1.61
0.47
1.51
0.65
1.77
1.97
2.50
0.49
0.16
1.86
1.55
2.65
1.75
2.03
2.31
3.13
3.38
2.39
1.26
0.91
0.13
0.41
0.20
0.58
1.19
0.58
0.92
3.36
4.22
0.07
0.07
1.59
2.04
1.75
0.84
0.42
3.47
3.22
1.14
2.37
4.64
6.71
5.39
5.30
5.91
5.69
5.88
5.52
5.45
5.68
6.70
5.42
5.70
4.82
1.48
6.19
2.07
8.03
0.33
3.15
4.81
5.22
3.64
0.51
0.73
4.87
5.25
4.54
4.55
3.92
4.88
0.61
4.39
5.71
3.42
2.31
2.24
3.09
2.07
1.95
2.35
2.68
2.73
2.25
2.29
2.49
2.51
2.16
3.71
2.53
4.22
1.83
3.67
4.96
3.42
1.58
2.69
4.75
4.01
2.99
2.90
3.34
3.82
4.28
2.42
4.60
2.95
2.35
0.47
0.05
0.10
0.42
0.27
0.22
0.26
0.25
0.18
0.19
0.20
0.18
0.10
0.09
0.15
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0.14
0.11
0.06
0.20
0.16
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0.17
0.34
0.34
0.15
0.24
0.16
0.19
0.10
0.17
0.04
0.22
0.31
_________________________________________________________________________
171
SiO2
TiO2 Al2O3 Fe2O3MnO MgO CaO Na2O
K2O
P2O5
LOI
Total
wt.% wt.% wt.%
wt.%
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
XRF1 XRF1 XRF1
XRF1
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP51
Tonalit
67.8
0.59
16.8
2.13
0.01
1.66
1.74
4.78
2.58
0.27
1.59
LP56
Tonalit
67.6
0.46
16.5
3.75
0.02
1.15
1.59
5.42
2.87
0.09
1.15 100.7
LP61
Tonalit
66.8
0.57
16.8
2.79
0.02
1.51
1.80
5.22
3.39
0.17
0.91 100.0
LP62a
Tonalit
66.3
0.56
17.1
3.14
0.02
1.59
2.11
4.83
2.54
0.19
1.16
99.6
LP64
Tonalit
67.6
0.51
16.7
1.41
0.02
1.37
0.69
6.63
3.14
0.18
0.72
99.0
LP74
Tonalit
63.5
0.61
17.4
2.75
0.02
1.60
1.87
4.33
2.58
0.20
1.75
96.5
LP75
Tonalit
66.0
0.57
17.2
3.67
0.02
1.60
2.52
5.88
2.39
0.18
1.44 101.5
LP76
Tonalit
71.8
0.54
17.4
1.19 <0.01
0.56
0.14
2.94
3.71
0.09
2.48 100.8
LP9a
Tonalit
65.8
0.55
17.3
3.48
0.01
1.26
2.63
4.65
2.42
0.06
2.32 100.5
LP9b
Tourmalinbrekzie
67.8
0.52
14.8
5.62
0.01
2.07
0.22
0.99
2.43
0.17
5.19
XRF1 XRF1 XRF1
XRF1
99.9
99.8
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP23b
Tonalit
64.1
0.60
16.6
4.19
0.07
1.69
4.42
4.80
2.19
0.31
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
0.62
99.5
Chuquicamata
AH 236
Porfido dacitico
72.5
0.24
13.7
1.54
0.03
0.60
1.66
4.59
2.63
0.09
2.39
AH 224
Porfido feldspatico
62.7
0.58
16.6
4.86
0.10
2.42
4.16
4.67
1.92
0.20
1.86 100.0
DDH 122a (27.5m) Porfido Este
70.4
0.27
15.7
2.00
0.05
0.61
2.35
4.45
3.18
0.11
0.85 100.0
DDH 122b (144.4m) Porfido Este
67.2
0.40
15.1
3.01
0.12
1.63
2.11
4.05
2.80
0.12
3.53 100.1
DDH 123
Porfido Banco
69.7
0.23
16.0
1.49
0.07
0.58
0.64
5.04
3.22
0.09
2.09
99.1
CH1
Porfido Iris
71.7
0.16
11.0
0.64
0.01
0.08
1.36
2.74
3.32
0.07
4.22
95.4
XRF1 XRF1 XRF1
XRF1
99.9
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Chuquicamata
Cu1
Porphyry Este
73.2
0.15
13.6
1.56
0.01
0.27
0.12
3.80
4.25
0.04
1.16
98.1
Cu4
Porphyry Este
69.3
0.26
14.5
2.01
0.05
0.45
1.17
2.24
4.19
0.07
3.09
97.3
Cu5
Porphyry Este
67.2
0.21
15.3
2.94
0.04
0.37
0.88
5.49
3.97
0.10
1.99
98.5
Cu6
Porphyry Este
63.3
0.32
15.4
5.19
0.10
0.91
0.67
3.79
4.24
0.09
3.92
97.9
Cu7
Porphyry Este
73.1
0.16
16.2
0.39
0.08
0.37
0.07
0.06
4.44
0.03
2.90
97.8
Cu3
Porphyry Oeste
69.9
0.22
16.5
0.69
0.01
0.15
0.16
1.29
4.96
0.08
4.76
98.7
Cu2
Porphyry Banco
69.1
0.20
15.9
1.65
0.03
0.59
2.01
4.96
2.78
0.08
1.39
98.7
Cu8
Granodiorite Elena
65.2
0.46
15.6
3.66
0.10
1.85
2.41
4.70
2.31
0.11
1.42
97.8
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
ICP
Mantos Blancos
MB1
Rhyolite Dome/Dazit
73.8
0.36
14.2
1.25
0.01
0.08
0.08
7.65
0.04
0.08
1.80
99.4
MB3
Granodiorit
64.7
0.46
15.8
3.88
0.06
1.61
2.90
4.35
3.16
0.20
2.67
99.7
MB4
Granodiorit
66.4
0.40
15.5
3.42
0.08
1.25
3.37
4.18
3.00
0.17
1.15
99.0
MB5
Rhyolite Dome/Dazit
74.0
0.19
13.6
1.67
0.02
0.04
0.58
7.87
0.13
0.07
1.54
99.7
MB6
Diorit-Granodiorit
67.9
0.18
12.6
6.65
0.08
2.64
0.27
2.70
2.84
0.06
2.71
98.7
172
_________________________________________________________________________
SiO2
TiO2
Al2O3 Fe2O3MnO MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
LOI
Total
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
El Salvador
S11
Andesite
73.0
0.20
14.0
1.13
0.01
0.39
0.32
3.12
3.56
0.04
2.13
97.9
S8
Indio M. ignimbrite
68.7
0.34
16.1
1.34
0.02
0.68
0.26
2.03
3.15
0.05
4.59
97.3
S9
Indio M. rhyolithe
78.3
0.14
12.6
1.03
0.01
0.28
0.31
0.03
3.63
0.03
2.66
98.9
S12
Quartz rhyolite
71.9
0.11
16.8
0.39
0.01
0.56
0.16
0.14
2.63
0.04
6.07
98.9
S13a
Quartz rhyolite
77.7
0.12
13.2
0.56
0.02
0.62
0.08
0.04
3.82
0.02
2.43
98.6
S13b
Quartz rhyolite
73.6
0.35
13.5
2.16
0.01
0.62
0.30
0.50
3.21
0.05
4.11
98.5
S3
Quartz porphyry
74.8
0.58
14.2
1.72
0.01
0.26
0.78
0.24
2.99
0.14
3.44
99.2
S14
Quartz porphyry
71.6
0.37
14.6
3.83
0.01
0.57
0.08
0.34
3.81
0.12
2.73
98.1
S10
Quartz porphyry
66.3
0.32
12.6
3.91
0.01
0.15
0.07
0.77
5.51
0.15
8.21
98.1
S6
Porphyry O (X)
76.9
0.51
13.1
1.58
0.01
0.18
0.23
0.10
1.91
0.20
3.63
98.4
S18
Porphyry X
65.5
0.51
12.6
1.81
0.02
1.08
4.49
3.76
3.54
0.20
1.29
94.9
S23
Porphyry X
66.2
0.58
13.6
0.79
0.02
1.12
3.80
3.81
3.94
0.14
1.59
95.5
S24
Porphyry X
66.7
0.50
13.6
0.78
0.02
1.16
3.13
3.75
4.15
0.12
2.09
96.0
S17
Porphyry K
67.8
0.71
12.4
3.24
0.02
1.37
2.56
3.46
3.48
0.18
1.68
96.9
S20
Porphyry K
81.0
0.38
8.1
1.07
0.01
0.38
0.17
0.99
4.20
0.08
1.00
97.4
S1
Porphyry L
62.4
0.68
17.1
3.59
0.02
1.59
0.91
5.77
3.92
0.18
2.02
98.2
S4a
Porphyry L
65.4
0.83
19.2
1.23
0.01
0.42
0.24
0.54
3.72
0.20
6.62
98.4
S4b
Porphyry L
58.9
0.64
17.0
7.60
0.03
1.48
1.97
5.56
1.78
0.22
2.90
98.2
S15
Porphyry L
63.1
0.80
17.4
4.00
0.02
0.57
2.27
3.47
1.42
0.18
4.39
97.7
S16
Porphyry L
62.2
0.80
17.2
3.38
0.03
1.41
4.29
5.15
2.10
0.23
1.23
98.0
S19
Porphyry L
64.9
0.77
17.1
3.43
0.02
1.43
2.89
4.89
2.20
0.24
1.14
99.0
S21
Porphyry L
61.9
0.83
17.4
3.73
0.02
1.42
4.55
5.33
1.82
0.24
1.29
98.5
S22
Porphyry L
67.1
0.71
13.8
1.63
0.03
1.15
2.69
3.47
4.38
0.20
1.71
96.8
10550
Late latitic dyke
56.7
1.06
16.7
2.54
0.06
1.53
6.45
4.13
2.18
0.30
6.18
97.8
10551
Late latitic dyke
57.3
1.02
16.5
2.59
0.06
1.34
6.05
4.37
2.13
0.30
5.67
97.4
_________________________________________________________________________
173
Li
Be
B
F
S
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
ppm
ppm
ppm
ppm
wt.%
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ICP-MS ICP/ICP-MS PGNAA Dst.
ICP
INAA
ICP
INAA INAA
ICP
ICP
ICP
Los Pelambres
JW1
Basalt
JW2
Basalt
JW3
Basalt
JW4
JW5
JW6
Basalt
JW7
Basalt
JW8
Basalt
JW10
Diorit/Tonalit
JW13
Diorit/Tonalit
JW16
Diorit/Tonalit
JW19
Diorit/Tonalit
JW22
Dazit
JW24
Dazit
JW26
Dazit
2
4.0
20
105
36
17
24
1994
28
3.8
18
155
42
19
21
2309
55
1
6.0
22
201
8
34
17
1963
42
Basalt
1
5.9
21
196
6
40
18
2689
32
Basalt
1
2.0
22
221
14
40
16
1032
38
5.7
23
205
11
35
14
1421
42
3.8
23
210
5
38
10
1479
48
6.5
27
181
40
69
42
1396
43
0.7
6
80
9
6
7 11046
27
0.7
5
82
11
8
7
9460
26
1
0.6
3
17
<1
3
3
6451
17
2
0.8
6
80
13
5
7 12225
19
0.4
5
68
16
4
9
4656
22
0.2
6
92
13
5
8
4225
23
0.4
4
63
7
5
8
5664
32
6.7
10.9
1
1
7
78
1
16.8
1
654
2
13.7
2
105
1
8.5
1
12
2
DCP
Dst.
INAA XRF1 XRF1 XRF2 XRF2 XRF2 AAS
Los Pelambres
LP27a
Andesite
119
4
21
18
2428
LP33
Andesite
822
25
9
nd
1
1
48
LP36
Andesite
58
12
nd
18
50
LP66
Andesite
67
nd
7
1
7048
F44b
Black porphyry
F48
Black porphyry
LP44
Black porphyry
LP46
Black porphyry
LP71
Black porphyry
LP27b
Porphyry 1
LP27c
Porphyry 1
LP63
Porphyry 1
F53
Porphyry 2
F77
LP11
162
962
7
37
<5
<10
49
45
555
5
28
8
19
113
45
857
12
129
46
5
13
72
39
1000
8
99
12
12
13
389
26
5
83
6
4
6
2601
24
5
69
nd
5
6
841
63
60
nd
3
3
495
67
9
6
8
2347
71
3
nd
nd
79
Porphyry 2
59
12
1
nd
243
Porphyry 2
63
3
nd
nd
92
LP16
Porphyry 2
77
3
3
2
189
LP37
Porphyry 2
86
24
0
22
118
LP47
Porphyry 2
102
17
2
11
122
LP5
Porphyry 2
19
nd
7
4
354
LP72
Porphyry 2
LP73
Porphyry 2
F51
Tonalit
LP 39
Tonalit
LP1
Tonalit
LP10
Tonalit
LP13
Tonalit
LP14
Tonalit
LP20
Tonalit
LP23a
Tonalit
LP24
Tonalit
LP31a
Tonalit
23
55
496
33
30
21
23
16
447
1195
4
6
37
37
85
7
7
6 21544
562
5
70
7
3
5
5305
23
481
6
80
nd
nd
4
101
33
1811
17
138
125
16
38
732
43
309
7
70
13
7
nd
51
6
75
7
nd
nd
42
773
5
72
5
6
7
212
29
715
5
71
4
6
3
103
24
73
6
3
5
1047
101
15
7
5
365
56
nd
nd
4
170
72
7
6
4
80
174
_________________________________________________________________________
LP31b
Tonalit
LP45
Tonalit
LP48
Tonalit
34
81
7
2
808
7
83
3
8
6 11685
21
755
7
88
9
5
6
24
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Li
Be
B
ppm
ppm
ppm
ppm wt.% ppm
F
S
Sc
DCP
Dst.
nd
73
257
INAA XRF1 XRF1 XRF2 XRF2 XRF2 AAS
Los Pelambres
LP51
Tonalit
82
9
5
7
238
LP56
Tonalit
35
910
6
58
nd
1
5
224
LP61
Tonalit
73
1
5
4
262
LP62a
Tonalit
78
7
7
5
2089
LP64
Tonalit
66
6
2
12
3543
LP74
Tonalit
75
13
8
11 11975
LP75
Tonalit
71
10
5
7
119
LP76
Tonalit
61
31
nd
34
81
LP9a
Tonalit
72
4
3
8
133
LP9b
Tourmalinbrekzie
99
7
1
5
33
657
6419
6
320
6
22
22
5
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP23b
Tonalit
7
ICP PGNAA
85
22
5
12
ICP INAA ICP INAA INAA ICP
148
52
ICP
ICP
Chuquicamata
AH 236
Porfido dacitico
2
15
3
22
<1
2
4
64
26
AH 224
Porfido feldspatico
2
<2
11
102
26
13
18
41
60
3
30
<1
3
3
351
50
7
69
15
6
18
186
100
3
19
<1
3
2
6382
178
2
22
<1
<1
3 32748
24
DDH 122a (27.5m) Porfido Este
2
DDH 122b (144.4m) Porfido Este
2
DDH 123
Porfido Banco
2
CH1
Porfido Iris
2
0.1
13
DCP
0.9
Dst.
XRF1 INAA INAA AAS
INAA
AAS
Chuquicamata
Cu1
Porphyry Este
622
1
<68
<5
<10
9405
65
Cu4
Porphyry Este
1065
2
50
7
<10
6297
88
Cu5
Porphyry Este
457
2
<10
<5
19
863
17
Cu6
Porphyry Este
781
3
13
<5
<10
2710
28
Cu7
Porphyry Este
48
1440
2
<10
<5
<10
4242
145
Cu3
Porphyry Oeste
30
575
3
18
<5
<10
149
19
Cu2
Porphyry Banco
381
2
22
6
<10
125
310
Cu8
Granodiorite Elena
389
8
12
8
<10
214
710
15
ICP PGNAA
ICP INAA ICP INAA INAA ICP
ICP
ICP
Mantos Blancos
MB1
Rhyolite Dome/Dazit
2
25
7
25
<1
1
7
1103
11
MB3
Granodiorit
2
16
7
54
9
6
10
150
52
MB4
Granodiorit
2
21
6
50
5
7
5
13
44
MB5
Rhyolite Dome/Dazit
3
3
1.1
5
11
<1
2
2
2185
14
MB6
Diorit-Granodiorit
3
45
0.9
6
18
<1
22
45
5640
101
_________________________________________________________________________
175
Li
Be
B
ppm
ppm
ppm
F
S
Sc
V
Cr
Co
Ni
Cu
Zn
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA XRF1 XRF1 INAA INAA AAS
AAS
ppm wt.% ppm
DCP/PGNAA Dst.
El Salvador
S11
Andesite
S8
Indio M. ignimbrite
199
1
<10
<5
<10
81
12
660
4
<10
<5
24
52
S9
8
Indio M. rhyolithe
159
2
22
<5
<10
17
3
S12
Quartz rhyolite
584
3
21
<5
<10
12
5
S13a
Quartz rhyolite
466
3
<68
<5
<10
7
8
S13b
Quartz rhyolite
354
7
22
<5
<10
39
6
S3
Quartz porphyry
684
5
11
<5
<10
26
5
S14
Quartz porphyry
430
5
29
<5
<10
18
4
S10
Quartz porphyry
<150
4
12
<5
<10
155
6
S6
Porphyry O (X)
355
5
16
<5
<10
23
4
S18
Porphyry X
642
4
<68
7
<10
6261
28
S23
Porphyry X
753
5
<68
<5
<10
5460
16
S24
Porphyry X
781
4
<68
<5
<10
5881
11
S17
Porphyry K
728
5
<68
6
<10
3873
27
S20
Porphyry K
405
2
<68
<5
<10
9150
27
S1
Porphyry L
563
7
14
<5
<10
6062
188
S4a
Porphyry L
589
5
10
<5
<10
233
9
S4b
Porphyry L
481
6
16
27
<10
4298
172
S15
Porphyry L
533
6
<68
12
<10
711
30
S16
Porphyry L
671
5
<0.01
<5
<10
456
27
S19
Porphyry L
598
5
<68
7
<10
109
24
S21
Porphyry L
497
6
<68
6
23
19
16
S22
Porphyry L
670
5
<68
5
20
3053
27
10550
Late latitic dyke
7
109
22
16
14
50
144
10551
Late latitic dyke
7
110
25
15
14
38
110
48
27
5
8
8
35
14
176
_________________________________________________________________________
Ga
ppm
XRF1
Los Pelambres
JW1 Basalt
24
JW2 Basalt
20
JW3 Basalt
Ge
ppm
As
ppm
Se
Br
ppm
ppm
INAA/
ICP-MS INAA
INAA
ICP-MS
Rb
ppm
Sr
ppm
Y
ppm
XRF
ICP
ICP
Zr
ppm
XRF/
ICP
Nb
ppm
Mo
ppm
Ag
ppm
ICP+
INAA
ICP-MS
XRF2
15.0
<3
<1.0
164
281
19
156
10
<5
0.3
9.8
1.4
<0.5
114
684
17
148
9
<5
0.4
21
14.0
<3
<1.0
157
269
16
71
4
<5
0.4
JW4 Basalt
25
32.0
7
<1.0
177
308
16
60
4
<5
<0.3
JW5 Basalt
22
11.0
<3
<1.0
82
662
20
72
4
<5
<0.3
JW6 Basalt
20
6.0
3.2
2.5
132
944
17
58
4
9
0.4
JW7 Basalt
21
13.0
<3
<1.0
109
1158
17
64
4
<5
6.1
JW8 Basalt
23
JW10 Diorit/Tonalit
18
JW13 Diorit/Tonalit
18
JW16 Diorit/Tonalit
0.1
0.2
9.8
4.5
<0.5
229
388
12
50
3
20
0.2
58.0
10
<1.0
119
561
7
106
4
130
1.3
6.3
3.1
<0.5
106
615
7
136
4
300
0.8
11
5.0
<3
<1.0
113
117
16
116
8
77
0.6
JW19 Diorit/Tonalit
16
21.0
<3
<1.0
128
366
6
158
6
53
0.8
JW22 Dazit
17
17.0
<3
<1.0
88
257
1
104
4
9
0.7
JW24 Dazit
19
4.8
1.8
<0.5
90
516
4
126
5
120
1.0
JW26 Dazit
19
6.0
<3
<1.0
82
412
4
109
4
<5
1.7
XRF1
Los Pelambres
LP27a Andesite
LP33 Andesite
LP36 Andesite
LP66 Andesite
F44b Black porphyry
F48 Black porphyry
LP44 Black porphyry
LP46 Black porphyry
LP71 Black porphyry
LP27 Porphyry 1
b
Porphyry 1
LP27c
LP63 Porphyry 1
F53 Porphyry 2
F77 Porphyry 2
LP11 Porphyry 2
LP16 Porphyry 2
LP37 Porphyry 2
LP47 Porphyry 2
LP5 Porphyry 2
LP72 Porphyry 2
LP73 Porphyry 2
F51 Tonalit
LP 39 Tonalit
LP1 Tonalit
LP10 Tonalit
LP13 Tonalit
LP14 Tonalit
LP20 Tonalit
LP23a Tonalit
LP24 Tonalit
LP31a Tonalit
LP31 Tonalit
b
LP45 Tonalit
LP48 Tonalit
18
21
21
17
21
21
20
20
24
24
21
24
21
16
24
20
14
17
18
23
18
27
18
19
22
18
20
18
23
23
19
24
0.3
0.2
<0.1
INAA
INAA ICP-MS ICP-MS ICP-MS XRF1
3.2
<0.5
16.0
4.1
5.1
22.0
13.0
4.4
<0.5
0.5
<0.5
0.5
<0.5
<0.5
3.0
0.7
4.3
1.0
5.7
4.1
1.6
71.2
0.7
1.0
0.9
1.1
11.0
6.5
1.1
0.5
4.0
7.4
0.5
1.1
100
63
124
336
95
262
35
22
11
120
119
483
731
5
7
54
57
49
64
65
105
83
162
84
165
823
846
700
630
496
303
306
488
408
500
5
5
6
3
3
3
2
2
2
2
76
165
164
164
98
111
93
121
122
97
151
117
100
750
463
140
228
523
633
493
478
265
582
340
548
699
6
8
6
5
3
6
9
5
3
6
2
7
5
196
301
291
169
134
144
116
115
115
109
110
111
101
138
114
103
140
117
138
108
115
131
86
149
131
124
128
128
121
102
114
110
116
127
XRF1
INAA
12
16
10
12
17
11
5
4
6
6
4
3
4
7
5
5
1
15
4
4
7
5
3
3
4
7
7
2
5
2
3
5
AAS
3
0.8
4
18
<1
87
30
<1
<0.1
<0.1
<0.1
0.5
0.6
0.3
2
<0.1
15
0.7
81
5
22
5
1.3
<0.1
<0.1
0.2
31
41
0.2
0.2
13
9
1.3
<0.1
_________________________________________________________________________
177
Ga
Ge
As
Se
Br
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
XRF1
Rb
ppm
ICPINAA
MS
INAA
Sr
ppm
ICPMS
Y
Zr
Nb
Mo
Ag
ppm ppm ppm ppm ppm
ICPXRF1 XRF1 INAA AAS
MS
Los Pelambres
LP51
Tonalit
20
87
520
5
126
4
LP56
Tonalit
19
69
478
3
111
6
LP61
Tonalit
19
104
443
4
128
10
LP62a
Tonalit
14
79
499
6
121
1
LP64
Tonalit
19
104
2
LP74
Tonalit
25
115
1
LP75
Tonalit
23
130
7
LP76
Tonalit
19
LP9a
Tonalit
22
LP9b
Tourmalinbrekzie
39
XRF1
8.2
0.5
2.5
<0.5
80
530
5
29
0.4
10
1.4
11
<0.1
121
136
1.1
XRF1
96
235
2
118
6
74
514
3
121
5
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP23b
Tonalit
23
XRF2
97.0
63
INAA INAA INAA XRF2
677
ICP
8
ICP
136
ICP
6
<2
XRF2 INAA ICP
Chuquicamata
AH 236
Porfido dacitico
14
14.0
<3
<1.0
73
276
8
110
6
<5
<0.3
AH 224
Porfido feldspatico
18
8.0
<3
<1.0
52
501
11
114
5
<5
0.3
19
3.0
<3
<1.0
78
624
7
92
5
<5
0.6
17
9.0
<3
<1.0
108
236
7
111
4
<5
<0.3
19
5.0
<3
<1.0
89
420
5
90
4
<5
1.1
11
5.0
6
<1.0
75
294
2
65
5
<5
16.2
DDH 122a (27.5m) Porfido Este
DDH 122b
Porfido Este
(144.4m)
Porfido Banco
DDH 123
CH1
Porfido Iris
INAA
INAA
ICPMS
ICPMS
ICPXRF1 XRF1 INAA AAS
MS
Chuquicamata
Cu1
Porphyry Este
3.3
<0.5
121
172
2
93
26
2
1.0
Cu4
Porphyry Este
3.1
<0.5
95
297
4
112
16
35
0.9
Cu5
Porphyry Este
1.1
0.7
111
338
2
116
15
1
0.4
Cu6
Porphyry Este
6.6
0.7
185
344
5
114
12
8
1.2
Cu7
Porphyry Este
8.1
<0.5
126
112
4
113
25
51
1.5
Cu3
Porphyry Oeste
1.9
<0.5
83
561
2
123
23
75
0.2
Cu2
Porphyry Banco
<0.5
<0.5
64
604
5
112
6
5
<0.1
Cu8
Granodiorite Elena
1.1
<0.5
67
417
10
127
17
12
<0.1
XRF2
INAA INAA INAA XRF2
ICP
ICP
ICP
XRF2 INAA ICP
Mantos Blancos
MB1
MB3
MB4
MB5
MB6
Rhyolite
Dome/Dazit
Granodiorit
Granodiorit
Rhyolite
Dome/Dazit
Diorit-Granodiorit
18
3.0
<3
<1.0
10
39
29
222
6
<5
0.7
16
4.0
<3
<1.0
91
389
14
167
4
<5
<0.3
16
<2.0
<3
<1.0
81
386
12
173
4
<5
<0.3
17
4.0
<3
<1.0
10
36
26
129
7
<5
0.5
20
8.0
<3
<1.0
119
57
16
117
5
<5
0.5
178
_________________________________________________________________________
Ga
Ge
As
Se
Br
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ag
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ppm
ppm
ppm
XRF1
XRF1
INAA
AAS
INAA
INAA
El Salvador
S11
Andesite
23.0
0.7
99
69
19
280
66
<1
<0.1
S8
Indio M. ignimbrite
20.0
<0.5
162
181
15
283
60
<1
<0.1
S9
Indio M. rhyolithe
18.0
0.9
123
15
13
183
41
<1
<0.1
S12
Quartz rhyolite
4.0
<0.5
78
30
4
74
32
4
<0.1
S13a
Quartz rhyolite
3.2
<0.5
93
8
1
58
39
5
<0.1
S13b
Quartz rhyolite
13.0
<0.5
66
23
4
98
31
3
1.0
S3
Quartz porphyry
16.0
<0.5
74
403
3
150
26
2
<0.1
S14
Quartz porphyry
3.7
<0.5
61
201
4
107
26
4
<0.1
S10
Quartz porphyry
73.5
<0.5
68
115
7
74
24
14
<0.1
S6
Porphyry O (X)
169
1.1
36
284
1
128
28
25
0.2
S18
Porphyry X
1.4
0.6
23
330
8
131
25
18
3.9
S23
Porphyry X
2.9
1.0
77
431
8
112
28
560
3.2
S24
Porphyry X
1.4
0.6
85
469
6
115
26
453
2.7
S17
Porphyry K
1.9
<0.5
33
267
6
115
23
10
1.2
S20
Porphyry K
15.0
1.0
71
67
2
84
27
110
5.0
S1
Porphyry L
7.8
0.8
119
288
9
139
17
38
1.1
S4a
Porphyry L
62.7
0.8
57
320
4
162
28
166
0.3
S4b
Porphyry L
5.5
<0.5
84
514
9
118
12
9
<0.1
S15
Porphyry L
6.2
<0.5
18
362
3
156
24
2
<0.1
S16
Porphyry L
1.1
<0.5
13
507
6
164
23
6
0.2
S19
Porphyry L
1.4
<0.5
18
415
5
199
27
47
<0.1
S21
Porphyry L
2.6
<0.5
17
554
7
173
22
3
<0.1
S22
Porphyry L
2.0
0.7
92
360
12
123
26
63
1.6
10550
Late latitic dyke
630
7
150
10
10551
Late latitic dyke
650
7
152
10
_________________________________________________________________________
179
Cd
In
Sn
ppm
ppm
ppm
ICP ICP-MS XRF2
Los Pelambres
Basalt
JW1
Basalt
JW2
Basalt
JW3
Basalt
JW4
Basalt
JW5
Basalt
JW6
Basalt
JW7
Basalt
JW8
JW10 Diorit/Tonalit
JW13 Diorit/Tonalit
JW16 Diorit/Tonalit
JW19 Diorit/Tonalit
JW22 Dazit
JW24 Dazit
JW26 Dazit
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.3
<0.1
<0.1
<0.1
<0.1
<0.1
Sb
Te
Cs
ppm
ppm
ppm
INAA ICP-MS INAA
8
6
12
8
<5
9
7
10
<5
<5
<5
8
<5
<5
<5
XRF2
Los Pelambres
LP27a Andesite
LP33 Andesite
LP36 Andesite
LP66 Andesite
Black porphyry
F44b
Black porphyry
F48
LP44 Black porphyry
LP46 Black porphyry
LP71 Black porphyry
LP27b Porphyry 1
LP27c Porphyry 1
LP63 Porphyry 1
Porphyry 2
F53
Porphyry 2
F77
LP11 Porphyry 2
LP16 Porphyry 2
LP37 Porphyry 2
LP47 Porphyry 2
Porphyry 2
LP5
LP72 Porphyry 2
LP73 Porphyry 2
Tonalit
F51
LP 39 Tonalit
Tonalit
LP1
LP10 Tonalit
LP13 Tonalit
LP14 Tonalit
LP20 Tonalit
LP23a Tonalit
LP24 Tonalit
LP31a Tonalit
LP31b Tonalit
LP45 Tonalit
LP48 Tonalit
0.8
0.4
0.4
0.8
<0.2
0.5
0.9
0.8
1.5
0.8
1.3
1.0
1.5
0.6
0.2
INAA
0.3
<4
<4
<4
<4
<4
<4
0.2
0.3
0.2
0.3
<0.1
0.5
5
0.2
<4
0.3
<4
<4
4
0.2
0.2
0.2
4.6
<4
<4
1.9
0.5
<4
5
0.5
0.3
<0.1
<0.1
<0.1
<0.1
<0.1
11.9
13.2
19.1
21.4
18.9
17.1
16.4
31.7
5.4
5.4
2.3
5.8
2.2
3.2
2.5
Ba
ppm
ICP
536
356
263
216
149
182
138
488
731
575
675
511
354
344
491
La
ppm
INAA
27.5
20.1
8.6
9.5
11.7
10.4
12.3
8.9
32.0
31.1
26.3
24.4
21.1
21.5
18.2
Ce
Pr
Nd
ppm
ppm
ppm
INAA ICP-MS INAA
60
49
20
23
30
25
31
17
61
66
50
53
41
43
33
2.4
1.2
1.6
3.3
2.3
26
19
10
17
16
11
17
9
35
33
21
18
16
18
13
Sm
ppm
INAA
5.0
4.2
2.5
2.7
3.9
3.3
3.7
2.4
5.0
5.2
3.4
3.4
2.5
3.0
2.6
ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS
5.3
2.6
1.2
515
136
851
26.1
17.1
20.3
58.5
36.7
39.7
7.9
4.3
4.6
32
15
15
7.1
2.8
2.5
6.8
7.7
412
498
15.2
19.5
30.7
42.2
3.8
5.4
14
20
2.5
3.5
2.2
3.5
2.9
1.8
1.8
1.7
1.6
2.5
2.1
2.5
668
636
599
703
744
341
330
492
311
491
19.1
18.4
15.9
19.1
14.1
16.3
16.2
18.8
17.6
18.5
38.9
38.4
36.5
37.6
28.5
32.0
31.3
37.5
35.7
36.8
4.9
4.9
4.4
4.2
3.1
3.8
3.6
4.4
4.3
4.3
18
18
16
14
10
13
13
15
15
15
3.0
2.9
2.7
2.0
1.9
2.2
1.9
2.1
2.4
2.0
4.8
10.7
2.9
4.6
3.7
5.0
5.4
3.6
2.5
6.1
5.6
5.3
5.3
461
292
607
562
545
614
647
579
662
560
384
503
551
19.5
13.8
17.5
20.1
17.3
24.0
21.4
22.1
16.8
19.7
12.3
25.5
18.4
38.1
27.9
34.3
40.2
35.3
49.9
43.3
49.7
32.2
38.0
24.4
55.5
37.3
4.6
3.4
4.1
4.8
4.0
6.3
5.5
6.4
3.8
4.6
2.9
7.0
4.6
17
13
15
17
14
22
21
24
13
16
10
25
17
3.0
2.5
2.5
2.8
2.1
3.9
3.7
4.2
2.1
2.7
1.6
4.2
2.7
180
_________________________________________________________________________
Cd
In
Sn
Sb
Te
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
XRF2 INAA
Los Pelambres
LP51
Tonalit
5.4
472
17.5
38.8
4.3
15
2.8
LP56
Tonalit
<4
2.5
500
14.0
28.3
3.0
11
1.8
LP61
Tonalit
6.0
503
14.5
30.5
3.4
12
1.9
LP62a
Tonalit
5.5
537
16.2
36.2
4.2
15
2.8
LP64
Tonalit
LP74
Tonalit
LP75
Tonalit
4.1
556
16.6
35.2
4.3
15
2.6
LP76
Tonalit
LP9a
Tonalit
4.3
216
15.0
29.4
3.7
13
1.6
LP9b
Tourmalinbrekzie
5.8
463
13.0
21.8
2.3
8
1.2
<4
5
1.1
0.3
6.2
XRF1 XRF1
XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1 XRF1
Los Pelambres
LP23b
Tonalit
2
ICP
5.0
XRF2 INAA
8.0
573 <20.0
INAA ICP
84 <50.00 <50.0 <50.00
INAA INAA
INAA INAA
Chuquicamata
AH 236
Porfido dacitico
<0.3
<5
0.4
1.5
358
17.3
24
9
1.8
AH 224
Porfido feldspatico
<0.3
<5
<0.2
1.2
601
21.9
30
12
2.7
DDH 122a (27.5m) Porfido Este
0.5
<5
<0.2
1.7
810
21.7
27
9
1.9
DDH 122b (144.4m) Porfido Este
0.4
<5
0.4
1.5
544
9.1
15
<5.0
1.5
DDH 123
Porfido Banco
0.7
<5
0.3
1.6
876
16.1
22
6
1.5
CH1
Porfido Iris
1.5
<5
0.4
1.2
407
16.8
21
7
1.4
XRF2 INAA
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
Chuquicamata
Cu1
Porphyry Este
6
0.2
1.1
398
14.6
25.8
2.7
9
1.3
Cu4
Porphyry Este
7
<0.1
1.0
714
15.8
29.3
3.2
11
1.7
Cu5
Porphyry Este
<4
0.2
1.1
840
7.8
14.2
1.6
6
0.9
Cu6
Porphyry Este
6
0.4
2.6
592
16.2
30.6
3.6
12
2.0
Cu7
Porphyry Este
<4
<0.1
1.8
679
11.3
20.7
2.3
8
1.3
Cu3
Porphyry Oeste
<4
<0.1
2.4
943
13.3
23.3
2.5
8
1.2
Cu2
Porphyry Banco
5
0.1
1.1
899
14.5
26.3
2.9
10
1.6
Cu8
Granodiorite Elena
<4
0.2
2.4
545
18.6
35.9
3.9
14
2.5
ICP
XRF2 INAA
INAA ICP
INAA INAA
INAA INAA
Mantos Blancos
MB1
Rhyolite Dome/Dazit
<0.3
<5
0.2
1.6
8
11.6
25
11
3.8
MB3
Granodiorit
<0.3
<5
0.4
3.6
649
29.0
44
16
4.0
MB4
Granodiorit
MB5
Rhyolite Dome/Dazit
MB6
Diorit-Granodiorit
0.3
<5
<0.2
2.0
625
30.0
45
17
3.8
<0.3
19
<0.2
<0.50
12
8.2
18
8
2.9
0.6
33
<0.2
3.2
455
2.2
4
<5.0
2.0
_________________________________________________________________________
181
Cd
In
Sn
Sb
Te
Cs
Ba
La
Ce
Pr
Nd
Sm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
XRF2
INAA
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
El Salvador
S11
Andesite
<4
3.0
1.2
827
38.1
73.8
8.2
25
4.0
S8
Indio M. ignimbrite
<4
1.4
9.7
174
36.1
64.3
7.1
22
4.1
S9
Indio M. rhyolithe
<4
2.1
1.0
74
48.5
93.5
10.1
29
4.1
S12
Quartz rhyolite
4
2.7
3.9
605
7.3
9.6
0.9
3
0.6
S13a
Quartz rhyolite
10
1.3
1.4
353
0.5
1.3
0.2
1
0.3
S13b
Quartz rhyolite
<4
1.3
1.5
559
2.7
7.6
0.9
4
0.9
S3
Quartz porphyry
<4
0.9
0.6
347
13.3
30.0
3.9
13
1.6
S14
Quartz porphyry
6
0.4
0.7
641
8.8
19.0
2.0
7
1.2
S10
Quartz porphyry
<4
1.3
61.4
874
9.1
19.5
2.5
9
2.1
S6
Porphyry O (X)
7
8.3
0.4
565
13.3
22.7
2.6
8
1.1
S18
Porphyry X
<4
0.3
1.5
410
10.9
31.3
3.6
15
2.9
S23
Porphyry X
<4
0.8
1.7
556
15.3
31.2
4.0
15
2.8
S24
Porphyry X
<4
0.3
2.1
513
16.8
33.7
4.1
15
2.7
S17
Porphyry K
<4
0.7
2.1
550
6.5
20.7
2.2
9
2.0
S20
Porphyry K
<4
8.4
1.8
566
2.4
7.0
0.6
2
0.5
S1
Porphyry L
4
1.6
4.4
568
15.3
32.5
4.3
16
3.4
S4a
Porphyry L
<4
8.7
2.1
698
45.3
90.1
12.3
47
9.0
S4b
Porphyry L
7
0.5
5.8
303
17.0
35.4
4.6
18
3.7
S15
Porphyry L
<4
0.1
2.0
525
6.2
26.4
1.5
6
1.0
S16
Porphyry L
<4
0.2
2.1
456
10.3
29.6
3.3
13
2.7
S19
Porphyry L
<4
0.6
4.4
436
9.4
32.1
2.8
11
2.1
S21
Porphyry L
<4
0.5
3.8
425
11.4
32.5
3.7
15
3.1
S22
Porphyry L
<4
0.9
2.8
667
19.5
50.6
7.2
29
5.6
10550 Late latitic dyke
468
18.0
44.0
25
4.9
10551 Late latitic dyke
480
18.0
44.0
25
4.5
182
_________________________________________________________________________
Eu
ppm
Gd
ppm
INAA ICP-MS
Los Pelambres
JW1 Basalt
JW2 Basalt
JW3 Basalt
JW4 Basalt
JW5 Basalt
JW6 Basalt
JW7 Basalt
JW8 Basalt
JW10 Diorit/Tonalit
JW13 Diorit/Tonalit
JW16 Diorit/Tonalit
JW19 Diorit/Tonalit
JW22 Dazit
JW24 Dazit
JW26 Dazit
1.3
1.2
0.9
0.9
1.4
1.1
1.2
0.8
1.6
1.4
0.6
0.9
0.7
0.9
0.8
2.1
1.6
1.6
2.1
1.4
Tb
ppm
Yb
ppm
Lu
ppm
Hf
ppm
Ta
ppm
W
ppm
INAA+
ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS INAA
ICP-MS
INAA
INAA
INAA
INAA
<0.5
0.3
<0.5
<0.5
0.7
0.2
0.6
0.2
0.6
0.3
<0.5
<0.5
<0.5
0.1
<0.5
Dy
ppm
Ho
ppm
Er
ppm
Tm
ppm
2.0
0.4
1.1
0.2
1.6
0.3
0.9
0.1
1.8
0.3
1.0
0.1
1.3
0.2
0.5
<0.1
0.8
0.1
0.3
<0.1
2.3
2.4
1.8
2.0
2.3
1.9
1.8
1.9
0.9
0.7
1.9
0.7
0.4
0.6
0.5
0.3
0.4
0.3
0.3
0.3
0.3
0.3
0.3
0.1
0.1
0.3
0.1
0.1
0.1
0.1
2.70
2.40
2.20
1.80
2.40
1.40
2.20
1.70
2.80
2.90
3.10
3.70
3.30
2.70
3.30
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
1.0
<1.0
1.0
<1.0
ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS ICP-MS INAA
Los Pelambres
LP27a Andesite
LP33 Andesite
LP36 Andesite
LP66 Andesite
F44b Black porphyry
F48 Black porphyry
LP44 Black porphyry
LP46 Black porphyry
LP71 Black porphyry
LP27b Porphyry 1
LP27c Porphyry 1
LP63 Porphyry 1
F53 Porphyry 2
F77 Porphyry 2
LP11 Porphyry 2
LP16 Porphyry 2
LP37 Porphyry 2
LP47 Porphyry 2
LP5 Porphyry 2
LP72 Porphyry 2
LP73 Porphyry 2
F51 Tonalit
LP 39 Tonalit
LP1 Tonalit
LP10 Tonalit
LP13 Tonalit
LP14 Tonalit
LP20 Tonalit
LP23a Tonalit
LP24 Tonalit
LP31a Tonalit
LP31b Tonalit
LP45 Tonalit
LP48 Tonalit
2.19
0.33
0.24
7.36
2.75
1.89
1.09
0.48
0.29
6.56
3.26
1.76
1.33
0.75
0.36
3.81
2.43
1.11
0.54
0.39
0.18
3.47
2.80
1.34
0.53
0.45
0.22
4.96
9.13
4.59
0.69
0.91
1.76
2.35
0.22
0.28
1.16
1.49
0.20
0.25
0.56
0.65
0.08
0.10
0.58
0.61
0.10
0.10
3.49
3.48
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0.51
0.55
0.44
0.42
0.54
0.41
1.98
1.87
1.88
1.11
1.08
1.45
1.08
1.04
1.30
1.06
0.22
0.20
0.23
0.12
0.14
0.16
0.12
0.11
0.15
0.11
1.05
0.97
1.16
0.61
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0.19
0.11
0.12
0.11
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0.21
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0.06
0.07
0.05
0.05
0.04
0.03
0.03
0.03
0.03
0.42
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0.36
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0.14
0.25
0.26
0.25
0.06
0.06
0.08
0.06
0.06
0.04
0.03
0.04
0.05
0.04
3.33
3.36
3.66
3.28
4.04
3.85
3.45
4.78
3.53
9.70
0.96
0.77
0.50
0.58
0.63
0.97
1.02
1.01
0.42
0.77
0.32
1.07
0.85
2.16
1.94
1.69
1.86
1.38
2.43
2.77
2.53
1.18
1.90
0.90
2.81
1.87
0.26
0.26
0.21
0.22
0.16
0.30
0.35
0.30
0.13
0.24
0.10
0.34
0.23
1.32
1.48
1.09
1.07
0.79
1.41
1.79
1.34
0.64
1.24
0.50
1.67
1.14
0.24
0.28
0.21
0.19
0.13
0.24
0.33
0.21
0.11
0.22
0.08
0.27
0.19
0.61
0.80
0.56
0.52
0.35
0.60
0.84
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0.59
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0.51
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0.12
0.08
0.08
0.05
0.09
0.12
0.07
0.05
0.09
0.03
0.09
0.07
0.53
0.78
0.57
0.51
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0.59
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0.32
0.57
0.23
0.62
0.47
0.08
0.12
0.10
0.08
0.06
0.10
0.11
0.07
0.06
0.10
0.04
0.10
0.07
4.45
3.21
5.16
4.26
4.21
4.21
4.48
4.30
3.07
3.96
3.63
4.12
3.68
38
36
72
70
39
74
30
47
37
39
23
57
18
22
15
INAA
1.0
3
0.8
0.8
0.7
<0.5
<0.5
0.5
3
4
2
16
9
<1
0.6
4
<0.5
22
0.5
0.5
0.5
0.6
32
4
7
53
1.0
1.0
11
16
<0.5
0.9
36
60
_________________________________________________________________________
183
Los Pelambres
Tonalit
LP51
Tonalit
LP56
Tonalit
LP61
Tonalit
LP62a
Tonalit
LP64
Tonalit
LP74
Tonalit
LP75
Tonalit
LP76
Tonalit
LP9a
TourmalinLP9b
brekzie
Eu
ppm
Gd
ppm
Tb
ppm
Dy
ppm
Ho
ppm
Er
ppm
Tm
ppm
Yb
ppm
Lu
ppm
Hf
ppm
Ta
ppm
W
ppm
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
ICPMS
INAA
INAA
0.79
0.54
0.57
0.80
1.90
1.10
1.22
1.98
0.25
0.12
0.15
0.24
1.26
0.63
0.84
1.20
0.21
0.12
0.15
0.21
0.55
0.34
0.44
0.55
0.08
0.05
0.07
0.08
0.55
0.40
0.50
0.50
0.08
0.07
0.08
0.08
4.26
3.56
3.94
4.07
0.74
1.66
0.20
0.98
0.18
0.47
0.07
0.44
0.07
5.00
0.33
0.55
0.81
0.84
0.09
0.10
0.43
0.54
0.09
0.10
0.24
0.30
0.04
0.05
0.32
0.33
0.06
0.06
3.96
3.94
XRF1
Los Pelambres
Tonalit
LP23b
<5
INAA
Chuquicamata
Porfido
AH 236
dacitico
Porfido
AH 224
Porfido
DDH 122a feldspatico
(27.5m)
Porfido
DDH 122b Este
Este
(144.4m)
Porfido
DDH 123
Banco
Porfido Iris
CH1
0.4
0.7
0.4
0.4
0.4
0.3
ICPMS
Chuquicamata
Porphyry
Cu1
Este
Porphyry
Cu4
Este
Porphyry
Cu5
Este
Porphyry
Cu6
Este
Porphyry
Cu7
Este
Porphyry
Cu3
Oeste
Porphyry
Cu2
Banco
Granodiorit
Cu8
e Elena
0.29
0.42
0.22
0.51
0.30
0.32
0.42
0.63
INAA
Mantos Blancos
Rhyolite
MB1
Dome/Dazit
Granodiorit
MB3
Granodiorit
MB4
Rhyolite
MB5
Dome/Dazit
DioritMB6
Granodiorit
INAA
0.6
1.0
0.9
0.4
0.3
INAA
<0.5
<0.5
<0.5
<0.5
<0.5
<0.5
ICPMS
0.77
1.12
0.67
1.40
0.87
0.82
1.23
2.22
ICPMS
0.08
0.14
0.07
0.17
0.12
0.10
0.15
0.31
INAA
<0.5
<0.5
<0.5
<0.5
<0.5
0.8
1.1
0.5
0.7
0.4
0.3
ICPMS
0.43
0.77
0.40
0.89
0.66
0.48
0.80
1.81
ICPMS
0.08
0.14
0.08
0.16
0.13
0.08
0.15
0.35
ICPMS
0.21
0.39
0.21
0.46
0.40
0.23
0.41
1.01
ICPMS
0.03
0.06
0.04
0.07
0.06
0.04
0.05
0.14
ICPMS
0.25
0.42
0.28
0.49
0.41
0.26
0.42
0.93
INAA
2.7
1.3
1.3
2.0
1.7
INAA
0.1
0.2
0.1
0.1
0.1
0.1
ICPMS
0.06
0.07
0.06
0.07
0.07
0.05
0.08
0.14
INAA
0.4
0.2
0.2
0.3
0.3
INAA
2.50
2.70
2.30
1.50
1.80
1.90
ICPMS
3.80
3.23
3.64
3.14
3.28
3.85
3.21
4.66
INAA
5.10
3.50
2.90
2.80
3.20
0.7
23
0.8
23
0.6
29
XRF1
<5.0
INAA
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
INAA
0.5
0.6
0.6
<0.5
<0.5
0.6
<0.5
<0.5
INAA
<1.0
<1.0
<1.0
<1.0
1.0
XRF1
<5
INAA
<3
<3
<3
6
3
<3
INAA
18
7
20
28
7
13
5
7
INAA
<3
<3
<3
<3
<3
184
_________________________________________________________________________
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
Er
Tm
Yb
Lu
Hf
Ta
W
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ICPMS
ppm
ppm
INAA
INAA
El Salvador
S11
Andesite
0.28
3.03
0.47
2.93
0.63
1.92
0.32
2.22
0.35
10.18
3.9
1
S8
Indio M. ignimbrite
0.51
3.08
0.42
2.43
0.51
1.60
0.27
1.94
0.32
9.67
3.7
<1
S9
Indio M. rhyolithe
0.23
2.24
0.33
1.90
0.44
1.63
0.31
2.40
0.37
6.43
2.0
2
S12
Quartz rhyolite
0.15
0.53
0.09
0.62
0.14
0.45
0.08
0.56
0.10
3.19
1.0
4
S13a
Quartz rhyolite
0.07
0.38
0.04
0.25
0.05
0.17
0.03
0.31
0.14
2.62
1.0
12
S13b
Quartz rhyolite
0.17
0.92
0.13
0.76
0.16
0.51
0.08
0.60
0.17
3.30
1.0
14
S3
Quartz porphyry
0.31
0.78
0.09
0.49
0.10
0.34
0.05
0.48
0.09
4.26
0.8
8
S14
Quartz porphyry
0.19
0.92
0.13
0.86
0.17
0.51
0.09
0.60
0.16
3.87
1.0
11
S10
Quartz porphyry
0.50
1.78
0.24
1.15
0.22
0.67
0.11
0.79
0.13
2.79
1.3
7
S6
Porphyry O (X)
0.26
0.60
0.06
0.24
0.05
0.14
0.02
0.22
0.05
4.22
0.8
12
S18
Porphyry X
0.70
2.59
0.33
1.65
0.29
0.73
0.10
0.62
0.14
4.29
<0.5
2
S23
Porphyry X
0.84
2.23
0.29
1.51
0.26
0.71
0.10
0.63
0.11
3.64
0.7
9
S24
Porphyry X
0.87
2.07
0.24
1.24
0.22
0.54
0.07
0.48
0.08
3.58
0.5
6
S17
Porphyry K
0.51
1.76
0.22
1.10
0.18
0.50
0.07
0.44
0.12
3.31
0.7
7
S20
Porphyry K
0.15
0.53
0.07
0.41
0.08
0.23
0.03
0.20
0.08
2.67
<0.5
9
S1
Porphyry L
1.05
2.75
0.36
1.91
0.34
0.91
0.12
0.79
0.13
4.07
<0.5
9
S4a
Porphyry L
2.43
5.87
0.51
1.68
0.20
0.41
0.05
0.33
0.07
5.46
0.7
22
S4b
Porphyry L
1.34
3.15
0.42
2.08
0.37
0.90
0.13
0.81
0.12
3.85
<0.5
5
S15
Porphyry L
0.27
0.83
0.10
0.57
0.11
0.30
0.05
0.35
0.12
5.73
0.5
<1
S16
Porphyry L
0.78
2.21
0.25
1.27
0.21
0.51
0.07
0.45
0.12
5.17
<0.5
3
S19
Porphyry L
0.57
1.75
0.21
1.03
0.18
0.43
0.06
0.39
0.10
6.96
0.8
8
S21
Porphyry L
0.90
2.47
0.29
1.46
0.24
0.60
0.09
0.51
0.11
5.61
0.8
<1
S22
Porphyry L
1.18
4.30
0.51
2.39
0.41
0.98
0.13
0.80
0.13
3.98
0.7
11
10550 Late latitic dyke
1.34
2.99
1.79
0.24
0.40
0.39
0.06
4.00
10551 Late latitic dyke
1.32
2.67
1.68
0.22
0.40
0.38
0.06
4.00
_________________________________________________________________________
185
Re
ppm
INAA
Los Pelambres
Basalt
JW1
Basalt
JW2
Basalt
JW3
Basalt
JW4
Basalt
JW5
Basalt
JW6
Basalt
JW7
Basalt
JW8
Diorit/Tonalit
JW10
Diorit/Tonalit
JW13
Diorit/Tonalit
JW16
Diorit/Tonalit
JW19
Dazit
JW22
Dazit
JW24
Dazit
JW26
<0.001
<0.001
0.013
0.108
0.086
Ir
ppb
INAA
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
<5
Au
ppb
INAA
Tl
Pb
ppm
ppm
ICP-MS ICP-MS
<5
<5
<5
<5
<5
<5
8
6
52
22
6
16
18
50
26
INAA
Los Pelambres
Andesite
LP27a
Andesite
LP33
Andesite
LP36
Andesite
LP66
Black porphyry
F44b
Black porphyry
F48
Black porphyry
LP44
Black porphyry
LP46
Black porphyry
LP71
Porphyry 1
LP27b
Porphyry 1
LP27c
Porphyry 1
LP63
Porphyry 2
F53
Porphyry 2
F77
Porphyry 2
LP11
Porphyry 2
LP16
Porphyry 2
LP37
Porphyry 2
LP47
Porphyry 2
LP5
Porphyry 2
LP72
Porphyry 2
LP73
Tonalit
F51
Tonalit
LP 39
Tonalit
LP1
Tonalit
LP10
Tonalit
LP13
Tonalit
LP14
Tonalit
LP20
Tonalit
LP23a
Tonalit
LP24
Tonalit
LP31a
Tonalit
LP31b
Tonalit
LP45
Tonalit
LP48
1.09
1.19
2.46
0.54
0.43
6.6
4.9
5.3
<3
5.3
4.1
13.6
<3
19.6
15.9
20.8
5.9
22.6
8.6
20.8
ICP-MS
50
19
3
13
19
18
35
5
28
35
6
9
5
31
15
19
7
Bi
ppm
ICP
Th
ppm
INAA
3
13
6
4
<2
5
5
2
3
4
<2
5
5
4
5
12.0
10.6
2.0
1.8
1.5
0.6
1.8
1.0
7.1
7.2
12.2
8.8
6.3
6.9
6.4
U
ppm
INAA
2.4
3.6
1.6
1.8
0.8
<0.5
1.0
1.8
2.9
2.5
2.5
2.7
2.0
2.6
2.6
ICP-MS ICP-MS
25.5
68.2
4.7
6.3
18.3
10.5
3.0
1.5
2.9
1.7
11.7
10.1
5.4
5.4
2.8
2.4
13.2
11.8
9.9
22.5
15.0
10.8
29.8
6.0
12.9
6.3
4.2
4.1
4.7
4.8
6.3
7.0
6.0
8.0
6.1
7.7
6.0
6.0
5.1
4.0
13.1
11.1
4.5
7.7
6.1
6.0
11.3
6.7
5.0
6.6
5.5
1.3
1.5
1.4
2.3
2.5
0.7
1.4
2.0
2.1
2.0
18.3
13.2
15.2
21.0
20.5
72.2
48.1
16.8
13.7
12.0
3.0
9.6
9.1
2.1
1.3
1.4
1.6
1.4
1.9
2.5
2.2
1.6
2.9
1.3
2.4
2.7
186
_________________________________________________________________________
Re
Ir
Au
Tl
Pb
Bi
Th
U
ppm
ppb
ppb
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA
ICP-MS
ICP-MS ICP-MS
Los Pelambres
LP51
Tonalit
13.6
6.6
2.3
LP56
Tonalit
17
13.8
6.3
1.6
LP61
Tonalit
11.3
7.6
2.0
LP62a
Tonalit
9.7
7.7
2.6
LP64
Tonalit
LP74
Tonalit
LP75
Tonalit
LP76
Tonalit
LP9a
Tonalit
LP9b
Tourmalinbrekzie
6.0
35
12.0
8.8
3.9
2.1
5.0
<2
3.3
7.2
1.6
8.3
2.4
1.0
XRF1
XRF1
XRF1
XRF1
Los Pelambres
LP23b
Tonalit
8
INAA
XRF2
INAA
8
ICP
6.0
INAA
<3
INAA
Chuquicamata
AH 236
Porfido dacitico
<5
<5
5.4
<2
5.3
1.4
AH 224
Porfido feldspatico
<5
<5
9.0
3
4.2
1.0
DDH 122a (27.5m) Porfido Este
<5
<5
9.9
<2
3.7
1.7
DDH 122b (144.4m) Porfido Este
<5
<5
14.4
<2
4.2
1.1
DDH 123
Porfido Banco
<5
42
9.9
<2
3.1
1.3
CH1
Porfido Iris
<5
575
9.9
<2
12.6
4.2
INAA
ICP-MS
ICP-MS ICP-MS
Chuquicamata
Cu1
Porphyry Este
<2
33.6
9.8
1.8
Cu4
Porphyry Este
6
4.5
3.7
1.2
Cu5
Porphyry Este
<2
5.1
5.6
1.7
Cu6
Porphyry Este
7
4.9
3.8
1.4
Cu7
Porphyry Este
8
8.5
2.3
1.2
Cu3
Porphyry Oeste
<2
6.2
3.2
1.1
Cu2
Porphyry Banco
<2
16.1
4.3
1.6
Cu8
Granodiorite Elena
<2
8.9
4.1
1.1
INAA
INAA
XRF2
ICP
INAA
INAA
Mantos Blancos
MB1
Rhyolite Dome/Dazit
<5
<5
5.4
<2
11.6
3.7
MB3
Granodiorit
<5
<5
15.3
<2
8.7
2.6
MB4
Granodiorit
<5
<5
8.1
<2
9.0
1.7
MB5
Rhyolite Dome/Dazit
<5
<5
37.8
<2
9.4
3.1
MB6
Diorit-Granodiorit
<5
<5
9.0
2
8.7
5.1
_________________________________________________________________________
187
Re
Ir
Au
Tl
Pb
Bi
Th
U
ppm
ppb
ppb
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
INAA
ICP-MS
ICP-MS ICP-MS
El Salvador
S11
Andesite
<2
4.5
16.1
2.0
S8
Indio M. ignimbrite
<2
6.9
20.3
3.5
S9
Indio M. rhyolithe
<2
10.1
28.9
3.4
S12
Quartz rhyolite
3
19.1
3.0
0.7
S13a
Quartz rhyolite
3
3.6
0.5
0.4
S13b
Quartz rhyolite
6
74.9
2.1
1.2
S3
Quartz porphyry
<2
6.0
3.5
0.7
S14
Quartz porphyry
4
5.3
3.1
0.8
S10
Quartz porphyry
3
8.4
4.6
2.1
S6
Porphyry O (X)
24
14.6
2.0
0.4
S18
Porphyry X
479
7.1
1.1
0.1
S23
Porphyry X
275
81.0
2.1
0.5
S24
Porphyry X
287
68.0
2.1
0.4
S17
Porphyry K
234
4.9
2.4
0.1
S20
Porphyry K
603
52.5
0.3
0.1
S1
Porphyry L
43
10.7
3.0
1.1
S4a
Porphyry L
38
18.0
4.2
1.7
S4b
Porphyry L
5
12.5
2.5
0.6
S15
Porphyry L
<2
8.2
1.2
0.4
S16
Porphyry L
27
3.7
1.8
0.2
S19
Porphyry L
3
179
1.6
0.3
S21
Porphyry L
4
6.1
2.2
0.3
S22
Porphyry L
180
8.2
3.5
0.6
10550
Late latitic dyke
3.0
10551
Late latitic dyke
3.0
188
_________________________________________________________________________
_________________________________________________________________________
189
Tabelle A5: Schmelzeinschluss-Geochemie EMPA / SIMS-Messungen
190
_________________________________________________________________________
Sample
Prog. homog. SiO2
#
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
SO2
Total
wt.%
wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.% wt.%
EMPA/
EMPA
EMPA EMPA EMPA EMPA EMPA EMPA EMPA EMPA EMPA
SIMS
Korri Kollo
KK1-1x1a
1
72.6
0.10
14.7
0.56
0.06
0.04
1.17
1.37
5.60
na
<0.14
96.2
KK1-2x1a
1
72.2
0.08
14.9
0.38
<0.05
0.03
1.04
1.68
5.76
na
<0.14
96.1
KK1-3x1a
1
71.2
0.09
15.0
0.42
0.05
0.05
1.41
1.37
6.09
na
<0.15
95.7
KK1-4x1a
1
71.8
0.11
14.9
0.64
<0.05
0.06
1.65
1.65
5.14
na
<0.13
96.0
KK1-4x2a
1
71.7
0.10
15.1
0.36
<0.05
0.07
1.51
1.53
5.97
na
<0.13
96.3
KK1-5x1a
1
71.9
0.09
15.0
0.67
0.07
0.11
1.60
1.36
5.61
na
na
96.4
KK10-3x1a
2
74.8
0.08
14.8
0.25
<0.06
<0.06
0.45
3.47
6.05
<0.16
<0.22
99.9
KK10-3x3a
2
73.5
0.06
15.2
0.22
<0.06
<0.06
0.56
3.60
6.24
<0.16
na
99.3
KK10-8x1a
2
73.8
0.08
15.5
0.19
<0.06
<0.06
0.70
3.71
5.90
<0.16
<0.25
99.9
KK10-8x1b
2
73.8
0.14
15.3
0.19
<0.06
<0.06
0.27
3.69
6.20
<0.16
<0.25
99.5
KK10-8x1c
2
73.8
0.08
15.3
0.24
<0.06
<0.06
0.75
3.48
5.92
<0.16
<0.13
99.5
KK11-9x1a
2
76.0
0.08
12.8
0.38
<0.06
<0.06
0.82
0.13
5.91
<0.16
<0.26
96.1
KK14-6x1b
2
72.5
0.06
15.7
0.23
<0.06
na
0.76
2.71
4.24
<0.17
na
96.2
KK14-9x1c
2
72.4
0.06
16.7
0.26
<0.06
<0.06
1.13
4.11
6.12
<0.16
<0.24
100.8
KK14-9x1f
2
72.6
0.10
16.0
0.27
<0.06
<0.06
0.84
4.02
5.88
<0.15
<0.25
99.7
KK14-9x1g
2
73.3
0.05
15.8
0.22
<0.06
<0.06
1.05
3.79
6.34
<0.16
<0.26
100.5
KK14-9x1h
2
73.3
0.14
16.2
0.27
<0.07
<0.06
0.88
4.02
6.06
<0.16
<0.24
100.8
La1-10x1a
1
74.6
0.08
15.6
0.23
<0.06
<0.06
0.92
3.43
4.93
<0.15
<0.24
99.8
La1-10x2a
1
74.0
0.05
16.5
0.18
<0.06
<0.06
0.64
4.09
4.40
<0.15
<0.24
99.8
La2-2x1b
1
76.1
0.06
14.5
0.14
<0.06
0.06
0.90
3.00
5.00
<0.18
<0.25
99.7
LA2-3x1b
2
72.0
0.05
14.7
0.17
<0.06
0.06
1.03
2.43
5.10
<0.14
<0.24
95.6
CA1-7x1b
1
73.4
0.06
16.4
0.55
<0.06
<0.06
0.11
4.48
3.57
<0.15
<0.23
98.6
CA1-3x1a
2
71.9
0.12
16.0
0.61
<0.06
<0.06
0.06
3.96
2.72
<0.15
<0.24
95.4
CA2-2x1a
2
73.0
0.06
15.7
0.52
<0.06
<0.06
0.12
3.84
2.81
<0.17
<0.24
96.0
CA2-2x2a
1
71.0
0.03
16.5
0.23
<0.06
<0.06 <0.080
4.04
3.23
<0.16
<0.24
95.0
Laurani
Carangas
Chuquicamata
AH236-1x1a
2
#
70.2
0.19
18.9
0.99
0.06
0.30
0.14
3.73
1.96
<0.17
<0.23
96.4
AH236-1x6a
2
#
71.0
0.14
18.1
0.66
0.13
0.16
0.26
4.43
2.25
<0.18
<0.22
97.1
AH236-1x7a
2
#
78.9
0.10
12.0
0.53
<0.07
0.12
0.43
3.01
2.39
<0.23
<0.27
97.4
AH236-1x8a
2
#
84.3
<0.09
8.7
0.34
<0.07
<0.07
0.11
2.53
1.69
<0.25
<0.28
97.6
AH236-2x1a
2
#
80.4
0.10
12.0
0.55
0.06
0.14
0.35
3.76
2.04
<0.17
<0.23
99.4
AH236-2x2a
2
#
74.9
0.33
12.2
1.42
0.06
1.02
0.52
5.50
3.02
<0.18
<0.22
99.0
AH236-2x6a
2
#
78.7
0.11
11.4
0.55
<0.07
0.13
0.54
3.89
2.01
<0.24
<0.28
97.3
AH236-2x8a
2
#
78.7
0.11
11.3
0.47
<0.07
0.08
0.22
3.64
2.53
<0.24
<0.26
97.1
AH236-2x9a
2
#
79.3
0.12
11.2
0.50
<0.07
0.11
0.44
4.34
1.94
<0.26
<0.27
98.0
CH1-1x4a
2
#
77.8
0.17
10.7 <0.091
<0.06
0.07 <0.082
0.90
2.51
<0.88
<0.23
92.1
CH1-1x4b
2
#
71.1
0.19
14.1 <0.091
<0.06
0.09 <0.085
2.55
2.94
<0.20
na
91.0
MB5-1x1a
2
#
72.7
0.09
21.9
0.39
<0.06
0.16
<0.08
1.18
1.00
<0.22
<0.24
97.4
MB5-1x3a
2
#
69.2
0.14
14.1
2.59
0.03
0.35
0.48
2.53
5.35
0.027
0.01
94.7
MB5-3x1a
2
#
73.9
0.02
14.1
0.45
<0.07
<0.06
0.48
3.97
3.65
<0.22
<0.22
96.6
MB5-3x2a
2
#
74.9
0.13
15.0
1.13
<0.07
0.08
0.61
3.09
4.19
na
<0.28
99.1
MB5-3x3a
2
#
72.4
0.27
9.5
2.79
0.07
0.46
0.16
3.29
1.55
<0.24
<0.27
90.5
MB5-3x8a
2
#
71.4
0.16
16.3
1.12
<0.07
<0.07
0.55
3.97
4.39
<0.23
<0.27
97.9
MB5-3x10a
2
#
77.6
0.12
11.8
1.01
<0.07
<0.07
0.39
3.07
2.72
<0.23
<0.23
96.7
MB5-3x15a
2
#
71.8
<0.09
16.7
0.88
<0.09
0.19
0.46
6.22
4.39
<0.26
<0.28
100.6
Mantos Blancos
_________________________________________________________________________
191
Sample
homog.
Li
Be
B
F
Cl
Cu
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Sn
#
ppm
ppm
ppm
wt.%
wt.%
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
SIMS
SIMS
SIMS EMPA EMPA EMPA SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
Korri Kollo
KK1-1x1a
0.21
KK1-2x1a
0.17
KK1-3x1a
0.25
KK1-4x1a
0.20
KK1-4x2a
0.31
0.23
KK1-5x1a
KK10-3x1a
29
3
62
<0.11
0.19
<0.02
157
202
87
70
KK10-3x3a
19
3
55
<0.10
0.17
<0.02
KK10-8x1a
34
3
80
0.16
<0.02
201
61
63
212
190
99
KK10-8x1b
23
3
65
<0.10
0.07
<0.02
183
433
KK10-8x1c
31
3
65
<0.11
0.18
<0.02
171
KK11-9x1a
0
2
57
<0.11
0.15
<0.02
KK14-6x1b
25
3
KK14-9x1c
16
3
70
<0.10
0.15
53
<0.10
0.14
<0.11
0.15
<0.02
0.17
<0.02
0.15
<0.02
KK14-9x1f
17
KK14-9x1g
3
51
<0.10
KK14-9x1h
9
2
7
102
7
2
7
81
12
4
1
72
68
25
7
3
210
92
72
11
4
2
195
234
<0.21
68
11
2
2
<0.02
197
249
78
68
12
3
5
<0.02
158
222
54
57
11
3
6
143
179
57
51
11
4
2
Laurani
La1-10x1a
47
5
59
0.10
<0.02
209
228
125
90
13
5
3
La1-10x2a
56
4
62
<0.12
0.12
<0.02
175
229
141
65
9
3
2
La2-2x1b
18
7
19
<0.11
0.10
<0.02
149
167
61
54
12
3
5
LA2-3x1b
22
6
58
<0.11
0.08
<0.02
204
224
72
96
13
56
2
47
<0.11
0.16
<0.02
175
9
142
86
16
3
1
<0.10
0.14
Carangas
CA1-7x1b
CA1-3x1a
CA2-2x1a
51
4
58
<0.11
0.16
<0.02
187
14
134
86
16
9
3
CA2-2x2a
25
5
78
<0.11
0.16
<0.02
275
4
78
108
16
7
3
Chuquicamata
AH236-1x1a
#
<0.10
<0.05
<0.02
AH236-1x6a
#
<0.10
0.26
<0.02
AH236-1x7a
#
<0.12
<0.06
<0.02
AH236-1x8a
#
<0.117
<0.06
<0.02
AH236-2x1a
#
<0.118
0.07
AH236-2x2a
#
<0.119
<0.05
<0.02
AH236-2x6a
#
<0.120
0.10
<0.02
AH236-2x8a
#
<0.121
<0.06
<0.02
AH236-2x9a
#
<0.122
<0.18
<0.02
CH1-1x4a
#
<0.123
<0.06
19965
CH1-1x4b
#
<0.124
<0.06
23193
Mantos Blancos
MB5-1x1a
#
MB5-1x3a
#
0.0
0.38
0.22
10530
MB5-3x1a
#
<0.10
0.11
1787
MB5-3x2a
#
<0.12
0.12
323
MB5-3x3a
#
0.0
0.22
13367
MB5-3x8a
#
<0.12
0.13
373
MB5-3x10a
#
0.09
1170
MB5-3x15a
#
0.12
5783
<0.12
192
_________________________________________________________________________
Sample
homog.
Cs
Ba
La
Sm
Dy
Yb
Ta
W
U
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
SIMS
Korri Kollo
KK1-1x1a
KK1-2x1a
KK1-3x1a
KK1-4x1a
KK1-4x2a
KK1-5x1a
9
693
28
2
1
2
2
2
6
KK10-3x3a
9
310
26
1
2
2
2
3
6
KK10-8x1a
16
682
27
1
1
2
2
4
7
KK10-8x1b
17
524
31
3
2
3
2
2
9
KK10-8x1c
13
997
31
4
1
3
2
3
6
KK11-9x1a
3
262
12
1
1
3
2
1
6
KK14-6x1b
12
1011
16
0.4
0.2
2
2
1
5
KK14-9x1c
7
648
13
1
1
2
2
2
5
12
969
16
1
1
2
2
3
7
La1-10x1a
16
700
16
0.3
0.4
2
2
2
9
La1-10x2a
10
414
10
0.0
1
2
2
2
5
La2-2x1b
6
262
16
1
2
2
2
3
4
7
123
22
5
2
5
1
3
5
CA2-2x1a
17
68
45
8
6
6
2
3
10
CA2-2x2a
15
112
29
4
1
5
2
2
7
KK10-3x1a
KK14-9x1f
KK14-9x1g
KK14-9x1h
Laurani
LA2-3x1b
Carangas
CA1-7x1b
CA1-3x1a
Chuquicamata
AH236-1x1a
#
AH236-1x6a
#
AH236-1x7a
#
AH236-1x8a
#
AH236-2x1a
#
AH236-2x2a
#
AH236-2x6a
#
AH236-2x8a
#
AH236-2x9a
#
CH1-1x4a
#
CH1-1x4b
#
Mantos Blancos
MB5-1x1a
#
MB5-1x3a
#
MB5-3x1a
#
MB5-3x2a
#
MB5-3x3a
#
MB5-3x8a
#
MB5-3x10a
#
MB5-3x15a
#
_________________________________________________________________________
193
Tabelle A6: Schmelzeinschluss-Geochemie PIXE-Messungen
194
_________________________________________________________________________
Samlpe
Llallagua
LLA3-1
LLA3-3
LLA3-8
L10-1x1a
L10-2x1a
L10-2x2a
L10-3x1a
L18a2-1x1c
L18a2-1x1d
L22-1x1a
L22-1x1b
L22-2x2b
L22-3x3a
L24a-1x2a
L24a-1x3a
L24a-1x4a
L24a-2x3a
L24a-3x1d
L35-1a
Chorolque
C36-2x1b
C36-2x1c
C36-4x1a
C37-1x1a
C37-2x1a
C37-2x1c
C37-2x1d
C37-2x1e
C37-2x1h
C37-2x2a
C37-2x2b
C44-1x1f
C44-1x1g
C44-2x1a
C65a-1a
C65a-2a
C65a-3a
Potosi
P1a
P1e
P2a
P2b
P3a
P4a
P5a
P8
P10-1x1a
P12
P13-1x1a
P94b-1x1b
P94b-2x1a
P94b-2x1b
homog.
#
#
#
#
#
SiO2
wt.%
EMPA
74.0
73.3
75.3
75.3
75.3
#
#
TiO2
wt.%
PIXE
0.12
0.11
0.12
0.06
0.07
0.06
0.07
17.0
17.8
14.0
14.1
10.9
0.11
0.06
76.0
74.7
#
#
#
Al2O3
wt.%
EMPA
69.4
70.9
69.2
68.5
68.2
67.6
0.76
0.69
0.81
0.41
0.56
0.42
0.53
0.109
0.106
0.120
0.024
0.030
0.025
0.029
0.86
0.48
0.048
0.028
12.2
11.7
0.09
75.9
74.9
74.9
76.2
FeO MnO
wt.%
wt.%
PIXE
PIXE
0.10
0.09
0.10
0.06
0.06
0.08
0.06
0.06
0.06
0.07
68.4
70.3
15.7
16.1
16.6
16.3
16.3
15.1
0.06
0.81
0.83
0.85
0.41
0.50
0.45
0.42
0.79
0.67
0.57
0.041
0.037
0.031
0.38
0.30
0.41
0.032
0.044
0.031
0.63
0.54
0.48
0.70
0.051
0.044
0.036
0.052
Na2O
wt.%
EMPA
1.98
1.95
1.32
1.61
2.93
0.77
0.48
0.027
17.1
17.2
0.03
0.12
0.13
CaO
wt.%
PIXE
0.13
0.10
0.53
12.1
10.9
13.2
10.3
MgO
wt.%
EMPA
0.05
0.04
0.07
0.02
<0.01
0.26
P2O5
wt.%
PIXE
7.07
7.39
7.56
3.31
3.39
3.25
3.64
0.07
0.11
5.10
3.45
0.44
0.21
3.46
0.06
4.89
3.83
5.09
0.08
0.11
0.12
0.05
0.09
Total
wt.%
102.2
102.5
95.1
95.8
94.0
3.23
2.92
0.49
0.13
0.11
0.15
0.11
K2O
wt.%
PIXE
0.74
0.60
0.57
0.96
1.06
1.29
1.30
0.97
0.85
1.25
<0.01
0.01
2.59
2.55
2.22
2.20
3.11
3.01
1.78
1.87
1.86
1.90
6.56
6.71
7.05
6.42
6.31
6.56
6.26
0.12
0.06
97.0
94.1
8.1
96.4
98.9
87.7
8.5
94.7
94.3
93.2
3.17
3.10
0.30
0.031
0.82
6.17
7.4
#
#
#
#
#
#
#
#
78.0
76.3
77.6
0.07
0.08
0.07
13.5
14.9
14.3
0.89
0.79
0.67
0.038
0.046
0.035
0.62
0.70
0.55
6.91
6.54
6.12
0.15
0.22
0.18
100.2
99.6
99.6
78.0
76.2
78.1
0.07
0.09
0.06
0.05
0.05
0.17
0.09
0.14
0.10
14.4
15.3
13.9
0.60
0.88
0.55
0.57
0.66
0.57
0.43
0.56
0.52
0.039
0.050
0.041
0.024
0.058
0.006
0.036
0.042
0.043
0.57
0.64
0.38
0.28
3.34
0.02
0.42
0.51
0.60
5.69
5.93
4.93
0.25
5.15
0.53
6.43
7.12
6.70
0.25
0.02
99.6
99.2
10.43
98.3
0.20
0.15
0.23
92.5
95.3
8.2
68.7
68.2
71.4
9.9
15.2
14.2
<0.01
0.01
1.48
1.21
_________________________________________________________________________
195
Samlpe
homog.
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Total
#
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
wt.%
EMPA
PIXE
EMPA
PIXE
PIXE
EMPA
PIXE
EMPA
PIXE
PIXE
Potosi
P94b-3x1a
72.3
0.07
15.3
0.41
0.032
0.01
0.38
1.49
6.54
0.15
96.7
P94b-3x1b
70.3
0.08
14.8
0.48
0.040
<0.01
0.40
1.46
6.80
0.13
94.5
P95-1x1d
74.0
0.05
13.0
0.28
0.034
<0.01
0.23
2.62
6.38
0.04
96.6
P95-1x1e
73.3
0.09
13.5
0.42
0.037
0.01
0.31
2.39
7.97
0.10
98.1
P95-2x1a
69.1
0.05
14.6
0.34
0.050
<0.01
0.33
2.91
6.99
<0.19
94.4
P95-3x1a
72.6
0.07
14.0
0.33
0.032
0.03
0.31
2.04
6.28
0.05
95.7
P95-4x1c
72.0
0.07
14.8
0.47
0.022
0.01
0.48
2.48
6.54
0.59
0.027
P95-2x1b
0.10
P95-4x1d
0.60
96.9
6.84
P96-1x1a
#
70.1
0.07
18.1
0.54
0.034
0.10
0.56
2.01
4.17
0.23
95.9
P96-2x1a
#
77.3
0.05
11.2
0.53
0.041
0.07
0.53
3.04
3.71
0.37
96.8
P96-2x1c
#
73.5
0.07
12.7
0.54
0.041
0.11
0.56
3.08
5.48
0.22
96.3
P96-2x1d
#
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0.36
3.43
P96-2x2a
#
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0.001
0.23
16.63
P96-3x1a
#
73.8
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13.0
0.71
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0.12
0.81
3.35
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97.7
P97-2x1a
71.2
<0.04
14.9
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0.63
0.64
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95.2
P97-3x1a
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14.1
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P97-4x1a
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P97-6x1a
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KK1-1x1a
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KK1-2x1a
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KK1-3x1a
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KK1-4x1a
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KK1-2x2a
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11.3
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ES1
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ES4
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ES5
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E6-x1a
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11.4
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4.24
99.7
82.1
0.09
11.7
0.50
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4.75
99.9
P97-6x2a
P98-1x1a
P99-2x1a
#
Kori Kollo
KK1-4x2a
99.3
0.38
98.9
El Salvador
4.57
97.1
0.10
99.5
E7-x1a
E8-x1a
E9-x1a
5.96
E9-x1b
E10-x1a
E10-x1b
E11-x1a
196
_________________________________________________________________________
Samlpe
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LLA3-3
LLA3-8
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L10-2x1a
L10-2x2a
L10-3x1a
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L18a2-1x1d
L22-1x1a
L22-1x1b
L22-2x2b
L22-3x3a
L24a-1x2a
L24a-1x3a
L24a-1x4a
L24a-2x3a
L24a-3x1d
L35-1a
Chorolque
C36-2x1b
C36-2x1c
C36-4x1a
C37-1x1a
C37-2x1a
C37-2x1c
C37-2x1d
C37-2x1e
C37-2x1h
C37-2x2a
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C44-1x1f
C44-1x1g
C44-2x1a
C65a-1a
C65a-2a
C65a-3a
Potosi
P1a
P1e
P2a
P2b
P3a
P4a
P5a
P8
P10-1x1a
P12
P13-1x1a
P94b-1x1b
P94b-2x1a
P94b-2x1b
homog.
#
Li
ppm
PIXE
1
B
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11B/10B
11B
1
P
ppm
PIXE
1
S
ppm
PIXE
1
242
77
#
#
#
#
299
466
<240
481
537
204
398
65
67
98
68
<127
64
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<65
<56
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<40
#
#
1912
903
76
124
74
148
27.1
41.8
278
42
41
16.7
<1249.8
369
126
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<94
<127
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<270
<175
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118
117
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63
8
4.020
-5.8
520
622
248
122
80
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83
106
47
233
7
17
6
4.013
-7.6
43.6
2
#
#
#
23.6
73.4
1
29
<132
242
<119
<104
49
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15
64
4.021
-5.5
1
131
79
108
21
4.006
-9.3
2
350
106
154
64
245
194
19
17
4.006
-9.3
1
136
64
316
306
25
28
3.991
3.998
-13.1
-11.3
1
1
52
<256
64
<49
<55
<48
35.7
29.6
<185
#
#
#
#
#
#
#
#
71
42
162
23
672
962
772
199
149
204
104
<183
<252
1084
94
<798
130
184
<136
<181
45524
2087
872
668
984
56
266
95
<43
207
<76
86.9
75.5
_________________________________________________________________________
197
Samlpe
1
homog.
Li
#
ppm
ppm
B
11B/10B
NRA
SIMS/NRA
SIMS
11B
1
P
SIMS
1
1
S
ppm
ppm
PIXE
PIXE
Potosi
P94b-3x1a
652
92
P94b-3x1b
557
50
<52
P95-1x1d
359
280
P95-1x1e
<85
296
17
4.026
-4.4
1
195
91
<109
234
15
4.011
-8.0
1
415
109
<82
265
34
235
107
<93
71
8
P95-2x1a
P95-2x1b
P95-3x1a
189
70
P95-4x1c
P95-4x1d
<98
<60
<206
<119
P96-1x1a
#
1006
106
128
57.0
P96-2x1a
#
1615
75
145
37.7
P96-2x1c
#
964
163
<160
P96-2x1d
#
<319
P96-2x2a
#
<420
P96-3x1a
#
1331
144
<151
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90
<55
P97-2x1a
<179
203
93.8
275
576
45
P97-4x1a
179
28
1492
199
186
P97-6x1a
346
46
1088
155
<103
611
161
<192
2005
78
146
37.9
P97-3x1a
35
35
4.004
-9.8
1
93.0
P97-6x2a
P98-1x1a
#
P99-2x1a
Kori Kollo
<382
235
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307
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KK1-3x1a
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-9.4
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KK1-4x2a
KK1-2x2a
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KK1-5x1a
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<270
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200
63.5
El Salvador
ES1
74
6
ES2
72
7
ES3
78
6
4.048
1.1
ES4
45
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-1.0
4.103
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2
<271
<127
<176
<96
2 <238.4
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1
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5
4.047
0.8
2
<140
155
12
4.065
5.3
2
455
15
1
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-1.7
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24
2
4.072
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E10-x1a
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9
4.081
9.2
2
E10-x1b
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ES5
E6-x1a
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15
E7-x1a
E8-x1a
E9-x1a
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E9-x1b
E11-x1a
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51.4
45.7
198
_________________________________________________________________________
Samlpe
Llallagua
LLA3-1
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LLA3-8
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C44-2x1a
C65a-1a
C65a-2a
C65a-3a
Potosi
P1a
P1e
P2a
P2b
P3a
P4a
P5a
P8
P10-1x1a
P12
P13-1x1a
P94b-1x1b
P94b-2x1a
P94b-2x1b
homog.
#
Cl
ppm
PIXE
1
K
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1
Ca
ppm
PIXE
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Ti
ppm
PIXE
1
V
ppm
PIXE
1
Cr
ppm
PIXE
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19.9
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23.5
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19.4
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3020
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<10
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<7
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<7
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#
#
#
#
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#
#
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13
2.5
2.3
#
1461
18.5
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<35
#
#
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15
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335
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<8
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<6
<11
<2
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10
15
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<7
<3
<4
<7
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8
12
<14
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<3
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1996
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2980
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308
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4.2
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5.5
1.6
5.4
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<7
<7
<11
7
<29
<11
<7
<10
13
3.1
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1
<7
<6
<9
<5
<3
<4
<5
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<2
<4
<4
1.3
#
#
#
#
#
#
#
#
<6
2.7
2.9
<4
<2
<5
3.5
<8
3.1
<2
<5
<4
1.6
1.4
_________________________________________________________________________
199
Samlpe
1
K
1
Ca
1
Ti
1
1
V
1
homog.
Cl
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Cr
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
Potosi
P94b-3x1a
1539
39.3
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1.8
<1
P94b-3x1b
1739
21.1
56490
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471
3.2
10
2.2
<2
P95-1x1d
933
46.1
53000
66.2
1620
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1.7
<4
<1
P95-1x1e
1390
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41.0
2190
62.6
567
1.6
<8
<1
P95-3x1a
952
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<4
<1
P95-4x1c
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<5
P95-4x1d
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P95-2x1a
P95-2x1b
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2.7
<3
P96-1x1a
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#
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6
P96-2x1c
#
1240
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<6
P96-2x1d
#
402
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P96-2x2a
#
<196
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P96-3x1a
#
2149
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P97-3x1a
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<1
P97-4x1a
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<7
<3
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<7
<2
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<14
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# i)
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200
_________________________________________________________________________
Samlpe
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Chorolque
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PIXE
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PIXE
1
1
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PIXE
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<13
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#
#
#
#
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#
#
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#
#
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<4
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9.1
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4400
5100
4400
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5.8
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1.1
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<2
<1
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<3
<3
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26
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<2
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#
#
#
#
#
#
#
#
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_________________________________________________________________________
201
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Fe
1
1
Co
1
Ni
1
Cu
1
homog.
Mn
#
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ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Zn
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PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
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P95-4x1c
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P95-2x1b
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#
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P96-2x1a
#
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P96-2x1d
#
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#
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P97-6x1a
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E10-x1b
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202
_________________________________________________________________________
Samlpe
Llallagua
LLA3-1
LLA3-3
LLA3-8
L10-1x1a
L10-2x1a
L10-2x2a
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L24a-1x3a
L24a-1x4a
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L24a-3x1d
L35-1a
Chorolque
C36-2x1b
C36-2x1c
C36-4x1a
C37-1x1a
C37-2x1a
C37-2x1c
C37-2x1d
C37-2x1e
C37-2x1h
C37-2x2a
C37-2x2b
C44-1x1f
C44-1x1g
C44-2x1a
C65a-1a
C65a-2a
C65a-3a
Potosi
P1a
P1e
P2a
P2b
P3a
P4a
P5a
P8
P10-1x1a
P12
P13-1x1a
P94b-1x1b
P94b-2x1a
P94b-2x1b
homog.
#
Ga
ppm
PIXE
1
1
Ge
ppm
PIXE
1.1
0.9
4.1
1.0
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1.2
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#
#
#
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#
#
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As
ppm
PIXE
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0.5
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<9
14
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Br
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PIXE
1.0
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0.9
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<2
<5
<2
2
2
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1
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#
#
#
Rb
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PIXE
1
Sr
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PIXE
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349
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219
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220
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<55
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2
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253
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<1
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<3
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<3
<2
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21
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<6
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2.8
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<3
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<9
<2.2
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<2
<2
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<7
48
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2.0
7.4
#
#
#
#
#
#
#
#
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0.8
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3.1
_________________________________________________________________________
203
Samlpe
1
1
Ge
1
As
1
Br
1
Rb
1
homog.
Ga
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ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Sr
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PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
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P95-3x1a
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P95-4x1d
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P95-2x1a
P95-2x1b
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#
23
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<1
P96-2x1a
#
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P96-2x1c
#
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P96-2x1d
#
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<3
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P96-2x2a
#
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<17
<3
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#
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<3
110
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KK1-4x2a
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E9-x1b
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E10-x1b
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22
1.9
<5
204
_________________________________________________________________________
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P1e
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P2b
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P5a
P8
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#
Y
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#
#
#
#
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12
<10
<9
13
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#
#
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<10
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#
<90
#
#
12
<8
<16
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Zr
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PIXE
1
Nb
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PIXE
1
Mo
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PIXE
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17
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3.1
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8
<5
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<33
<4
5
<4
<9
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1.4
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5.2
12
11
<15
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10.0
2.1
55
41
38
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3.8
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5.2
76
66
60
76
17
3.6
1
1
Sn
ppm
PIXE
1
21
<28
8.7
<34
<58
52
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46
115
12.3
11.2
10.2
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<35
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<56
<3
56
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<2
<3
<10
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<29
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<34
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29
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2.0
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5.6
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<3
<9
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670
617
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<73
<69
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<30
<14
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<12
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<12
<26
<19
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<24
<4
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3.5
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16
<28
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<6
<4
<16
<10
<23
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<43
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<23
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<52
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Ag
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PIXE
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<85
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2.1
17.2
#
#
#
#
#
#
#
#
1.1
4.1
3.4
2.5
1.0
3.5
2.6
3.8
3.3
53.3
17.6
_________________________________________________________________________
205
Samlpe
1
1
Zr
1
Nb
1
Mo
1
Ag
1
homog.
Y
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Sn
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
Potosi
P94b-3x1a
<13
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P94b-3x1b
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P95-1x1d
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#
<23
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<9
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P96-2x1a
#
<8
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P96-2x1c
#
<16
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P96-2x1d
#
<31
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#
<43
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P96-3x1a
#
<8
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P97-4x1a
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<8
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<45
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<6
<13
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<9
P97-2x1a
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P97-6x2a
P98-1x1a
#
<41
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.3.
KK1-1x1a
<23
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KK1-4x1a
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P99-2x1a
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Kori Kollo
4.5
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KK1-4x2a
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10
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KK1-5x1a
17
4.8
73
6.6
10
3.3
<8
<17
<47
ES1
9
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55
3.5
7
1.7
ES2
<23
71
10.7
<21
ES3
<5
45
2.8
6
ES4
<13
48
3.4
<3
El Salvador
1.4
<5
<18
24
<23
<67
<143
<3
<14
34
<5
<12
<41
<6
55
4.0
8
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<6
<27
<12
51
4.3
7
2.0
<11
13
E8-x1a
<13
64
4.4
7
2.6
<7
<19
43
E9-x1a
<32
53
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9
3.8
<14
<27.3
<86
<14
74
9.6
<18
<21
<53
183
ES5
E6-x1a
11.3
10.3
<59
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<40
E7-x1a
17.7
E9-x1b
E10-x1a
E10-x1b
E11-x1a
58.3
206
_________________________________________________________________________
Samlpe
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P1e
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P94b-2x1b
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#
Sb
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1
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#
#
#
#
Cs
ppm
PIXE
<46
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<100
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<30
<38
#
#
1
25.2
16.3
50
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31.0
32.4
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97
80
26
38
<24
1
18.5
16.1
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Nd
ppm
PIXE
1
Sm
ppm
PIXE
23
18
40
<15
<12
<13
9.7
8.1
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<16
<17
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<9
<10
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12
3.0
<5
<10
<19
1
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37.9
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53.7
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36
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11.7
7
<10
<47
318
515
197
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42
14.7
31
226
420
500
69
8.7
<21
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3.5
<7
315
76
219
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37.0
24.5
26.1
34.3
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35
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85
15.8
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16.5
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30
38
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8.5
18
<10
<17
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<9
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<8
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#
#
#
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95
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Ba
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PIXE
29
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13.9
<22
<20
4.1
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#
#
#
#
#
#
#
#
<71
<94
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<23
<413
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<4
<15
<12
<11
<4
<12
<10
9.2
5.6
_________________________________________________________________________
207
Samlpe
1
1
Cs
1
Ba
1
Ce
1
Nd
1
homog.
Sb
#
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ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Sm
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
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24.5
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<7
7
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P94b-3x1b
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<4
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<4
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<4
<3
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142
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#
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#
P96-2x2a
#
P96-3x1a
#
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<5
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<11
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2222
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<5
<5
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P97-2x1a
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<4
<4
P97-4x1a
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P97-3x1a
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P99-2x1a
# i)
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109
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17
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Kori Kollo
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<15
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20.1
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<11
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<18
El Salvador
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<39
<25
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<28
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ES5
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<11
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E8-x1a
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E10-x1b
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<45
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11.2
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10.0
208
_________________________________________________________________________
Samlpe
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Potosi
P1a
P1e
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#
#
#
#
#
#
#
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<8
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<8
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8
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1
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3.1
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Hf
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PIXE
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Ta
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11
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<4
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#
#
#
4.2
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18
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<4
<6
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6
<5
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<4
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<8
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<6
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<2
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#
#
#
#
#
#
#
#
<6
10
<12
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6
<6
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2.6
2.3
0.6
1.8
_________________________________________________________________________
209
Samlpe
1
Er
1
1
Yb
1
Lu
1
Hf
1
homog.
Gd
#
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ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Ta
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
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P95-3x1a
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P95-4x1d
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#
P96-2x1a
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#
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#
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#
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<3
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<9
<8
<24
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<9
<10
<34
<8
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<11
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<2
<20
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<13
<47
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<2
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P97-4x1a
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P97-2x1a
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# i)
P99-2x1a
<6
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<26
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KK1-4x2a
El Salvador
6
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12
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E10-x1b
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<8
210
_________________________________________________________________________
Samlpe
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Potosi
P1a
P1e
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P4a
P5a
P8
P10-1x1a
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homog.
#
W
ppm
PIXE
#
#
#
#
<7
47
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<29
8
8
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#
#
13
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#
#
#
Pb
ppm
PIXE
1
Th
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PIXE
1
60
52
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16
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22
24
4.3
4.0
11.5
4.1
2.9
2.8
4.2
40
32
29
<7
<6
<6
<10
6.0
5.7
17.9
25
22
2.0
3.3
6
<6
2.9
2.6
2.7
U
ppm
PIXE
1
<30
<27
<63
<22
<16
<14
<59
<2
8
<10
1.9
42
30
81
1.4
2.2
5.3
9
7
<20
13
21
8
3.2
8.7
1.0
37
89
38
8.6
14.6
3.0
<12
43
30
18.0
2.2
<25
<45
21
16
13
8
11
2.7
1.7
1.6
2.8
224
33
37
27
9.9
5.3
4.3
6.2
43
16
22
12
8.2
3.4
3.4
5.9
28
19
17
<21
12
1.7
109
5.0
29
4.2
<16
7
<7
2.3
29
395
40
3.4
10.3
5.1
<16
<27
<15
<24
<38
<34
11
10
14
2.4
4.4
3.0
<6
6
7
8
0.8
2.8
2.6
763
127
69
375
158
72
31
110
1620
9.5
4.1
10.0
6.1
24.7
3.1
2.0
4.9
11.5
<23
<11
<35
<20
<55
<34
5
<11
<20
<29
<22
<58
33
<87
<28
14
<25
32
<9
<15
<28
7.8
19.5
12.1
10.8
#
#
#
#
#
#
#
#
2.1
19.0
9.5
17.9
_________________________________________________________________________
211
Samlpe
1
1
Pb
1
Th
1
homog.
W
#
ppm
ppm
ppm
ppm
U
PIXE
PIXE
PIXE
PIXE
Potosi
P94b-3x1a
20
1.2
21
3.8
<4
24
P94b-3x1b
12
1.7
28
3.9
<6
<20
10.0
P95-1x1d
10
0.8
19
2.9
<4
31
11.8
P95-1x1e
9
0.8
20
2.4
<3
25
10.0
P95-3x1a
8
0.6
19
2.6
<3
19
10.2
P95-4x1c
<3
30
2.5
<6
P95-4x1d
4
1.8
34
2.4
16
P95-2x1a
P95-2x1b
<15
5.9
<19
P96-1x1a
#
12
2.5
84
5.8
<9
25
16.4
P96-2x1a
#
16
1.6
55
3.0
<5
16
9.7
P96-2x1c
#
10
2.8
26
4.2
<10
<23
P96-2x1d
#
11
4.2
P96-2x2a
#
<9
P96-3x1a
#
15
P97-3x1a
53
5.8
<16
<31
720
11.0
<26
<51
1.6
34
2.2
<4
21
9.4
18
1.1
17
4.1
5
2.3
21
12.6
P97-4x1a
5
2.3
23
3.6
<8
20
14.5
P97-6x1a
9
1.6
19
3.0
8
3.1
<16
11
2.9
48
5.0
<15
13
3.1
5453
18.1
P97-2x1a
P97-6x2a
P98-1x1a
P99-2x1a
#
<25
4
22.5
13.3
33
20.0
26
13.9
Kori Kollo
KK1-1x1a
<5
892
9.2
28
KK1-2x1a
<4
267
5.1
<14
<18
KK1-3x1a
<6
132
4.7
<17
<21
KK1-4x1a
<4
75
2.8
24
6.5
16
5.1
<11
KK1-4x2a
KK1-2x2a
<3
48
1.7
22
KK1-5x1a
<6
210
5.4
<22
<25
<13
El Salvador
ES1
<4
72
3.9
<8
ES2
<12
1105
24.4
<40
ES3
<4
68
3.2
8
ES4
<5
193
5.1
<9
ES5
<6
87
4.4
8
4.0
<12
E6-x1a
<4
36
3.8
17
4.1
<15
13
3.4
<8
2843
17.6
<11
<17
<38
3.0
<11
<15
E7-x1a
E8-x1a
E9-x1a
<41
<18
<17
<23
E9-x1b
E10-x1a
E10-x1b
E11-x1a
10.2
212
_________________________________________________________________________
_________________________________________________________________________
213
Tabelle A7: Schmelzeinschluss-Geochemie LA ICP-MS-Messungen
214
_________________________________________________________________________
Sample
homog. Massenfaktor
#
SiO2
TiO2
Al2O3 FeO MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
H2O
Total
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
wt%
Kori Kollo
KK14-9 x1i
0.26
69.5
0.12
16.7
0.88
0.05
0.12
1.56
3.90
6.68
0.50
100.0
KK14-9 x1n
0.30
69.0
0.12
16.7
0.79
0.06
0.09
1.80
3.95
7.06
0.50
100.0
KK14-9 x1y
0.03
69.9
0.09
16.7
0.75
0.05
0.10
1.39
3.84
6.55
0.50
99.8
KK14-9 x1v2
0.09
70.4
0.11
16.7
0.89
0.06
0.11
1.57
3.76
5.91
0.50
100.0
KK14-9 x2b
0.08
70.9
0.07
16.7
0.58
0.04
0.03
1.25
3.85
6.07
0.50
100.0
LA1-10x1k
0.16
72.1
0.09
16.1
0.49
0.04
0.08
1.07
3.16
6.40
0.50
100.0
LA1-10x1l
0.09
71.8
0.07
16.1
0.61
0.04
0.13
1.15
3.58
5.99
0.50
100.0
LA1-10x1m
0.12
71.2
0.06
16.1
0.82
0.04
0.08
1.47
3.25
6.48
0.50
100.0
LA1-10x1d
0.05
70.8
0.06
16.1
0.70
0.04
0.06
1.47
3.52
6.75
0.50
99.9
LA1-10x1i
0.12
71.6
0.11
16.1
0.94
0.04
0.08
1.10
3.22
6.33
0.50
100.0
LA1-10x2h
0.18
71.8
0.12
16.1
0.64
0.03
0.10
0.98
3.41
6.32
0.50
100.0
LA1-10x2o
0.13
72.2
0.13
16.1
0.56
0.04
0.06
1.10
3.23
6.13
0.50
100.0
LA1-10x2d
0.07
70.0
0.15
16.1
1.09
0.05
0.12
1.50
3.68
6.76
0.50
100.0
LA1-10x2v
0.09
71.9
0.11
16.1
0.93
0.04
0.09
1.21
3.32
5.79
0.50
100.0
LA1-10x2q
0.26
71.8
0.09
16.1
0.83
0.04
0.08
1.29
3.48
5.84
0.50
100.0
LA1-10x2l
0.13
71.7
0.11
16.1
0.70
0.04
0.08
1.07
3.92
5.77
0.50
100.0
LA1-10x2w
0.15
72.0
0.13
16.1
0.75
0.04
0.08
1.01
3.38
5.98
0.50
100.0
99.9
Laurani
Chuquicamata
AH236-1x1b
#
0.16
68.8
0.09
16.4
0.58
0.04
0.38
0.53
8.19
4.37
0.50
AH236-1x2a
#
0.08
70.3
0.06
16.4
0.58
0.05
0.12
0.16
7.52
4.16
0.50
99.9
AH236-1x1c
#
0.05
71.0
0.11
16.4
0.43
0.05
0.10
<9.67
6.83
4.52
0.50
100.0
AH236-2x1b
#
0.22
79.1
0.08
11.6
0.42
0.03
0.12
<1.99
4.96
3.22
0.50
100.0
AH236-2x2d
#
0.09
78.0
0.09
11.6
0.36
0.03
0.08
<8.90
5.43
3.99
0.50
100.0
AH236-2x2e
#
0.25
75.8
0.11
11.6
0.33
0.03
0.03
0.60
7.65
3.40
0.50
100.0
AH236-2x2f
#
0.12
76.8
0.07
11.6
0.77
0.04
0.11
<3.93
6.97
3.15
0.50
100.0
CH1-1x1d
#
0.20
75.6
0.02
15.4
0.14
0.00
0.01
3.83
4.44
0.09
0.50
100.0
CH1-1x1b
#
0.28
74.2
0.13
15.4
0.66
0.02
0.14
<0.90
5.36
3.60
0.50
100.0
MB5-1x1b
#
0.09
73.1
<0.09
14.7
0.49
0.02
0.11 <13.80
9.34
1.88
0.50
100.1
MB5-1x2b
#
0.12
74.0
0.12
14.7
1.22
0.02
0.07
0.78
3.32
5.28
0.50
100.0
MB5-1x2a
#
0.09
74.1
0.11
14.7
1.52
0.02
0.16
0.70
3.46
4.65
0.50
99.9
MB5-3x14b
#
0.13
74.3
<0.1
14.3
0.82
0.03
0.09 <12.18
6.45
3.58
0.50
100.1
MB5-3x8e
#
0.10
75.6
0.09
14.3
1.23
0.02
0.04 <12.37
3.54
4.63
0.50
100.0
MB5-3x8c
#
0.28
73.9
0.12
14.3
1.21
0.02
0.09
0.71
4.18
4.90
0.50
99.9
MB5-3x9c
#
0.22
73.6
0.11
14.3
1.14
0.02
0.06
0.51
4.42
5.24
0.50
99.9
MB5-3x9d
#
0.13
71.8
<0.04
14.3
0.63
0.01
0.05
<4.16
10.48
2.18
0.50
100.0
Mantos Blancos
_________________________________________________________________________
215
Sample
homog.
Li
B
P
Cu
Zn
As
Rb
Sr
Y
Zr
Nb
Mo
Ag
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Kori Kollo
KK14-9 x1i
84
72
36
2
41
5
210
289
7
81
13
3
KK14-9 x1n
111
66
28
4
33
11
217
291
10
80
14
3
<1
<1
KK14-9 x1y
<52
48
<205
<274
37
3
186
266
5
64
12
3
<69
KK14-9 x1v2
<32
76
<153
<57
41
7
171
277
13
72
10
5
<16
KK14-9 x2b
82
72
<173
<74
30
14
173
264
6
73
14
<37
<27
<251 <1026
Laurani
LA1-10x1k
70
LA1-10x1l
69
26
16
8
184
245
5
78
10
<33
<8
<249
45
50
<138
175
226
6
73
5
<66
2
LA1-10x1m
LA1-10x1d
<57
<810 <4008
26
<203
24
185
249
6
70
10
<124
<54
<92
<979
<459
44
30
<427
190
261
5
82
15
<206
<89
LA1-10x1i
92
42
<245
60
34
20
171
238
3
80
10
7
<20
LA1-10x2h
83
55
<128
24
45
<36
182
281
5
78
8
4
<8
LA1-10x2o
<57
<457 <2115
<106
41
<36
167
295
5
74
6
<33
<19
LA1-10x2d
<57
<777
<295
43
62
<36
185
263
6
74
11
<67
<43
LA1-10x2v
128
45 <2967
47
21
<36
172
257
3
67
9
4
<41
LA1-10x2q
73
34 <92.80
59
36
<36
184
246
6
85
11
8
<6
LA1-10x2l
91
46
<110
4
26
<36
191
240
6
76
9
<28
<12
LA1-10x2w
64
65
<180
48
33
<36
186
254
6
81
12
<32
<13
72
Chuquicamata
AH236-1x1b
#
33
121
257
15
82
<98
93
61
11
53
8
5
<13
AH236-1x2a
#
<29
27
288
13
33
<115
71
48
8
51
6
<71
<21
AH236-1x1c
#
<79 <1544
<381
<20
<82
<443
49
15
6
38
5
<152
<92
AH236-2x1b
#
<34
<238 <1494
<86
33
<82
82
44
3
26
6
<54
<26
AH236-2x2d
#
<90 <1376 <6956
141
<714
<399
87
30
7
23
9
<119
<82
AH236-2x2e
#
<51
<267 <1851
150
<41
<98
57
19
8
32
7
<40
<16
AH236-2x2f
#
78
<512 <3230
31
<379
<189
66
32
8
52
6
<72
6
CH1-1x1d
#
<6
<52
1230
<27
<16
<3
854
<1
<2
<1
<9
11
CH1-1x1b
#
<15
54
<677 12755
<52
<45
131
42
10
27
11
5
53
MB5-1x1b
#
<72 <1911 <11021
889
<846
<793
83
42
17
259
14
<319
8
MB5-1x2b
#
<21
<210
918
51
29
246
26
47
150
6
<45
<26
MB5-1x2a
#
<43
342 <6329
1820
89
<394
252
33
48
139
7
<155
<66
MB5-3x14b
#
<114
310 <8199 12060
MB5-3x8e
#
<94
MB5-3x8c
#
17
150
MB5-3x9c
#
<22
63
MB5-3x9d
#
<50
103
Mantos Blancos
55
117
<591
231
13
31
49
4
<175
<68
344
60
<482
251
17
48
153
2
<279
<104
<93
347
56
2
285
21
40
158
7
<5
<1
<163
925
42
1
250
22
45
130
5
<16
4
54 <3140 15401
<233
<177
105
22
37
159
<22
<70
3
63 <8773
216
_________________________________________________________________________
Sample
homog.
Sn
Sb
Ba
Cs
La
Ce
Pr
Sm
Eu
Gd
Yb
Lu
Hf
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Kori Kollo
KK14-9 x1i
4
1
1369
11
35
54
5
1
0.5
1
1
0.2
3
KK14-9 x1n
2
1
1327
11
27
49
4
2
0.4
1
1
0.2
3
KK14-9 x1y
<10
<80
1449
9
30
45
3
<1
<14
<54
3
<7
2
KK14-9 x1v2
<6
<23
1242
10
32
58
6
3
1
2
<18
0.2
3
KK14-9 x2b
<9
<24
1290
10
22
37
3
2
1
<28
<33
<4
3
LA1-10x1k
<9
<16
584
8
25
39
4
<8
<4
<20
<11
<2
2
LA1-10x1l
18
112
567
9
23
35
2
<32
<14
<39
<21
<4
2
LA1-10x1m
<23
<73
672
10
22
34
3
<33
<14
<34
<46
<8
4
LA1-10x1d
<25
<104
805
11
23
42
5
<97
<22
<102
<76
<21
<83
LA1-10x1i
<13
<32
875
8
27
43
4
<97
<5
<18
<27
<3
<19
LA1-10x2h
<8
10
1029
8
35
45
5
<97
1
<6
<8
<2
1
LA1-10x2o
<130
<41
1007
10
31
50
2
<97
<5
<24
<28
<3
4
LA1-10x2d
<17
<73
808
8
25
43
3
<97
<14
<49
<47
0.4
2
LA1-10x2v
<15
<46
801
10
25
34
4
<97
<9
<38
2
<4
3
LA1-10x2q
6
<1
603
8
22
41
4
<97
1
2
<4
0.2
3
LA1-10x2l
<7
<13
720
8
116
40
3
<97
0.3
<12
<7
<2
2
LA1-10x2w
<10
11
845
9
23
42
4
<97
<7
<20
2
<3
3
3
Laurani
Chuquicamata
AH236-1x1b
#
<11
<21
825
2
16
27
3
<14
<5
<13
1
<2
AH236-1x2a
#
<10
<34
824
1
5
19
2
2
<8
1
<18
<4
2
AH236-1x1c
#
<22
<110
866
1
7
5
1
<261
<28
<156
<78
<24
<3
AH236-2x1b
#
<63
15
590
1
6
7
1
<18
1
3
<17
<3
<10
AH236-2x2d
#
<29
21
665
<16
5
12
2
<79
<18
<63
<106
<17
<42
AH236-2x2e
#
<17
5
511
1
3
6
<4
<20
<6
7
<25
<2
6
AH236-2x2f
#
26
<47
731
114
15
26
3
<59
<13
<30
<44
<9
3
CH1-1x1d
#
<3
<5
311
<1
5
6
0.4
<5
0.2
<3
<5
<0.5
<3
CH1-1x1b
#
<30
<12
933
1
23
56
5
6
1
4
3
0.5
3
MB5-1x1b
#
<439
<175
195
<21
5
35
5
<98
3
<265
<146
2
16
MB5-1x2b
#
16
<29
455
13
46
91
9
12
<9
7
5
<0.4
7
MB5-1x2a
#
<28
<84
432
11
51
105
9
15
<17
<97
<77
<14
14
MB5-3x14b
#
<293
<217
293
18
15
32
3
<109
<37
<89
<79
1
4
MB5-3x8e
#
35
<200
399
13
44
50
11
<192
<42
<112
4
2
<80
MB5-3x8c
#
5
23
448
12
683
86
11
8
0.4
6
3
1
5
MB5-3x9c
#
24
<4
504
10
41
99
11
6
0.3
8
2
0.4
6
MB5-3x9d
#
81
26
190
20
13
34
3
<28
<8
5
<33
<7
6
Mantos Blancos
_________________________________________________________________________
217
Sample
homog.
Ta
W
Pb
Th
U
#
ppm
ppm
ppm
ppm
ppm
Kori Kollo
KK14-9 x1i
1
3
41
17
8
KK14-9 x1n
1
3
50
17
9
KK14-9 x1y
1
3
39
16
7
KK14-9 x1v2
1
2
36
14
8
KK14-9 x2b
1
4
42
14
7
LA1-10x1k
1
6
129
16
5
LA1-10x1l
1
5
376
17
6
Laurani
LA1-10x1m
<12
8
84
16
6
LA1-10x1d
1
<119
45
25
10
LA1-10x1i
<6
<23
52
19
6
LA1-10x2h
1
4
78
19
29
LA1-10x2o
<3
<28
43
19
7
LA1-10x2d
1
4
46
16
7
LA1-10x2v
1
<54
48
15
4
LA1-10x2q
0.5
2
49
17
7
LA1-10x2l
1
<13
50
16
6
0.5
<19
66
15
6
LA1-10x2w
Chuquicamata
AH236-1x1b
#
1
9
16
5
4
AH236-1x2a
#
1
<18
5
5
2
AH236-1x1c
#
<26
<155
4
2
1
AH236-2x1b
#
1
<17
132
1
1
AH236-2x2d
#
<11
<81
74
5
2
AH236-2x2e
#
<4
<16
23
2
2
AH236-2x2f
#
<10
4
18
5
1
CH1-1x1d
#
<0.5
<6
3
<0.66
<0.5
CH1-1x1b
#
0.4
<9
23
15
4
MB5-1x1b
#
4
<136
673
26
11
MB5-1x2b
#
1
<33
22
28
5
MB5-1x2a
#
1
<98
22
21
4
MB5-3x14b
#
<16
<110
23
12
5
MB5-3x8e
#
<20
<94
<16
21
7
MB5-3x8c
#
1
2
245
26
6
MB5-3x9c
#
2
7
37
24
6
MB5-3x9d
#
0.4
31
145
15
4
Mantos Blancos
218
_________________________________________________________________________
_________________________________________________________________________
219
Tabelle A8: Nd-Sr-Isotopie des copper porphyry-Systems Mantos Blancos
220
_________________________________________________________________________
Mantos Blancos
Rhyolite Dome/Dazit
MB1
Granodiorit
MB3
Granodiorit
MB4
Rhyolit Dome / Dazit
MB5
Diorit
MB6
Sm (ppm)
Nd (ppm)
4.236
4.290
4.351
3.498
1.211
16.511
24.320
23.199
12.724
3.3520
143
Nd/144Nd
0.51234
0.51262
0.51263
0.51245
0.51246
Nd (150 Ma) Rb (ppm)
-2.0
3.4
3.6
0.1
0.2
3.155
81.19
79.98
15.40
119.4
Sr (ppm)
37.68
391.55
382.43
34.94
55.21
87
Sr/86Sr
0.705934
0.703861
0.703530
0.703021
0.705013