Mineralización de oro y evolución de las fallas en la mina Dixie Comstock en el condado de Churchill, Nevada

Resumen

La mineralización de oro en la mina de Dixie Comstock, el condado de Churchill, Nevada, se compone de brecha de cuarzo, stockwork de cuarzo en gabro con craquelamiento primario, y salbanda por fallamiento menor. La zona mineralizada forma Bolzonadas que delimitan el rango de la mineralización dentro de la falla normal. La falla de la mina de Dixie Comstock, se originó en el Mioceno medio y separa al Gabro Jurásico de las rocas volcánicas Terciarias de la Cordillera de Stillwater, al oeste del coluvión cuaternario del valle de Dixie. Dentro de la Bolzonadas Existe un recurso de varios millones de toneladas potencialmente explotable: estimada por la perforación en ~0.06 oz de oro por tonelada.

Dentro de la zona de falla, existen clastos de gabro en brechas de cuarzo, rocas ígneas con stockwork de cuarzo, y gabro incipientemente craquelado que es alterado a cuarzo, sericita, clorita, montmorillonita y sulfuros. El oro ocurre como electrum en el cuarzo que Cementan estas brechas, en stockwork de cuarzo con vetas de cuarzo, pirita, calcopirita y montmorillonita en clastos de brecha y en las vetas de gabro incipientemente craquelado. El análisis de Microtermometría de inclusiones fluidas e isótopos estables de una matriz de cuarzo mineralizado y de dos etapas posteriores de cuarzo y calcita, muestran que el fluido mineralizante estuvo a 180 º C, cerca de punto de ebullición del agua meteórica. Un estratigrafía inversa de la fuente termal de detritus de sílice en un techo colgante de coluvión, la microtermometría y las composiciones isotópicas del agua como inclusiones fluidas en brechas de cuarzo, un reservorio geotermal subyacente, y edades radiométricas de minerales hidrotermales en la falla, apoyan una edad de Pleistoceno medio para la mineralización de oro.

El promedio más bajo en la tasa de desplazamiento de la falla de la mina de Dixie Comstock que es necesaria por la edad y el espesor de la erosión por sinterización de la fuente termal que subyace a la brecha de cuarzo y el stockwork, en comparación a la tasa mayor de desplazamiento reciente a lo largo del límite de la falla sobre la porción oeste del valle de Dixie sugieren que el actual patrón en el que se agrupan los deslizamientos de las fallas comenzó en el pleistoceno medio.

Introducción

La mina de oro de Dixie Comstock está situado en la margen oriental de la Cordillera de Stillwater, en el condado de Churchill, Nevada, aproximadamente 110 millas al este de Reno (Fig. 1). El margen de la cordillera que separa a la cordillera de Stillwater al oeste y el valle de Dixie al este. Es abruptamente curvilíneo, localmente muy escarpado, y es sitio de varias fuentes termales, sinterizaciones asociadas con el fallamiento histórico del Basin and range de la cordillera y fuentes geotermales del pleistoceno. ( Wallace y Whitney , 1984 ;

Hudson y Geissman , 1987 , 1991 ; Slemmons y Bell, 1987 ; Waibel , 1987 ; Wallace, 1987 ; Bell y Katzer , 1990 ; Parry et al , 1991 ) . .

La provincia de basin and range al oeste de los estados unidos cubre nevada y partes de los estados adyacentes y está caracterizada por corteza delgada, elevado flujo de calor y cinturones sísmicos activos en adición al patrón de alineamientos norte-sur, alternando cordilleras montañosas y valles ( Wallace , 1984 ; Oldow , 1992).

La mina fue descubierta en 1934 por los drenajes de paneo (lavar arenas metalíferas en artesa) a lo largo de la cordillera de Stillwater esto produjo un estimado de 4600 oz a partir de 10000 toneladas de mineral durante la operación intermitente de 1938 a 1970. Según informes, las leyes minerales variaron de 0,5 a 3,0 oz Au / ton y pequeñas bolsas de mineral de> 15 oz Au / ton fueron minadas; toda la producción se llevó a cabo dentro de los 100 pies de la superficie actual. (Vanderburg, 1940; W. Wilson, pers commun, 1985; D. Hargrove, pers commun, 1986). El mineral extraído se emplaza en una brecha de falla de la falla de la mina de Dixie Comstock que ha sido rellenada y reemplazada por varios grados de cuarzo, en lo sucesivo denominada como brechas de cuarzo. Exploraciones recientes han demostrado que la mayor parte del oro está confinado a Bolzonadas dentro de la falla de la mina de Dixie Comstock. Los trabajos de perforación a cargo de ASARCO Inc. en 1982 hasta 1984 definieron un inventario de 1.8 millones de toneladas con una ley de 0.058 oz de Au/ton en las cercanías de antiguas explotaciones. Perforaciones subsecuentes de la misma área por otras tres compañías de exploración resultaron con recursos similares.

Este depósito es de interés geológico por su estrecha asociación con el tetanismo del Basin and range y la actividad geotermal así como la edad temprana propuesta. El recurso de oro puede ser suficientemente voluminoso para así constituir un depósito explotable a granel por cielo abierto.

Geología del área de la mina

La falla de la mina de Dixie Comstock separa a la placa inferior jurásica y a las rocas terciarias de la cordillera de Stillwater del coluvión del valle de Dixie (fig. 2). Las rocas jurásicas incluyen gabro de grano grueso con horblenda, basalto subalterno, anortosita, y albitita que compone al lapolito Humboldt (Página, 1965; Willden y Speed , 1974; Speed, 1976; Bell y Katzer , 1987). A lo largo del pronunciado escarpe sur de la mina existe la alineación de pequeños apófisis irregulares de un intrusión granítica alterada del cretácico (?) (Tabla 1, muestra DC89 -5A) que contiene vetas de cuarzo, stocworck de pirita y caparazones albitizados (F ig. 2)

Las vetas y lentes de calcita, barita, óxidos de fierro, y sulfuros cúpricos en el gabro son generalmente paralelos al margen de la cordillera y están asociados con un color, la formación sublineal de café claro a zonas de alteración blancas

que consisten de cuarzo, albita, sericita, caolinita y óxidos de fierro. Varias de estas zonas de alteración están parcialmente rodeadas por apófisis de intrusiones graníticas y en su mayoría probablemente relacionados con ellas.

El gabro totalmente alterado cerca de la mina de Dixie Comstock es de edad cretácico tardío (Tabla 1, muestra DC29 -193) e indica la posibilidad de varios eventos intrusivos o el restablecimiento por fluidos hidrotermales. Las rocas terciarias expuestas al norte y sur de la mina (Fig. 2; Hudson y Geissman, 1987; Van Landingham, 1988), se componen principalmente de tobas de flujo de ceniza intercaladas con rocas sedimentarias lacustres.

Estas rocas ocurren en fosas tectónicas (graben) dentro y adyacentes al lapolito de Humboldt y son probablemente del oligoceno tardío al mioceno temprano (Speed, 1976; Hudson y Geissman1, 987). Los datos paleomagnéticos y el mapeo geológico alrededor del cañón roca blanca (Fig. 2 ) indican que las rocas del Terciario y el gabro subyacente fueron rotadas 25° en sentido contrario a las manecillas del reloj durante el depósito de las tobas ( Hudson y Geissman , 1987 , 1991 ) .

La rotación se llevó a cabo en gran medida por el movimiento de desplazamiento lateral-derecho sobre fallas con tendencia hacia el noroeste, aunque las fallas de alto ángulo también se llevaron a cabo (Hudson y Geissman, 1987, 1991). La rotación no afectó basaltos en la Cordillera de Stillwater datados de 17 a 13 Ma (Nosker, 1981), limitando la aparición visible de fallas normales de gran ángulo que controlan la topografía actual posterior al mioceno medio.

Como se expone en las explotaciones mineras y pozos de perforación, el coluvión del valle de Dixie se compone de varias decenas de metros de depósitos de abanico débilmente consolidados y sedimentos lacustres que recubren a la toba poco consolidada (Fig. 3). Lo depósitos de abanicos consisten en lentes irregulares de cuarzo, arena feldespática, guijarros dimensionados de gabros y rocas volcánicas secundarias del terciario. Los clastos de múltiples dimensiones adyacentes a la mina de Dixie comstock de la brecha de cuarzo mineralizada y parcialmente alineados, ocurren dentro de depósitos de abanico, sedimentos lacustres y tobáceos expuestos en la trinchera de la mina (Fig. 3). Impartiendo localmente la ley mineral a los sedimentos. Los sedimentos lacustres aparentemente son correlacionados con gravas de playa reconocidos en trincheras cerca del cañón IXL, 15 millas al suroeste de la mina de dixie comstock. Estos sedimentos fueron depositados en la línea de costa por 12-ka lagos fluviales (Mifflin and wheat, 1979, bell and Katzer, 1990). Una milla al este de la mina el coluvión es cubierto por un lago efímero de playa.

En la trinchera el coluvión esta verticalmente zoneado e incluyen cuarzo brechado y clastos ricos en sílice. Los clastos de cuarzo brechado están confinados a los largo de los depósitos de abanico, los sedimentos lacustres y el coluvión verde (Fig. 3C y D), y su abundancia decrece hacia la base. La sílice como calcedonia

está disperso en bloques irregulares con paquetes de arcillas que ocurren por debajo de las tobas verdes y blancas. Los moldes de raíces y hierba están presentes en la toba verde y en los clastos de sílice calcedónico en la toba blanca, tanto en el lugar como en el vertedero de las trincheras de mina. Esta zonificación es la inversa de la estratigrafía silícea que se esperaría en un sistema hidrotermal cercano a la superficie, donde el limite fosilífero consiste en sinter de menor densidad y porosidad, sílice no ordenado, compactado reemplazado y superpuesto en vetas de cuarzo.

Por otra parte, la planta de desinterizado fundido, puede haber derivado de un evento hidrotermal cospacial más joven por que los sedimentos en la trinchera de la mina por debajo de los depósitos de abanico se alteran hidrotermalmente. Los óxidos de hierro y manganeso incrustados en guijarros y en granos de arena de sedimentos lacustres, así como en componentes de la matriz de grano fino de la toba verde y la toba blanca (Fig. 3C y D) consiste de escaso sílice cristalino y fases amorfas en rayos X. la alteración de los depósitos en la superficie de pared colgante sugiere que la circulación hidrotermal en la zona de falla en la mina de Dixie comstock fue reanudada después de la erosión parcial de la brecha de cuarzo coincidente aproximadamente con la deposición de los elementos lacustres. Una buena exploración geotermal (DF 45-14), a partir de collares de perforación 2,500 pies al SE de la mina de dixie comstock, encontró agua con temperaturas por arriba de lo 270º F a 5,400 ft por debajo de la superficie. (Bell et al., 1980). En 1983, efluente de la fuga de presión se depositaba un precipitado rico en sulfuros que contiene 27 ppb Au, 1.2 ppm Ag, 126 ppm As, y 58 ppm de Hg. Los cortes coluviales y rocas volcánicas del pozo también contienen concentraciones anómalas de éstos elementos. La temperatura de precipitación, cortes, y coluviales alterados proporcionan evidencia de que los fluidos hidrotermales han estado presentes de manera intermitente en la zona de la falla de la mina de Dixie Comstock durante el Cuaternario.

La edad de los sedimentos tufáceos en la trinchera de la mina, aunque es superior a 12 ka (Chadwick et al, 1984, Bell y Katzer, 1990), es problemático. La deposición conforme Deposición de todos los prefan (pre- abanicos) sedimentos de la trinchera sugiere que las tobas son del Holoceno tardío, pero no hay depósitos volcánicos cuaternarios conocidos en el área. Las tefras exóticas, re-trabajadas y engrosadas a finales del Holoceno a partir del clima fluvial (Mifflin y Trigo, 1979), son una posible fuente.

Zona de falla en la mina de Dixie Comstock

La zona de falla de la mina Dixie Comstock, que contiene oro es de hasta 250 (76m) pies de espesor, se acuña en dirección norte-sur a N 10° E con una inclinación (buzamiento) de 40°-45° E. Esto es expuesto en las explotaciones mineras y drenajes al norte y sur de la mina. De forma continua el oro como mineral dentro de la zona de falla forma de bolzonadas que miden

aproximadamente 900 ft de largo (bajo registro) por 300 pies de ancho, por 20 a 90 pies de espesor, y cae de 20° a 40° NE. LA cima de las bolzonadas en los trabajos de mina donde las partes superiores de la misma se dejaban localmente (Fig. 3B). La zona de la falla se compone de zonas subparalelas de gubia, brechas de cuarzo soportado por la matriz y stockwork de cuarzo a lo largo de la superficie contacto, del gabro incipientemente craquelado (Fig. 4) Estos quizá podrían ser ligeramente compensado por fallas más pronunciadas en “piemont” que corren paralelos al margen de la cordillera Stillwater (fig. 2).

En el núcleo de perforación de diamantes, la gubia no oxidada es de color gris a verde, se encuentra foliado de manera paralela a los contactos y está compuesto d e limos por montmorillonitas del tamaño de arcilla, sericita, caolinita, feldespato y en menor cantidad pirita. Se produce principalmente a lo largo o cerca del contacto del techo colgante y está esencialmente pulverizado, el alterado gabro. La gubia y el gabro craquelado del techo colgante están juntos e incluidos en la Figura 4.

Con base en el examen de núcleos de perforación de la mina, los fragmentos de brecha de cuarzo que varían de angulares a gabro redondeado están soportados por una matriz que preserva la textura del gabro reemplazada hasta por el 100 % de cuarzo, pirita en menor cantidad y otros sulfuros. Los clastos son equivalentes como varios pies de su dimensión máxima, pero con un promedio de varios centímetros. La matriz representa el 50 a 75 por ciento de la brecha, y se compone de varias generaciones de grano fino de cuarzo microcristalino, <1 por ciento pirita, silicatos de menor importancia, y calcita con porosidad vug. Gran parte del oro, en especial la clasificación > 0,2 oz Au/ton, se produce en brechas de cuarzo. Con el aumento de la profundidad en el techo colgante, la matriz de los clastos disminuye y los grados de brechamiento de cuarzo en stockwork también.

El examen de las brechas de cuarzo con valores acumulativos de mineral y en el vertedero de trincheras revela otras texturas. Alguna matrices consisten en masivos finamente bandeados blancas o moteado de blanco-gris (por la pirita de grano fino) cuarzo microcristalino que puede ser sedimentos silicificados. Las capas concéntricas delgadas (≤1mm) de cuarzo gris obscuro a semi- claro encierran clastos en algunas muestras. Los pequeños en otras muestras están bien redondeados y bien a moderadamente clasificados. Las delgadas cortezas irregulares de sílice opalinas, (semi-translúcidas) cubren algunas superficies de la brecha de cuarzo.

La brecha de cuarzo de es de mayor densidad extremadamente dura y ocasionalmente porosa. Las triangulaciones a lo largo del escarpe al norte de Stillwater y al sur de la mina están cubiertos por varias decenas de metros de brecha de cuarzo, y su preservación se debe a la matriz rica en cuarzo resistente al intemperismo (figura. 2).

El gabro verde claro, suave e incipientemente craquelado yace a lo largo de la superficie de contacto. Está por encima de los 225 pies de espesor y en los núcleos de perforación el gabro craquelado se encuentra en un contacto muy marcado al oeste y a profundidad con la superficie de gabro no craquelado. El gabro incipientemente fracturado alcanza de manera local la ley mineral y representa más del 50% del inventario del oro, se compone de anortita desmembrada y granos irregulares de piroxeno poco litificado (<1/8 pul; <0.32 cm) incluye parches de clorita, monmorillonita en menor cantidad, y sericita que constituyen principalmente una brecha poco compacta, con matriz y muy baja proporción de clastos. Los parches están orientados de manera aleatoria y su abundancia baria sin evidenciar un patrón. Otros minerales prensentes son la calcita, cuarzo en vetas delgadas (<0.5 pul) óxidos de titanio, magnetita, pirita de granos grueso y molibdenita. La calcita ocurre en porosidad vuggi dentro del gabro fracturado.

Por debajo del gabro craquelado el gabro se compone de varias fases ígneas: (a) anortita hipidiomorfica granular de grano grueso y piroxeno, (b) un intrusivo de basalto integranular holocristalino (a), y (c) los cristales de feldespato presentan segregaciones zoneadas automorfas. El piroxeno se encuentra parcialmente alterado a clorita y del 0.5 al 1% de grano grueso, y la pirita diseminada esta invariablemente presente.

El oro (en electrum) se produce como granos diseminados en cuarzo que cementan a la brecha soportada por matriz con cuarzo, pirita, calcopirita y en fragmentos de brecha (figura 5). Menores cantidades de oro ocurren intermitentemente en un gabro incipientemente craquelado y localmente alcanza leyes q exceden 0.1 oz/ton, incluso cuando el sílice no está presente. Los ensayos sugieren que menores concentraciones de electrum son arrastradas en la gubia. La calcita en vuggi y vetas tardías no contienen electrum ni sulfuros.

Las concentraciones de minerales pesados de dos intervalos de perforación en 5 pies de gabro craquelado arroja una ley mayor a 0.05 oz/ton que consiste predominantemente en diseminados de oro y vetas estrechas de pirita que no están asociadas con que sílice. Estos intervalos están de 90-125 pies por debajo de la brecha de cuarzo, que constituye la porción de más alta ley de oro en el inventario. Las concentraciones de oro ocurren como diseminados de electrum y en intercrecimientos calcopirita-electrum, similar al oro que ocurren en la brecha de cuarzo suprayacente (fig. 5).

Otra variedad de sulfuros ocurren escasamente en el depósito. Las Capas de molibdenita fracturada y diseminados en gabro en las partes más profundas de los pozos de perforación. Los diseminados de pirita y molibdenita en el gabro, podrían ser considerablemente más antiguos que otras fases hidrotermales. El cinabrio ocurre en incursiones finas dentro de la superficie de fractura de algunas muestras de brecha de cuarzo subterráneo, como concentraciones locales en clastos dentro

los sedimentos tobáceos en los vertederos de la trinchera. Los sulfuros en los tres componentes de la zona de falla se encuentran si oxidar ya que los óxidos de hierro solo se producen varias decenas de metros cerca de la superficie.

Dentro de las brechas de cuarzo y Stockwork en el núcleo de perforación el gabro Sericitizado se encuentra en zonas locales que no ha sido completamente brechado y sustituido por cuarzo. Las sericita proviene de diferentes zonas con edades por K-Ar de 15,0, 11,1, y 13,6 Ma (Tabla 1, las muestras de CC-29 a 208,5, DC-29-210, y DC-31 a 100,5). Las inclusiones fluidas de temperaturas homogeneizadas y los datos de frecuencia de desplazamiento de la falla que se presentan de forma tardía, indican que la sericita se presentó antes que la brecha de cuarzo y la mineralización del oro. La edad de la sericita aparentemente registra la circulación de fluidos hidrotermales tempranos en la falla de la mina Dixie Comstock y apoya una edad del post-mioceno medio para el fallamiento inicial del Basin and range para esta área. La edad de la mineralización de oro es interpretada para el pleistoceno con base en el espesor de la cubierta y las tasas de erosión que serán discutidas en las siguiente sección.

Paragénesis

Tres niveles de mineralización hidrotermal han sido reconocidas en la brecha de cuarzo a partir del núcleo de perforación (fig.6) el cuarzo que ha reemplazado a los clastos de gabro contienen electrum, pirita y en menor cantidad calcopirita, los cuales coexisten con clorita, montmorillonita, y óxidos de fierro. Con base en los minerales comunes, este ensamblaje de relictos clásticos es aparentemente coetáneo con la matriz más joven, nivel uno consiste en cuarzo opaco, electrum, pirita, escasamente calcopirita y minerales arcillosos.

Los sulfuros totales en clastos se aproximan al 5% del volumen total en comparación mientras que los sulfuros en la matriz temprana raramente exceden el 1% del volumen. Correspondientemente, el electrum es varias veces más abundante en los clastos reemplazados, lo que sugiere que la alteración del piroxeno y del feldespato controlo localmente la deposición del oro. El electrum en la matriz del cuarzo ahumado es también apreciablemente de mayor abundancia en agregados arcillosos. La etapa 1 del electrum contiene de 55-61% de moles de plata

El electrum en vetas estrechas de sulfuros en el gabro incipientemente craquelado contiene de 52 a 56% de moles de plata Y es probablemente correlacionable con el nivel 1 del ensamblaje de la brecha de cuarzo.

El segundo nivel de mineralización consiste de cuarzo cristalino ehuedral localmente vuggy que fue depositado por encima del electrum más una matriz de sulfuros, cuarzo ahumado (nivel 1). El contacto entre la matriz temprana de

cuarzo ahumado (nivel 1), y la matriz tardía del cuarzo cristalino (nivel 2) es muy marcado. La matriz del mineral más joven y la tercera etapa de la mineralización son de calcita de grano grueso que rellena vetas en cuarzo cristalino (nivel 2). Ocurren como vetas que cortan todas las formaciones más tempranas.

Datos de la temperatura de homogenización de las inclusiones fluidas.

Los minerales hidrotermales de grano grueso en la zona de falla de la mina de Dixie Comstock no son comunes. Las limitadas mediciones microtermometricas fueron hechas a partir de inclusiones fluidas en cuarzo y calcita de nueve núcleos de perforación, cortes de perforación y muestras del subsuelo. Algunos de los datos de inclusiones fluidas también fueron recolectados de vetas de barita y calcita por encima de 0.25 mi al suroeste de la mina.

Los datos que fueron recolectados de las inclusiones fluidas en apariencia son primarios, porque principalmente ocurren aisladas en zonas del crecimiento del cristal. Las inclusiones en todas las muestras contienen liquido enriquecido y sin contener minerales hija. Las inclusiones en crecimientos de cuarzo cristalino (segundo nivel de mineralización) en varias muestras de la mina no contienen fases de vapor y se supone que son completamente líquidos. El tamaño de las inclusiones nunca exceden las 10µm, y la recopilación precisa de datos de salinidad por inclusiones congeladas se demostró no viable. Las Bajas temperaturas de homogenización predominantemente de agua meteórica. (Ver la sección sig.) En inclusiones sugieren flujos de baja salinidad. Un promedio de 30 determinaciones fue utilizado para definir cada una de las temperaturas que se citan a continuación, que difieren por no más de varios grados de la mediana Th. Los Ejemplos de los datos de microtemometria de inclusiones fluidas se muestran en la figura 7. Las inclusiones en la etapa 1 en intercrecimientos de cuarzo ahumado con pirita, calcopirita, y electrum, dio una moda Th de 175º a 185º c. varias inclusiones del nivel 1 son muestras de cuarzo homogenizadas que muestran un amplio rango de temperatura, demostrando que no existe una tendencia en la moda (fig. 7). Las inclusiones en cuarzo cristalino de nivel 2 es homogenizado en rangos de temperaturas modales de 170-210ºc. Aunque las inclusiones monofásicas (liquidas) observadas en el cuarzo de este nivel indudablemente se formaron a bajas temperaturas. Las inclusiones en el nivel 2 del cuarzo cristalino por lo general muestran una gama más amplia que la mineralización del cuarzo ahumado en el nivel 1 Th, y algunas inclusiones homogeneizadas por encima de 250º. Las inclusiones en muestra de calcita homogeneizada a líquido en el nivel 3, dan una moda de 165º, 172º, y 176º. Una muestra de veta de calcita 0.25 mi al SW de la mina da una temperatura modal de

homogeneización de inclusiones fluidas 158º. Una muestra de veta de barita de la misma localización nos da una clara temperatura modal, dando un rango Th de 140-250º C.

El cuarzo que reemplaza los clastos de Gabro no puede ser claramente relacionado en tiempo a la precipitación del electrum aunque el cuarzo, electrum, sulfuros y minerales arcillosos parecen ser texturalmente coetáneos. El electrum en una matriz temprana de cuarzo ahumado (nivel 1) es inequívocamente un coprecipitante y las isotermas en la figura 4 registran la distribución de esta etapa paragenética. Sin embargo las temperaturas en las cuales el nivel 2 de cuarzo cristalino y el nivel 3 de calcita fueron depositados son cercanamente indistinguibles de estos de un límite de electrum, nivel 1 de cuarzo.

Por lo tanto la mayoría, sino del todo, el electrum en la brecha de cuarzo fueron depositados de 165 a 180º. El electrum en Gabro incipientemente craquelado puede haber precipitado a diferentes temperaturas, pero aquellas composiciones (tabla 2) y asociaciones minerales son muy similares al electrum de la brecha d cuarzo. La posición de la isoterma de 100º en la figura 4 es consistente con el predominio de inclusiones monofásicas en muestras profundas y presume temperaturas buffer por coluvión sobresaturado de agua por encima de la brecha de cuarzo.

Parece ser que el aumento de la temperatura del fluido se limita esencialmente a brechas de cuarzo y stockworck y que el calor por convección fue por el fluido hacia la superficie, principalmente en la zona de falla de la mina de Dixie Comstock.

Aunque pequeñas evidencias de ebullición fueron observadas en una muestra de barreno, las inclusiones en cuarzo de las exploraciones mineras superficiales atraparon fluidos en ebullición, como lo evidencia un par de inclusiones coetáles ricas en vapor y líquido a temperaturas ligeramente inferiores (160-170º C). La amplia variabilidad en temperaturas de homogenización en nivel 1 de varias muestras también apoya la separación de líquido vapor durante el entrampamiento se asume que las inclusiones de estos núcleos de perforación fueron formados dentro de los primeros grados de ebullición a 180º y las correcciones de presión no han sido aplicadas a las temperaturas de homogenización. De acuerdo con a las curvas de separación de las fases de agua pura (ASS 1971), fluidos en brechas de cuarzo en los posos de perforación circularon unos 130 ft (100 más) figura 4 por debajo de la superficie. Si los clastos sinterizados erosionados son coetáles con la brecha de cuarzo, entonces la paleosuperficies y el nivel freático fueron esencialmente y el espesor de la sinterizarían erosionada, la brecha de cuarzo y el stockwork de cuarzo es ≤ a 330 ft (figura 4).

El tamaño de grano fino y temperaturas de homogenización de inclusiones fluidas es de ~ 180º C sugiere que el cuarzo hidrotermal de la brecha de cuarzo pudo haber sido originalmente depositado como calcedonia y sílice amorfo la solubilidad

del sílice en sistemas geotermales por debajo de los 180º es usualmente controlada por calcedonia (Fournier, 1985). La recristalización subsecuente de la calcedonia y la incorporación de granos produjo la matriz de la brecha de cuarzo observado y pudo modificar las inclusiones fluidas primarias. El reconocimiento de la calcedonia de acuerdo con los criterios de Sander y Black (1988) no es clara en las muestras examinadas en las muestras de inclusiones fluidas pero estos posibles remanentes de la temperatura de homogenización modal son registrados e la transición de calcedonia cuarzo y las temperaturas superiores de deposición de la sílice han pasado por alto.

Historia del fallamiento

Tres épocas de fallamiento ha sido reconocidas a lo largo del margen oriental de la cordillera de Stillwater del cañón roca blanca al sur de la mina de Dixie Comstock: oligoceno-mioceno, mioceno media y cuaternario.

Del oligoceno tardío al mioceno temprano el fallamiento normal identificado por paleomagnetismo y por datos de deslizamiento de fallas, sobre tobas de flujo de ceniza y rocas lacustres datadas en 32-22 ma, fue simultáneo con el depósito de la toba de flujo de ceniza (Hudson y geissman, 1987). Considerando las fallas rotacionales que preceden de 17 a 13 ma basaltos en la cordillera de Stillwater que están relativamente sin deformación y en un plano de falla.

Rocas volcánicas del oligoceno-mioceno son también desplazadas por fallas normales con un rumbo de 35 a 60º este. Estas fallas fueron activadas durante la segunda época que incluye la falla de la mina de Dixie Comstock. Estos fueron activados por el mioceno medio (Fig.2), desde muestras de gabro sericitizado en la falla de la mina de Dixie Comstock tiene rangos de edades por K-ar de 15.0 a 11.1 Ma (tabla 1). En el área de la figura 2, la falla de la mina de Dixie Comstock consiste de varios segmentos curvilíneos, de 0.5 a 2 millas de longitud, que separan el mesozoico de rocas terciarias, el mesozoico, y las rocas terciarias del coluvión del valle de Dixie, y antiguas terrazas de depósitos de graba del coluvión. Con base en registros de pozos geotermales (belll et al; 1980), las fallas iniciaron en el mioceno medio acumulativamente desplazaron rocas mesozoicas y el terciarias de la cordillera de Stillwater por miles de pies de distancia (fig.9) y crearon el ancestral valle de Dixie. Las fallas normales del pleistoceno-holoceno, la tercera época es ampliamente paralela o coplanario con las fallas del mioceno medio a los largo del margen actual. En la mina de Dixie Comstock, se manifiestan como una gubia de techo colgante y como gabro craquelado por encima de la brecha de cuarzo y puede incluir también a la brecha de cuarzo. Al norte y al sur de la mina las fallas cuaternarias desplazan los depósitos de abanico así como a las rocas volcánicas terciarias del coluvión del valle de Dixie (fig.2) y se cree que son tan joven como 10000 años (Wallace and Whitney, 1984). En la mina de Dixie Comstock los

clastos de brecha de cuarzo y la sílice calcedonico ocurren en el techo colgante en depósitos del coluvión del holoceno (fig.3) dando evidencia de que la brecha de cuarzo fuer expuesto por los desplazamientos de las fallas cuaternarias. Las fallas de piedmont, reconocida por datos geofísicos y fotografías aéreas de bajo ángulo solar, son también consideradas para haberse originado en el cuaternario con base en la examinación del escarpe cerca del cañón IXL, 15 millas al suroeste de la mina de Dixie Comstock (bell and kartzer, 1987,1990.) el movimiento sobre las fallas de piedmont aquí tienen alternancia y coinciden con el límite del desplazamiento de falla durante el Holoceno. En la región de la mina de Dixie Comstock las fallas de piedmont tiene de cientos a miles de pies hacia el este de margen de rango (fig.2) y pueden caer la brecha de cuarzo y las rocas volcánicas terciarias al este. (fig. 2 y 9). Por lo tanto su ángulo de caída supera a los 45°.

Algunas restricciones en la edad de la mineralización de oro en la brecha de cuarzo puede derivar de la extrapolación de la tasas de desplazamiento de la falla actual y de la cantidad de cobertura de la pre mineralización erosionada. Se deben de hacer dos hipótesis:

La brecha de cuarzo no es desplazada con relación al bloque inferior de Gabro, proporcionando así un dato de bloque inferior. Debido a la gubia de postmineralizacion del Holoceno y Gabro craquelado dentro de la zona de falla están a lo largo del contacto del techo colgante por encima de la brecha de cuarzo, este requisito se cumple aparentemente, aunque el movimiento de la postmineralizacion acumulada dentro del Gabro incipientemente craquelado de la placa inferior por debajo de la brecha de cuarzo podría ser apreciado.

La brecha de cuarzo no se mantuvo fusionada con el bloque inferior de Gabro la edad estimada es mínima. El espesor de la cubierta en el momento de la mineralización se puede determinar con precisión a partir de datos de inclusiones fluidas de las brechas de cuarzo. La temperatura de deposición de la brecha de cuarzo en la mina de Dixie Comstock es de aproximadamente 180° C, dando un espesor mínimo de cobertura pree mineralizada de unos 330 ft (100 m). Durante la cubierta relativamente superficial y la limitada erosión después de la mineralización son compatibles con clastos de sinterización en el techo colgante del coluvión.

El momento del desplazamiento de falla en el cuaternario y las tasa en of '- 0,3 a 0,5 mm / año (Wallace y Whitney, 1984; Okaya y Thompson, 1985; de Bell y Katzer, 1990) se puede correlacionar con una acelerada extensión (Thompson y Burke, 1973) y sugieren que la mayoría del os desplazamientos a lo largo del margen de cordillera de Stillwater han tenido lugar en los últimos millones de años. La tasa promedio de desplazamiento en el Holoceno es de 0.4 mm por año aproximadamente 0.25 ma de elevación (y erosión) se requieren para el nivel actual de la exposición de la brecha de cuarzo.

Esta edad es relativamente joven para la mineralización de oro de la brecha de cuarzo que está respaldada por la similitud por la composición isotópica del fluido en el cuarzo de la mina de Dixie Comstock y modernas aguas profundas geotermales del valle de Dixie (Figura 8), así como para la estratigrafía del coluvión.

La edad de uranio-torio es >0.35 ma determinada por 3 niveles de calcita de núcleos de perforación (tabla 1), sugiere una edad mayor a la de la mineralización que las tasas de del desplazamiento estimadas, por lo tanto la erosión estimada de la cubierta postmineralizada (330 pies; 100 m) pudo haber comenzado en el pleistoceno medio.

Aunque la edad radiométrica de la calcita no es definitiva y la temperatura del líquido de las inclusiones fluidas son imprecisas ambos datos implican tasas menores intermitentemente del desplazamiento de las fallas si la mineralización del oro es tan antigua como 0.5 ma aproximadamente 360 pies de cobertura postmineralizada habrían sido eliminadas en la actualidad de las tasas del desplazamiento de la falla, que requieren temperaturas de deposición significativamente más altas hasta 210° C que fueron medidas. Por lo tanto lagunas sísmicas “desplazamiento de la agrupación“(Wallace and Whitney, 1984; Wallace, 1987), o a la agrupación temporal del desplazamiento a lo largo de las fallas del margen de la cordillera del valle de Dixie pueden ser tan antiguas como el pleistoceno medio.

Conclusiones

la edad la temperatura y los datos estratigráficos obtenidos de los minerales hidrotermales depositados en la falla de la mina de Dixie Comstock que separa la cordillera de Stillwater que separa la cordillera de Dixie, indican que:

1.- El desplazamiento a lo largo de la falla en el límite comenzó al menos en el Mioceno medio.

2.-De los varios eventos hidrotermales que utilizaron la falla, un evento Pleistoceno medio depositado oro explotable potencialmente mayor en bolzonadas.

3.-La mineralización de oro tuvo lugar en - • 180oC bajo • 330 pies (- • 100 m) de la cubierta

4.-De oro y cuarzo asociado, sulfuros, silicatos y calcita se precipitaron en el agua subterránea climatizada, y

5.-El modelo actual de la agrupación espacial y temporal de los desplazamientos falla en Dixie Valley es aparentemente Pleistoceno medio o más.