Ore geology field trip NW‐Mexico 

11 – 21 January 2009 

Guidebook  

    

Editor: Honza Catchpole  

sponsored by:                   

2

Program of the Mexico Excursion, 11‐21 January 2009  Day   Mine   Deposit type   Night at  

Sunday 11 January   ‐Arrival in Hermosillo    Hermosillo  Monday 12   La Herradura Au(‐Ag)   Carlin?‐orogenic?   Cananea, Sonora  Tuesday 13   Milpillas   Porphyry Cu   La Ascensión, Chihuahua  Wednesday 14   Bismark   Polymetallic skarn  Chihuahua  Thursday 15   Santa Eulalia Ag   Polymetallic skarn  Chihuahua/Delicias  Friday 16   Naica Pb‐Zn‐Ag   Polymetallic skarn   Parral  Saturday 17   Santa Barbara Ag‐Pb‐Zn   Polymetallic skarn   Chihuahua  Sunday 18   ‐Free day and travel     Pinos Altos  Monday 19   Pinos Altos Au‐Ag   Epithermal LS  Pinos Altos  Tuesday 20   Pinos Altos Au‐Ag   Epithermal LS  Pinos Altos Wednesday 21       Hermosillo     

               

3

Field trip leaders: Victor A. Valencia   – University of Arizona Massimo Chiaradia    – University of Geneva  Participants  Miguel Ponce  – University of Geneva (student M.Sc.) Melissa Ortelli  – University of Geneva (student M.Sc.) José A. Perez   – University of Geneva (student M.Sc.) Anne Chevalier   – University of Geneva (student M.Sc.) Mauricio Ibanez‐Mejia  – University of Arizona (student Ph.D.) Edina Vago   – University of Geneva (student Ph.D.) Johannes Mederer    – University of Geneva (student Ph.D.) Honza Catchpole    – University of Geneva (student Ph.D.) Aldo Bendezu    – University of Geneva (student Ph.D.) Robert Moritz     – University of Geneva Lluís Fontboté     – University of Geneva Fernando Barra   – University of Arizona    

 La Herradura 

4

Index  

p.4 ‐ Geological introduction and regional tectonic evolution    Melissa Ortelli  p.8 ‐ “La Herradura” ore deposit in NW Mexico: An orogenic type gold mineralization     Mauricio Ibanez‐Mejia   p.12 ‐ Milpillas Porphyry Copper deposit   Johannes Mederer  p.16 ‐ The skarn and carbonate replacement Pb‐Zn deposit of Bismark in northern Mexico   Edina Vago  p.20 ‐ Santa Eulalia Mine   Aldo Bendezú  p.23 ‐ Naica Mine (Pb‐Zn‐Ag)   Anne Chevalier  p.25 ‐ Santa Barbara mine (Mexico Group)   José Agustín Pérez  p.27 ‐ Summary of observations on the Pinos Altos epithermal gold & silver bearing veins,   Mexico   Miguel Ponce 

   

Acknowledgments  

A big Thank You to all those who made this field trip possible, especially Victor Valencia who organised a major part of our trip sharing both his 

knowledge and passion of the area with us.  We would like to thank Minera Penmont S.A, Industrias Peñoles, Mexico Group, Agnico‐Eagle and Newmont 

for the permission to visit their mines and the kind support of mine geologists, engineers, and managers during the visit. Newmont and Barrick and the Society of Economic Geologists are gratefully acknowledged for 

financial support

5

Geological introduction and regional tectonic evolution  

Melissa Ortelli  Mines visited in NW‐Mexico (Figure 1):  La Herradura (Carlin-Orogenic (?) Au deposit) Milpillas (Porphyry Cu) Bismark (Carbonate-hosted polymetallic skarn) Santa Eulalia (Carbonate-hosted polymetallic skarn) Naïca (Carbonate-hosted polymetallic skarn) Santa Barbara (Carbonate-hosted polymetallic skarn) Pinos Altos (Epithermal LS deposit)

Naïca

Santa Barbara

Figure 1: Location map of study area with symbol shape and shading indicating deposit type and mineralization age with sources for districts in Staude (1995). Larger symbols are labeled districts. Mines visited on this trip are circled red (modified from Staude J.‐M. G. & Barton M.D. (2001) 

6

Regional tectonic evolution of northwestern Mexico:    The northwestern part of Mexico was constructed by the accretion of different terranes south of the North American Craton, intruded by younger igneous rocks since the mid‐Mesozoic (Figure 2).  Proterozoic to Paleozoic sequence    The La Herradura ore deposit is situated in the Caborca terrane, 50 km west of the Mojave megashear (see below) and at the boundary with the North American terrane. The Caborca terrane is composed of an assemblage of metamorphic rocks (schists, gneisses, amphibolites, and quartzites) of middle Proterozoic age, such as outcropping in the La Herradura mine area. In the northeastern part of Sonora, shallow marine deposits overlie the crystalline basement belonging to the North American craton. The tectonic evolution from Proterozoic to Paleozoic is described by Fries (1962) as the Sonoran orogeny.  

  Jurassic‐ Middle Cretaceous (Figure 3a) 

Figure  2:  Simplified stratigraphic column for northern Chihuahua. Data from Clark and Ponce (1983), Mauger et al. (1983). Compiled by Ciudad Juárez (University of Texas at El Paso) 

7

  The first magmatism associated with mineralization occurred during a translational tectonic context (subduction?) which led to the formation of the Mojave‐Sonora megashear. This magmatism is concentrated within the coastal belt containing greenschist facies metamorphosed units (ophiolite suites and mafic to intermediate volcanic rocks) and the interior belt. This interior magmatic belt with calc‐alkaline to alkaline volcano‐plutonic complexes is interpreted to have formed in an extensional arc setting.   Thrust and strike‐slip structures and the secondary northwest striking shearing related to the megashear juxtaposing Mesozoic and Paleozoic rocks, could have produced deformation in the Chihuahua formations. These were later intruded by Cretaceous batholiths. These tectonic structures can host mineralization and are reactivated as conduits for hydrothermal fluid flow (e.g. San Francisco mine, Sonora).  

 Figure 3a 

     

Late Cretaceous – Early Tertiary (Figure 3b)    During this period, a compressive tectonic phase produced a crustal shortening with major thrusts in the Sonora area, the Laramide magmatism, and also some extensional basin‐structures. Development of igneous rocks parallel to the subduction front will form a calc‐alkaline granodioritic to granitic batholitic belt intruded into the previous volcano‐sedimentary rocks.   The volcanic sequence of this Laramide magmatism can be observed in the Sierra Madre Occidental volcanic province in Chihuahua. In Sonora, thrusting ended before this magmatic event, as the plutons generally were not affected by these faults.        Middle Tertiary (Figure 3c)    The more felsic calc‐alkaline magmatism of the Sierra Madre Occidental succeeded and mostly covered  the Laramide magmatism. We can observe the Eocene transition from mainly andesitic and hydrothermally altered rocks to dominantly dacitic and rhyolitic rocks of these two magmatic stages.  

Figure 3a‐d: Cross sections from Jurassic to present, showing major fault systems during each period at the latitude of Hermosillo, Sonora, from west to north (left to right). Section not restored so as to more clearly represent superimposed features. Structures are generalized and represent major fault sets. A‐Away, T‐Toward, SMO‐ Sierra Madre Occidental (Staude & Barton, 2001) 

Figure 3b 

8

  The orogenic collapse begins in northwestern Mexico. Extension and formation of core‐complexes permit the localization of new volcanism centers within normal faults. Later northwest trending high angle faults commonly host the middle Tertiary mineralization.          Late Cenozoic (Figure 3d)    Volcanism evolved to a bimodal composition bounded to normal faults, with a mafic‐dominated (rift‐type) volcanism associated with the generation of the Gulf of California. During the Miocene, volcanism concentrated around the Gulf with some sparse centers in northern Mexico.   The faulting was syn‐ and post exhumation of the core complex and allowed the crustal attenuation. Miocene high angle extensional faults preceded the strike‐slip (transtensional) faults associated with the rifting.           

References : 

 Ayala C.J. & Clark K.F.,  Lithology,  structure and gold deposits of Norhtwestern Sonora, Mexico;    in 

Clark, K.F. (ed), Gold deposits of northern Sonora, Mexico: Soc. Econ. Geol. Guidebook, v. 30, 203‐248. 

Fries C.Jr. ,1962, Reseña de la geología del Estado de Sonora, con énfasis en el Paleozoico : Bol Asoc. Мех.Geólogos Petroleros, v. 14, p. 257‐273 

Staude J.‐M. G. & Barton M.D., 2001, Jurassic to Holocene tectonics, magmatism, and metallogeny of northwestern Mexico, GSA Bulletin v.113 n°10, p.1357‐1374. 

Mauger R. L. & Dayvault R. D.1983, The Tertiary volcanic rocks  in  lower Santa Clara Canyon, central Chihuahua, Mexico;  in Clark, K.F. Goodell P.C. (eds) Geology and mineral resources of north‐central Chihuahua, vol 14; Pages: 175‐186. 

Clark  K.F.  &  Ponce  S.B.F.,  1983,  Summary  of  the  lithologic  framework  and  contained  mineral resources  in  north‐central Chihuahua,  n Clark, K.F. Goodell P.C.  (eds) Geology and mineral resources of north‐central Chihuahua, vol 14; Pages: 76‐93. 

  Ciudad Juárez (University of Texas at El Paso), http://www.geo.utep.edu/pub/barud/homepage.html 

Figure 3c 

Figure 3d 

9

“La Herradura” ore deposit in NW Mexico: An orogenic type gold mineralization  

  Mauricio Ibanez‐Mejia  

   

Introduction:      La  Herradura  deposit  is  located  in  the  Sonora  state  in  northwestern  Mexico, approximately 80 km northwest of the town of Caborca (Figure 1). Producing an average of 210.000 Au  ounces  per  year  and Ag  as  a  sub‐product  (www.penoles.com.mx),  this  is  the largest gold mine operating  in  the  country. Up  to date, around 2 Moz of  gold have been extracted from this mine, and the remaining reserves are calculated around 3.4 Moz with an average grade of 0.1g/t. The deposit  is owned by a  joint venture between Minera Peñoles and Newmont.    

  

Figure 1: Political map of N Mexico and SW United States showing the approximate location of the “La Herradura” deposit.       Regional Geology:      In  terms  of  crustal  provinces,  this  region  corresponds  to  the  “Caborca  block” (Dickinson  &  Lawton,  2001)  which  is  a  Laurentian  affine  terrane  with  an  underlying Proterozoic  basement  ~  1.7‐1.8 Ga  old. However,  its  proximity  to  the  proposed Mojave‐Sonora megashear  in  the northeast,  the  structure  that  sutures  the Caborca block and  the North American Block,  results  in pervasive deformation and  complex  faulting  in  the mine area. As would be expected  in this tectonic setting, the deposit exhibits a strong structural control.  The  mineralization  is  confined  to  a  NW‐SE  trending  slice  of  amphibolite‐facies Proterozoic gneisses  that  is bounded  to  the NE by  the Victoria  fault and  to  the SW by  the Ocotillo fault (Figure 2). These shear zones separate the Proterozoic rocks from a low‐grade metavolcanic/metasedimentary  Jurassic  sequence  to  the  E  and  an  incipiently metamorphosed sequence of limestones and quartzites of upper Paleozoic age to the W.  

10

    

Figure 2. Simplified geological map of the mine area (from Quintanar‐Ruiz, 2008). The host rocks of the mineralization, the Proterozoic gneisses, are shown in orange. These rocks define a NW‐SE trending belt, bounded by the Victoria and Ocotillo faults to the NE and SW respectively. Topographic contours define the actual sizes of the Centauro and Yaqui pits, and the dotted yellow line defines the perimeter of the projected megapit.      Mineralization:      Gold  rich  veins  are  restricted  to  the  Proterozoic  rocks  which  consist  of  biotite‐feldspar‐quartz  and  quartz‐feldspar  gneisses  of  sedimentary  and  plutonic  origin.  The hydrothermal system is structurally controlled and the higher grade mineralization occurs in quartz‐sulfide veins filling tensional fractures. Quartz‐sericite‐albite alteration is widespread in the core of the deposit and grades to propylitic in the outer parts where the gneisses are more biotite  rich. The average grade  is calculated  to 1g/t of Au with a cut‐off of 0.35 g/t. Geochronological  results  indicate  that  the  age  of  the  mineralization  is  lower  Tertiary, confirming its Laramidic origin.       Mining of  the mineralized body  is being  conducted  in  two  adjacent open pits,  the Centauro and  the Yaqui pits  (Figure 2). The principal pit  (Centauro)  is approximately 1km long and 0.65km wide  (Figure 3), but the projected megapit will  join the two smaller ones and will extend another 1.2 km to the NW following the gneissic host rocks along strike.  

 

11

  Figure 3a: Satellite view of the Centauro open pit (image form Google Earth). 3b: Picture of the Centauro pit taken during our visit to the mine (from the SE road of Figure 3a, and looking WNW)  

     The visit:  

    After a 4 hours drive from Hermosillo‐Sonora and a flat tire on a dirt road, we got to the mine  on  a Monday morning,  the  12th  of  January  /  2009. We  spent  the  rest  of  the morning assisting a  talk given by  the Peñoles geologists about  the deposit model, and  the afternoon visiting the Centauros pit. Pictures presented  in this report  (Figures 3a, 4 and 5) were taken during our visit to the pit.       Minera Penmont S.A,  Industrias Peñoles and Newmont are gratefully acknowledged for allowing us a visit to the mine.       References:    Dickinson, W.R., and Lawton, T.F. 2001. Carboniferous to Cretaceous assembly and fragmentation of 

Mexico. GSA Bulletin 113 (9), p. 1142‐1160  Quintanar‐Ruiz,  F.J.  2008.  La  Herradura  ore  deposit:  An  orogenic  gold  deposit  in  northwestern 

Mexico. M.Sc. thesis, Department of Geosciences, University of Arizona. 97 pp.    

12

   

Figure 4: Visit to the Centauro pit. While the Geneva crew discusses the deposit model with the Peñoles geologists (group to the left), Victor (center of the picture) tries desperately to identify the alteration paragenesis and mineral assemblage in the gneisses.  

    

    

Figure 5: Visit to the Centauro pit. Mineralized hydrothermal breccias in the mining front. The mineralogy consists of quartz‐hematite‐galena‐gold.  

13

 

Tuesday, 13th of January 2009 – Milpillas Porphyry Copper deposit Johannes Mederer 

 Overview:  

• Departure from Magdalena de Kino, where we had spent the night, early in the morning and arrival at the mine site around 9:30 AM  

• Safety introduction and a short presentation of the local geology and the mine operation   

• Visit  of  the  surface  operation:  collecting minerals  from  the  ore  stockpile  (mostly  azurite, malachite, brochantite) 

• Study of drill cores at the core shack 

• Visit of the processing plant 

• Drive to Ascensión to spend the night there 

 

Introduction and geology of deposit 

 

  The  secondarily  enriched  porphyry  copper  deposit  Milpillas  is  situated  in  the Northeast of  the Mexican state Sonora, 30 km south of  the border  to  the USA and 20 km northeast of Cananea,  the next major  city.  It was discovered after having  found porphyry deposit  style  veins  in  scarce  outcrops  of  barren  rocks  with  abundant  “live  hematite”, indicating  potentially  economic  copper  mineralization.  After  an  intensive  exploration program by Minera Cuicuilco  in  the 70’s Grupo Peñoles  took over  the project  in 1998 and started mining  it  in  2006. Milpillas  is  situated  in  the  Cananea mining  district, which  has copper reserves of over 11 million tons  (Long, 1995). The district  lies within the  important NW‐SE  trending  metallogenic  Laramidian  (late  Cretaceous  to  Eocene)  copper  belt  of Southwest North America which extends from Sonora over Arizona to New Mexico, hosting world  class  porphyry  copper  deposits  as  La  Caridad  in  Sonora  or  Silver  Bell  in  Arizona (Noguez‐Alcántara et al., 2007).  

  Descriptive work on Milpillas was performed by de  la Garza et al.  (2003). Noguez‐Alcántara  et  al.  (2007)  carried  out  mass  balance  analyses  concerning  the  supergene enrichment. Valencia  et  al.  (2006)  constrained  the  age of  the mineralization.  Each of  the cited papers  includes a good overview of  the  regional and  local geology. The  information below  is  taken  from  these works,  as well  as  from  a presentation which was held  for our group at the mine site by the engineer Alfonso Ingas.  

  The Milpillas deposit, located in an extensional zone called Cuitaca Graben is covered mostly by Tertiary gravels and Quaternary alluvium. Only very scarce outcrops, which show altered, leached and oxidized volcanic rocks (with abundant “live hematite”) give evidence of the deeply buried treasures. Host rocks are volcaniclastic rocks  from the Jurassic Henrietta formation  as  well  as  from  the  Laramide  Mesa  formation.  Small  monzonitic  to  quartz‐monzonitic  stocks  intrude  the  above mentioned  volcaniclastic  rocks.  A  sample  from  the quartz‐monzonite yields a crystallization age of 63.9 ± 1.3 Ma (U‐Pb LA‐ICPMS‐MC on zircons) and the age of mineralization was determined with 63.1 ± 0.4 Ma by Re‐Os on molybdenite 

14

(both ages by Valencia et al., 2007). The sercitically altered  stocks as well as  the  intruded volcaniclastic rocks host the main copper mineralization.  

 

Supergene enrichment    A  brief  introduction  to  the  processes which  control  the  supergene  enrichment  of copper  is  given  by  Robb  (2005).  These  include  oxidation  and  hydrolysis  of  the  primary hypogene  sulfide  minerals  in  the  upper  portion  of  the  weathering  profile.  Their destabilization by oxidized acidic groundwater produces acid which alters and  leaches  the rocks,  resulting  in  residual  copper  contents  typically  in  between  0.01  and  0.02 wt. %.  A mineral assemblage typically enriched in Fe‐oxides and hydroxides characterizes the leached rocks. Cu2+  is  released mostly  from  primary  chalcopyrite  and  transported by  the  oxidized fluids until reaching more reducing and/or higher pH environments (due to neutralization of the fluids or by reaching the water table). Secondary copper minerals form in two ways: by direct  precipitation  from  the  fluids,  giving  rise  to  a  suite  of  “Cu‐oxides”  (see  figure  1a), mostly sulfates, carbonates, oxides and arsenates or by the replacement of Fe2+  in primary hypogene sulfide minerals  like pyrite and chalcopyrite,  leading to high metal/sulfur sulfides such as chalcocite, covellite or bornite.  

  In  Milpillas  primary  potassic  and  propylitic  alteration  as  well  as  phyllic‐argillic alteration towards the center of the system can be observed. Nevertheless, it is only poorly recognizable  due  to  its  superposition  by  the  secondary  supergene  alteration.  Primary hypogene mineralization is made up by 1 to 10 % pyrite and chalcopyrite which is the main primary ore mineral  in the deposit. However,  the primary hypogene mineralization  is non‐economic, with average copper grades between 0.1 and 0.15 wt. %. Supergene alteration and enrichment caused the now economic ore bodies with ore grades of > 1 to over 10 wt. % Cu found in depths in between 150 and 700 meters, covered by subhorizontal gravel layers 20 to 350m thick.  

 

15

 

Figure 1: Pictures (1a‐d) from the Milpillas operation in northeastern Sonora; a) hand specimen from the oxide zone  with  azurite  and  malachite  as  main  ore  minerals  b)  preparation  of  the  leach  heaps  with  black impermeable plastic foil at the base c) the cathodes coated by 99.9 % pure copper are taken out of the copper rich solution by crane d) copper plates ready for shipping 

Supergene Profile 

The  supergene  profile  in Milpillas  is made  up  of  4  principal  zones, within which  certain overlap exists. They are from top to the bottom as follows:  

1. The  leached  cap  is  characterized  by  oxidized  rocks:  goethite,  hematite  and  jarosite  are abundant, copper values are very  low (between 0.01 and 0.05 %) with a common thickness of  100  ‐  300m. Montmorillonite,  sericite  and  kaolinite  dominate  as  secondary  alteration minerals of the volcanic hostrock. 

2. The oxide zone above the water table is situated at the lowermost part of the leached zone: sub‐horizontal mineralized blankets, made up mostly by copper oxides, copper carbonates and  sulfates  formed  mostly  by  oxidation  of  preexisting  chalcocite.  Minor  amounts precipitated from oversaturated groundwater. The mix of different copper species is a result of  at  least  three  supergene  enrichment  cycles  in Milpillas  due  to uplift or  changes  in  the water level. 

3. Supergene enrichment  zone:  situated  at  the base of  the weathering profile with  reducing conditions underneath the paleo water level. In this zone the copper solubility is decreased, which  results  in  the  replacement  of  iron  in  the  primary  hypogene  minerals:  chalcocite dominates  together  with  covellite  when  copper  enrichment  is  less  pronounced.  Native copper can be found at the borderline of reduced and oxidized conditions. 

4. Hypogene  primary  mineralization:  the  surface  between  this  zone  and  the  supergene enriched one  is  irregularly shaped. In a transition zone different “copper oxide” minerals as well  as  sulfides  can  be  abundant.  Underneath  the  transition  zone  the  mineralization  is primary as it is described above.  

  The current exploitation depth at Milpillas is about 600 meter below the surface. At the moment of our visit only copper minerals from the oxide zone were mined out. The ore at Milpillas  is crushed  to an average grain  size of 2 cm  from where  it goes directly  to  the heaps  on  the mine  area  for  heap‐leaching. At Milpillas  the  copper  from  the  oxide  ore  is released by sulfuric acid, yielding a recovery of 91 % after having remained for 200 days on the heap. Copper goes  into solution  in the acid which  is sprinkled on the ore. The resulting copper‐enriched acid is canalized by gravitational forces towards the processing plant. After four  further enrichment steps of copper  in solution,  the metal  is  recovered by electrolytic deposition of  copper on  stainless  steel  cathodes. After having  remained  for 7 days  in  the copper rich acid, the cathodes are removed by crane and the deposited copper can be taken off in form of copper plates, ready to be cleaned, weighed, and packed for shipping.  

16

References: 

                   Long, K.R., 1995: Production and reserves of cordilleran (Alsaka to Chile) porphyry copper deposits, in 

Pierce, F.W., Bolm, J.G. (eds.) Porphyry Copper Deposits of the American Cordillera: Tucson, Arizona Geological Society Digest, 20, 35‐68. 

Noguez‐Alcántara,  B.,  Valencia‐Moren, M.,  Roldán‐Quintana  J.,  Calmus  T.,  2007:  Enriquecimiento supergénico y análisis de balance de masa en el yacimiento de pórfi do cuprífero Milpillas, Distrito Cananea, Sonora, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 24(3), 368‐388. 

Valencia, V.A., Noguez‐Alcántara, B., Barra, F., Ruiz, J., Gehrels, G., Quintanar, F., Valencia‐Moreno, M., 2006: Re‐Os molybdenite and LA‐ICPMS‐MC U‐Pb zircon geochronology  for the Milpillas porphyry  copper  deposit:  insights  for  the  timing  of mineralization  in  the  Cananea District, Sonora, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 23(1), 39‐53. 

Robb, L, 2005: Introduction to ore‐forming processes, Blackwell Science, 238‐245. 

17

The skarn and carbonate replacement Pb‐Zn deposit of Bismark in northern Mexico 

 Edina Vago 

 Introduction 

  The  Bismark  Pb‐Zn mineralization  district,  property  of  the  Peñoles  Corporation  is located  in  northern  Mexico  (~N31  04  05;  ~W107  54  02)  near  the  city  of  Ascensión, Chihuahua state. Ore deposits similar to Bismark (Carbonate Replacement Deposits) are very important in the world’s metal production representing a major source of Pb, Zn, Ag +/‐ Cu and also Au. 

 Mining history 

  The history of the mining activity at Bismark has probably started at the end of XIXth    century.  First  precise  data  about mining  activities  come  from  the  neighboring  area  of  La Florencia, San Pedro from 1885. 

  In 1979, a series of geophysical surveys were performed for a prospection project of northwestern  Chihuahua  including  magnetometry,  resistivity  and  induced  polarization around the contact zone of the Bismark  intrusion. Diamond drilling exploration was carried out between 1981 and 1984 with 55 drill holes discovering two continuous ore bodies within the contact skarn of the Bismark  intrusion. The first inferred resource assumption was 12.8 Mt ore with 52 g/t Ag, 11% Zn, 0.6% Pb and 0.4% Cu. 

  During  the  last 3 years  the average diamond drilling produced ~22.5 km core  from the surface and ~16.5 km from underground, which is definitely higher (double) than in the last 20 years. The daily production  is generally 2500t. Since 2002,  the proved‐, probable‐, possible‐ and potential resources are slightly  increasing. The proven resources of 2008 was approximately 2 Mt and the extraction of 1679t Pb, 76360t Zn and 8961t Cu. Between 1999‐2002 there was no Pb production. Since 2003, it has been increasing very slowly again. The last peak in Zn production was in 2005 with an average of 15% Zn. The Cu production varied in the last ten years between 1.67 % and 0.92 % (Figure 1). 

 

18

Pb, Zn and Cu production

0

4

8

12

16

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

2004

2005

2006

2007

2008

Year

Met

al %

Pb

Zn

Cu

  

Figure 1: Average grade (%) of Pb, Zn and Cu from the Bismark Mine, northern Chihuahua, Mexico (based on calculation from the data what we were showed in a ppt presentation by the responsible geologist on 14th of January 2009)  Geological setting and mineralogy  

  The major part of the Chihuahua geological province is composed of early Cretaceous sedimentary  rocks.  The  quartz‐monzonitic  Bismark  intrusion  was  emplaced  into  the Cretaceous limestone during the Tertiary (~42 Ma). The intrusion has two different textural appearances, one is equigranular, which is a texture occurring in the later dykes crosscutting the intrusion itself and the other has the texture of the main intrusion which is porphyrytic. 

  The Bismark  fault  strongly  controls  the ore bodies  (Figure 2). The mineralisation  is related to the contact skarn zone, postdating the grossular and andradite exoskarn, and also occasionally mineralises the intrusion at the contacts, as well as and the host rock (Figure 3). The  ore  mineralisation  is  composed  of  massive  sulfide  bodies  of  sphalerite‐galena‐chalcopyrite‐pyrrhotite controlled by the Bismark fault. They appear as subvertical chimneys and manto  type ore bodies  (Figure 4). The mantos have more banded structures  than  the chimneys and contain higher Pb and Ag concentrations. Pyrrhotite  is more abundant  in the more  westerly  contact  skarn.  The  mineralization  also  contains  Bi,  but  its  mineralogical position  in  the  paragenesis  is  not  fully  understood  as  yet.

              Figure 2: A cross‐section with chimney type ore bodies marked in red. 

19

 

Figure 3: Sulfide veinlets at the contact of the Bismark intrusion and the skarn zone of the host rock.  

               

   

            

                

Figure 4: Chimneys type ore bodies following the strike and dip of the Bismark fault (SW‐NE section)   

  The mineralizing  fluids  were  probably  circulating  along  the  fault  and  provoked  a replacement type Zn‐, Pb‐, Cu‐ mineralization within the limestone and the exoskarn at both sides of the fault. Textural evidences of reaction fronts are visible  in the skarn. Layering of sulphides  within  the  skarn  shows  the  replacement  mechanism  related  to  diffusion‐precipitation equilibria (Figure 5). 

20

 Figure 5: reaction front of sphalerite within garnet skarn.   References 

 Baker  and  Lang  2003,  Reconciling  fluid  inclusion 

evidence  for  a  magmatic  source  of metals  in  porphyry  copper  deposits,  in Thompson, J.F.H., ed., Magmas, fluid and ore  deposits:  Mineral  Association  of Canada  Short  Course  Series,  v.  23,  p. 139‐152. 

Baker et al. 2004, Composition and evolution of ore fluids  in  a magmatic‐hydrothermal  skarn deposit, Geology v. 32; no. 2; p. 117‐120. 

Santa Eulalia Mine  

Aldo Bendezú  General geology  

The  geologic  setting  of  the  Santa  Eulalia  district  is  similar  to  other  high‐temperature,  carbonate‐hosted Ag‐Pb‐Zn deposits of northern Mexico.  The host  rocks are  Cretaceous  limestones  intruded  by  felsite  and  diabase  dikes  and  sills  (Figure  1). Mineralization  is associated  in  time and  space with  the  felsite  intrusions  in  two  zones known  as  the  East  and West  camps, which  lie  on  opposite  flanks  of  a  broad,  doubly plunging anticline. The  felsites are  texturally and  compositionally  indistinguishable and have  identical  REE  patterns.  West  camp  mineralization  consists  of  massive  sulfide mantos  and  chimneys  with  lesser mineralized  breccias  and  skarn  bodies.  East  camp mineralization consists of dike contact  skarns with  subordinate massive  sulfide bodies. Structural  controls  on  mineralization  in  both  camps  include  reactivated  fold‐related fracturing  and  faulting  as  well  as  intrusive  contacts.  Host‐rock  lithology  (specially secondarily enhanced permeability) controls ore distribution in the upper and peripheral parts of the district. Ten different ore types have been recognized in the district, but only the  normal  sulfides,  silicates  (calcic‐iron  skarns),  and  calc‐silicate  skarn  ores  were examined  in  this study. The ore mineralogy  throughout  the district  is  relatively simple, consisting  of  pyrrhotite,  pyrite,  sphalerite,  and  galena with minor  amounts  of  calcite, quartz,  fluorite,  and  in  places  calc‐silicate  gangue.  Despite  stark  differences  in  trace metal  contents and  the amount and  composition of  the  skarns  in  the  two  camps,  the overall  geologic  character,  fluid  inclusion  compositions,  sulfur,  oxygen  and  carbon isotope characteristics and alteration assemblages are similar enough to indicate that the ore fluids for both camps had a common origin. 

 

      

Figure 1: Generalized geological map and cross section of the Santa Eulalia mining district. 

22

 West camp mineralization  

Manto and chimney deposits are the most common types of mineralization in the West  camp.  The  ore mineralogy  consists  of  pyrrhotite,  galena,  sphalerite,  and  pyrite, replacing limestone with little alteration of the host rock (Figure 2a). Skarn mineralization is more  limited, present as either  silicate or  calc‐silicate orebodies  (Figure 2b). Silicate orebodies consist of Ca‐Fe silicates with Mn‐rich compositions. The silicate orebodies are reported to have higher silver values than the manto ores. Ca‐silicate orebodies consist of  calcic  skarn  silicate  minerals  and  an  ore  assemblage  of  galena,  sphalerite, arsenopyrite,  pyrite,  and  pyrrhotite.  Trace  amounts  of  chalcopyrite  and  pyrrhotite, argentopyrite, polybasite, and  stephanite are also  reported as discrete minerals  in  the calc‐silicate ores. 

 

 

  Figure 2a:  Sulphide mineral  assemblage with  host  rock  altered  to  chlorites.  b: Calc‐silicates  (green  and brown garnets) cut by quartz, calcite and sulfide veins .    

A

pyrite

chlorites sphalerite

B garnets

Quartz,calcite veins

sulphides

23

East camp mineralization  

Mineralization  in  the  East  camp  is  controlled  by  structures  related  to  the  San Antonio graben and the contacts of a series of felsite dikes that follow and cut across the graben  faults. Skarn mineralization dominates and calc‐silicate mineralogy  is bilaterally and symmetrically zoned outward from the dikes. The dikes are widely converted to calc‐silicates. Most  of  the  sulfides  in  the  East  camp  occur within  the  skarn,  but  podiform sphalerite + pyrite ± pyrrhotite bodies  (± galena) commonly occur between  the  skarns and  the  enclosing  limestone. Massive  sulfide mantos  composed  of  galena,  sphalerite, and pyrrhotite, are texturally similar  to  the West camp ores and occur  in contact with, and peripheral to, the skarns. 

Reference:  Lueth V.W., Megaw  P.K.M.,  Pingitore N.E., Goodell  P.C.,  2002:  Systematic Variation  in 

Galena  Solid‐Solution  Compositions  at  Santa  Eulalia,  Chihuahua,  Mexico; Economic Geology, v.96, n. 8, p.1673‐1687 

24

Naica Mine (Pb‐Zn‐Ag)  

Anne Chevalier  Geography    The Naica mining district belonging  to  the Peñoles Corporation  is  located about 100 kilometers southeast of the city of Chihuahua, which is the capital of the state with the same name. This semi desert region  is characterized by elongate 1’300 meters high mountain ranges. These mountain ranges are separated by large alluvium basins.   Geology setting      The Naica mine, which  constitutes one of  the most  important  lead deposits  in Mexico,  is  situated on a  structural dome measuring about 12 by 7 km, elongated  in a NW‐SW direction (John G. Stone, 1958). The country rock consists mainly of Cretaceous limestones crosscut by Tertiary felsic dykes. The area  is cut by 3 main faults: Naica and Gibraltar  fault with  a  60°NW  dipping  and  the Montana  fault which  cuts  the Gibraltar fault. Ore deposits are found between these structures, which are also the main channel ways of ore‐bearing  fluids reaching a temperature of 55°C. They could emanate from a magma intrusion located few kilometers below (Figure 1).    

 Ore bodies    Ore deposits are polymetallic skarn  type and associated carbonate  replacement ore bodies. The skarn hosted mineralization  is usually sub‐horizontal while replacement chimneys are sub‐vertical often consisting of massive sulfide.  The lead and zinc content in the chimneys reach about 12% and 180 ppm for silver. From these orebodies, the mine extracts 5‐6% of lead and zinc and 120 ppm of silver (also see figure 2 with production data).  This  underground  mine  is  highly  automated  with  computer  controlled  production processes guaranteeing  continuity of operation. The  rock  is  crushed underground  and brought up to the surface by a conveyer belt.    A  big  challenge  for  the mine  operators  is  the  circulation  of  high  quantities  of groundwater. This water has to be pumped at 60’000 l/min to avoid flooding of the mine. At the present time, a project  is under consideration  in order to minimize the pumping charges. The company’s objective is to use the water pressure to reduce pumping costs.  

Figure 1 : Scematic cross-section of the mine (information by Peñoles)

25

Figure 2. : Production overview (source: http://www.penoles.com.mx/penoles/ingles/)   THE GIANT SELENITE CRYSTALS (Cave of the Crystals ‐ Cueva de los Cristales)      In  2000  the  excavation  of  a  communication  tunnel  at  290 meters  below  the surface unveiled  the presence of a cave containing giant selenite  (CaSO4∙2H2O) crystals reaching up to 14 meters in length and 2 meters in diameter (Figure 3).  These crystals formed underwater,  in a cave where the hot and calcium carbonate and sulfides saturated  fluids got  in touch with another colder  fluid that  infiltrated  from the surface. The Naica  fault which played the role of the channel way  for the  fluid and the fluid chemistry created a favorable environment to precipitate these minerals. To reach this size, the crystals must have grown during about one million years.  In this cave, the temperature is approximately 48° C and the air is saturated with humidity making a visit to these caves a “being cooked in a steamer” experience.                 Figure 3: Published Picture of the Naica giant selenite crytals on the left (source: http://www.naica.com.mx/galeria_pc.htm); on the right: geological cross‐section through a selenite forming cavitiy (from Peñoles geological staff).  Reference :  John G. Stone, 1959: Ore genesis in the naica district, chihuahua, Mexico, in Economic Geology, 

vol.54, pp.1002‐1034. 

26

Santa Barbara mine (Mexico Group)  

José Agustín Pérez  Introduction and geology    The Santa Barbara mine is located a 45 minutes drive southwest of Parral. Our group was welcomed by by Hugo Soto (Geology CEO) and José Porfirio Pérez, (Mine Geologist). The commodities in Santa Barbara are lead, copper, zinc and silver. The ore occurs as veins, being mainly massive structures of 400 meters extension (in average) and up to 25 meters thick, hosted by Cretaceous and Oligocene shales, andesites and rhyolites. Rhyolithic dikes crosscut mineralization, in other cases they are mineralized. All hostrocks are discordantly covered by Pliocene conglomerates and basalts, and Quaternary sediments. The Santa Barbara mine comprises 29 veins, dipping close to 90° and oriented in three main directions (NS, N25W and N20‐23E) into a NW‐SE structural trend with dextral movement, the NS group being the economically most important. Some of these structures outcrop. The upper 300 meters of the veins are dominated by oxides, followed by 100 meters with presence of other secondary Cu minerals (e.g. covellite) and about 650 meters dominated by primary sulfides (galena, chalcopyrite and sphalerite). With depth, the lead and silver content is lower than in the more shallow zones. Copper and zinc values are more or less constant in depth and higher in the east than in the west.  Visit to the mine    After a short talk about safe and security (Figure 1) and a slideshow introductory presentation of the geology and mine operation at Santa Barbara, we all moved to the San Diego mining area, in the easternmost sector of the mine.

  

Figure 1.: Security at Santa Barbara mine; Victor Valencia breaking off loose wall rock San Diego Mine    Cegovedad is the mining sector located in the center, from where 70% of the total ore is processed and transported to surface from the underground production areas 

27

with the help of modern technology and a refined process. The westernmost part of the mine is named Tecolotes and is presently not in production.    After fitting our lamps and security gear, we were ready to visit one of the areas in production. A double‐cab elevator brought us from surface to 1200 m depth where two “modified” tractors picked us up for our visit to the ores of Santa Barbara (Figure 2). In there we recognized the sulfide ore, compound by galena, sphalerite and chalcopyrite veins of different thickness (1‐2cm to 25 m) hosted by carbonates and lutites.   After checking out the ore and locking at the different features present in this production area we visited the high tech facilities present underground (Figure 2). A primary crusher reduces the size of the ore fragment for transport by conveyer belt to surface in the Cegovedad area. We concluded our visit after a brief discussion at the surface.  

  

Figure 2: Ores of Santa Barbara; veins rich in sphalerite, galena and chalcopyrite; green bands of pyroxene skarn, (left); visiting the mine production facilities (right) 

28

Summary of observations on the Pinos Altos epithermal gold & silver 

bearing veins, Mexico 

Miguel Ponce 

Introduction and geology 

  The  Pinos  Altos  gold  &  silver  project  is  located  280  km  west  of Chihuahua, NW Mexico, in the Sierra Madre gold belt (Figure 1). This project is owned by the Canadian company Agnico‐Eagle (AEM). Probable reserves are estimated to 2.5 Moz Au and 73.1 Moz Ag, and expecting to start production on third quarter 2009. Currently, most operations are focused on the preparation for production. An open pit and a ramp for underground mining are being prepared, as well as  the  setting and building of  the processing and treatment plants, among others. 

  Figure 1: Pinos Altos location map                Figure 2: Location of Pinos Altos in relation to the Ocampo caldera    Structurally controlled by regional NE trending faults and by a ring fracture, Pinos Altos  is  located  on  the  NE  border  of  the  Ocampo  caldera,  which  was  defined  after geomorphologic features. This tertiary caldera has a diameter about 30 km (Figure 2) and has been  closely  related  to other neighboring mineralized  areas. The host  rock of  the mineralized  hydrothermal  system  is  represented  by  an  acidic  volcanic  sequence (Buenavista &  Victoria  ignimbrites)  and  the  Frijolar  andesites  (Figure  3).  This  volcanic sequence is probably the result of activity of the Ocampo caldera.  

29

      At the project scale, several mineralized structures are defined up to 800m along strike. So far, the most important structure is called Santo Niño. Other areas with high potential like San Eligio, Cerro Colorado and Oberon de Weber, are found in the NNE, WNW, and ESE side of the Santo Niño area respectively (Figure 3). Some ancient small workings from the 19th century are still preserved nearby.    Drilling campaigns have been carried out mostly in the Santo Niño, San Eligio, Cerro Colorado and Oberon areas, so the geological and structural information described here is based on these data.   Structural control and mineralization   Structures trend WNW‐ESE, and have variable width, showing also variability in gold grades (i.e. up to 15g/t Au on surface samples and thickness to 40m on outcrops at the Santo Niño area) with at least 600m depth extension. All these changes in grade and thickness can be best represented on a longitudinal section (Figure 4) where the contours represent grade x thickness (g/t x m). The longitudinal section roughly shows that the development of the structure and the higher gold grades occur near the surface levels, probably related either to a primary event (boiling level) or to a supergene enrichment process.   

 

30

  

Figure 5: Several kinds of occurrences of structures and mineralization on the Pinos Altos project. a) Vein‐breccia (Bx) showing subangular to subrounded clasts; b) Liesegang textures on ignimbrites; c) Stockwork‐Bx near the vein‐Bx; d) Jigsaw‐Bx; e) Achantyte (>20 oz/t Ag); f) Stockwork development in the host rock of deposits. The beside the main green‐colored silica vein; g) Pyrite veinlets together with hematite patches; h) mineralization is Crackle‐Bx beside the vein‐Bx 

  The Santo Niño structures dip southwestwards while the San Eligio structures dip northeastwards. In San Eligio surface samples yield up to 5g/t Au and locally at depth more than 300g/t. All those structures are best defined as vein‐breccia channels, surrounded by stockwork‐breccias (silica, sulfides, oxydes) as far as 20m from the main structure (Figure 5). In both Santo Niño and San Eligio, the mineralization comprises native gold (Au), acanthite (Ag2S), native silver (Ag) and probably other Ag‐bearing sulfides and selenides which are common on this kind of deposit. The mineralization is hosted by several types of silica, among which we can identify green cryptocrystalline chalcedonic silica (showing massive fine grained and coloform textures) which is closely related to mineralization (Figure 6), as well as drusy (comb) amethyst quartz, milky drusy quartz, and locally opaline silica. 

31

 

Those latter seem to have less relationship with the mineralizing events. The fine grained silica indicates it was formed under low temperature conditions and high cooling rates. Also the presence of acanthite is indicative of temperatures less than 300°C. Other gangue minerals comprise pyrite, hematite, calcite and minor chrysocolla. Alteration minerals were identified mainly as clays (argillic alteration) outwards from the main silica‐mineralized structures. Illite and interlayered illite‐smectite is located close to the vein‐breccia structures, while the identified kaolinite is possibly related to diagenetic alteration of the volcanic glass and feldspar of the ignimbrites. The high porosity of ignimbrites together with the sulfide oxidation produces widespread hematite‐colored band and rings, known as liesegang textures.  

  Based on mineralogy, structural setting, and alteration assemblages, we could classify this deposit as a low sulfidation epithermal system. It is a good example of an epithermal system possibly related to a volcanic caldera and it demonstrated well the structural control on Au‐Ag mineralization.