Pada bagian ini saya membahas fitur umum dari kelas yang luas dari sistem bijih yang disebut sebagai Fe oksida-Cu-Au (U-REE), umumnya dikenal sebagai IOCG, yang mencakup endapan distrik Cloncurry dan endapan Bendungan Olimpiade raksasa di Australia, Candelaria di Chile dan deposit Solobo di distrik Carajas di Brazil. Namun dalam kelas ini, sistem bijih lain disertakan, dengan endapan logam yang beragam , tetapi semuanya berbagi beberapa ciri umum sistem hidrotermal terkait intrusi dari rejim magmatik anorogenik dalam pengaturan tektonik ekstensional. Endapan seperti Kiruna Fe di Swedia, mineralisasi Fe-Cu di Boss-Bixby dan Pea Ridge (Missouri, AS) dan endapan raksasa Bayan Obo REE-Nb-Fe di Mongolia Dalam, Vergenoeg Fe-F dan
Palabora Cu-REE di Afrika Selatan, meskipun kontroversial, termasuk dalam kelas IOCG. Dua jilid yang dikhususkan untuk IOCG adalah dari Porter (2000, 2002), sedangkan ikhtisar yang lebih baru dapat ditemukan di Williams et al. (2005); Lentz (2007) mengedit edisi khusus Geologi Eksplorasi dan Pertambangan pada sistem IOCG. Definisi yang jelas tentang IOCG sulit, tetapi Williams et al. (2005) memberikan beberapa pedoman empiris, sebagai berikut: (1) keberadaan Cu, dengan atau tanpa Au; (2) urat hidrotermal, breksi dan/atau gaya mineralisasi pengganti; (3) oksida Fe yang melimpah (magnetit, hematit); (4) oksida Fe memiliki kandungan Ti rendah; (5) ketidakhadiran umum, namun dengan beberapa pengecualian ( mis Palabora dan Bendungan Olimpiade) dari asosiasi spasial yang jelas dengan intrusi batuan beku. Untuk ini
dapat ditambahkan hubungan dengan megastruktur yang dalam di celah intracontinental dan keberadaan breksi yang sangat fluidisasi (D. Kirwin, pers.comm. 2007).
keretakan dan keberadaan breksi yang sangat fluidisasi (D. Kirwin, pers.comm. 2007). Tema umum endapan IOCG, terlepas dari pengayaan unsur-unsur yang tercantum di atas, adalah metasomatisme alkali yang tersebar luas di batuan induk (Hitzman et al. 1992; Oreskes dan Hitzman 1993; Williams dan Skirrow 2000). Biasanya, sistem hidrotermal IOCG terbentuk di lingkungan kerak dangkal (4-6 km) dan merupakan ekspresi dari magma alkalin yang kaya volatil (Hitzman et al. 1992). Temperatur pembentukan bijih berkisar dari ca. 6008C untuk Fe oksida dan fase silikat, hingga 500–2008C untuk mineralisasi Cu-Au , dengan salinitas tinggi dari cairan bijih (setara dengan 50 % berat NaCl), cairan berair pengoksidasi pH rendah , hidup berdampingan dengan cairan kaya CO2 (Reeve et al. 1990; Davidson dan Large 1998).
Untuk memahami sistem IOCG, perlu untuk mengungkap hubungan spasial dan genetik antara berbagai manifestasi mineralisasi , kedalaman pembentukannya, dan tingkat erosinya (Gambar 4.38). Model genetik IOCG berkisar dari magmatik hingga non-magmatik. Konsensus umum adalah untuk model magmatik yang terkait dengan granitoid tipe I- atau A atau magma karbonatitik yang sangat alkalin, baik dari pengaturan busur intracratonic atau distal, dari mana cairan metalliferous teroksidasi dan miskin S dilepaskan. Kehadiran CO2, terdeteksi dalam inklusi cairan bijih IOCG, memainkan peran penting untuk pelepasan cairan dan memengaruhi partisi alkali antara lelehan silikat dan cairan, menghasilkan air asin dengan rasio Na/K tinggi yang pada akhirnya bertanggung jawab atas perubahan sodik yang meluas di batuan pedesaan di sekitar sistem IOCG (Pollard 2001, 2006; Williams et al. 2005). Nilai d34S dari endapan IOCG di sabuk pantai Chili (lihat di bawah) mengelompok sekitar 0%, yang konsisten dengan sumber magmatik (Sillitoe 2003). Groves dan Vielreicher (2001) membuat daftar bukti yang mendukung model magmatik: (1) suhu tinggi dan salinitas tinggi dari cairan awal; (2) sifat pengoksidasi dan pH rendah dari cairan bijih; (3) asosiasi elemen dan pipa ke geometri seperti cincin dari breksi termineralisasi , menyerupai tipikal intrusi alkali eksplosif, seperti yang ditunjukkan oleh penampang Olympic Dam dan Vergenoeg ; (4) waktu pembentukan bijih dengan magmatisme anorogenik; dan (5) penandaan isotop mantel Nd ; (6) anomali magnetik dan gravitasi bertepatan yang dapat ditafsirkan untuk mencerminkan benda mafik di kedalaman.
Pollard (2001, 2006) menyatakan bahwa IOCG dan sistem porfiri dapat mewakili spektrum sistem magmatik-hidrotermal yang berhubungan dengan intrusi, meskipun keduanya terjadi pada tatanan tektonik dan tingkat penempatan yang berbeda. Intrusi yang secara temporer terkait dengan sistem IOCG bersifat basa seri magnetit hingga subalkalin, mulai dari komposisi diorit hingga syenogranit , dengan bukti percampuran mafic-felsic. Sistem IOCG dan porfiri memiliki tingkat oksidasi dan derajat fraksinasi yang sama (Pollard 2006). Sistem Porfiri Cu-Au berasosiasi dengan granitoid seri magnetit, kalk-alkalin hingga kalkalalka K tinggi , mulai komposisi dari diorit hingga monzogranit (lihat Bab 5). Penting untuk diingat bahwa keadaan oksidasi magma dan tingkat fraksinasi menentukan sifat sistem mineral (Gambar 4.4; Lehmann 1990). Pada magma tereduksi, Cu, Au, Pb, Zn, Mo, Co, Ni dapat dihilangkan dari lelehan pada sulfida awal (pirotit), sedangkan pada magma yang lebih teroksidasi , rasio SO2/H2S yang tinggi memungkinkan partisi S dalam aqu . fasa dalam lelehan hidrous . Intrusi yang terkait dengan
sistem IOCG ditempatkan pada kedalaman 15 hingga 6 km, dan karenanya secara signifikan lebih dalam daripada sistem porfiri. Untuk alasan ini, Pollard (2006) menyarankan, cairan IOCG, yang berkembang pada kedalaman yang lebih besar, tidak dapat memecah batuan induk dan harus disalurkan melalui rekahan yang sudah ada sebelumnya, persimpangan struktur . tures , batas litologi, dilational jogs di patahan trascurrent . Selain itu, perbedaan penting antara IOCG dan sistem porfiri adalah mekanisme evolusi fluida (Pollard 2006). Dalam sistem porfiri, cairan magmatik mengandung garam dan kaya H2O, memisahkan saat mendidih menjadi fase uap dan air garam hipersalin. Dalam sistem IOCG, air asin hipersalin hidup berdampingan dengan cairan kaya CO2, dibentuk dengan tidak bercampur. Perbedaan ini, menurut Pollard, bertanggung jawab atas perbedaan gaya perubahan IOCG dan porfiri. Pada tingkat yang lebih dalam dari sistem IOCG, tahapan berturut-turut dicirikan oleh alterasi sodik atau sodikkalsik dengan albit piroksen dan alterasi potasik dengan biotit K-feldspar, diikuti oleh amfibol dan/atau tahapan epidot, dan nonsilikat seperti Fe oksida, sulfida, dan karbonat. Secara signifikan, perubahan mendalam pada sistem IOCG mirip dengan dengan senyawa kompleks alkalin dan karbonatit . Pada tingkat yang lebih dangkal, IOCG memiliki alterasi K-feldspar dan sericitic (muskovitechlorite-carbonate), ditambah Fe oksida dan sulfida , tetapi selalu kekurangan stockwork kuarsa dan kumpulan tanah liat. Dalam sistem porfiri, alterasi silikat dicirikan oleh biotit K-feldspar, diikuti oleh serisit klorit, dan akhirnya menjadi kumpulan kaya tanah liat yang menunjukkan peningkatan keasaman dan input meteo. air beras . Memang, Sillitoe (2003) menunjukkan bahwa sistem porfiri dan IOCG dapat dengan mudah dibedakan dalam hal alterasi potasik dan penambang Cu-Au , karena dalam kasus sistem porfiri ini pada dasarnya terbatas pada stok porfiri, sedangkan ini tidak ada. yang terakhir. Selain itu, dan seperti disebutkan di atas, urat kuarsa bantalan kalkopirit dan alterasi serisit kuarsa bantalan pirit tidak ada di IOCG.
Model non-magmatik untuk asal-usul sistem IOCG mencakup dua kategori gories : (1) fluida yang berasal dari permukaan atau cekungan dangkal; (2) fluida metamorf yang melewati batuan kaya Cl atau berasal dari cekungan yang dalam. Pandangan alternatif adalah dari Barton dan Johnson (1996), yang mengusulkan bahwa respon cairan garam mungkin untuk endapan ini bersumber dari evaporit. Mereka mengutip contoh oksida Fe hidrotermal Holocene yang terbentuk dari sumber evaporit dan korelasi Fe oksida-Cu-Au-REE-U dari usia Mesozoikum dengan zona lintang rendah seperti yang diungkapkan oleh rekonstruksi benua. Model sumber evaporit dari Barton dan Johnson (1996) menunjukkan bahwa sirkulasi cairan hidrotermal disebabkan oleh panas magmatik, dan bahwa sumber logam disediakan oleh batuan beku, tetapi transportasi logam dipengaruhi oleh klorida yang disuplai oleh endapan evaporit . Selain itu, alterasi sodik yang tersebar luas terkait dengan endapan mungkin juga terkait dengan evaporit, yang akan memasok Na dalam jumlah besar ke cairan hidrotermal. Contoh endapan IOCG yang mungkin terkait dengan sumber evaporit meliputi Mid-Neogene Cerro de Mercado (Meksiko), Jurassic Humboldt Complex, di Basin-and-Range (AS), Permo -Triassic Korshunovsk, dan Tagar di Siberia . platform (Rusia) dan distrik pertambangan Bafq di Iran tengah (Barton dan Johnson 1996).
secara keseluruhan dan ideal , seperti yang dilihat oleh Hitzman et al. (1992), adalah sebagai berikut: zona alterasi sodik (albite-magnetit-aktinolit) dikelilingi oleh halo alterasi dominan potasik (K-feldspar-sericitemagnetite). Sistem sodik-potasik yang lebih dalam dan bersuhu lebih
tinggi ini diikuti ke permukaan oleh zona alterasi serisit (serisit-hematit-karbonatklorit-kuarsa ), dengan lensa Feoksida masif ( hematiteormagnetite ). Pipa dykesor dari breksi hematit-kuarsa dapat memotong sistem secara lokal.
Distribusi ruang-waktu, seperti yang dibahas oleh Williams et al. (2005), menunjukkan bahwa rentang usia IOCG mulai dari Archaean hingga Fanerozoikum. Selec _ tion sistem IOCG dari Cenozoic ke Archaean diberikan pada Tabel 4.4
Amerika Utara dan Australia memiliki beberapa IOCG terbesar dan lebih dikenal dari zaman Mesoproterozoikum dan ini mungkin berhubungan dengan perakitan superkontinen Proterozoikum, yang mungkin bertindak sebagai penyekat besar.
selimut pada aliran mantel sublitosfer , menghasilkan akumulasi panas, munculnya diapir mantel, pencairan anatetik, rifting kerak benua, dan akhirnya dimulainya sistem hidrotermal skala regional pada tingkat dangkal di kerak bumi (Gbr. 4.38). Mesozoikum hingga Cenozoikum IOCG ditemukan di cordillera Amerika Utara dan margin Andes Chili dan Peru. IOCG yang signifikan secara ekonomi adalah: Bendungan Olimpiade Proterozoikum dan Ernest Henry di Aus tralia ; Archaean Salobo di distrik Carajas di Brasil, Candelaria-Punta del Cobre Mesozoikum di sabuk pantai Chile. Tidak seperti IOCG Australia, endapan Amerika Selatan terkait dengan pengaturan ekstensional di margin konvergen kontinental dan ada beberapa keraguan bahwa ini benar-benar dapat dianggap sebagai endapan IOCG yang sebenarnya.
Pada bagian berikut saya memberikan penjelasan singkat tentang empat contoh: (1) Bendungan Olimpiade, perwakilan kunci dari endapan bijih IOCG Proterozoikum dan yang kurang khas, namun tetap menarik, (2) endapan Vergenoeg Fe-F di wilayah Bushveld (Afrika Selatan); (3) Palabora (Afrika Selatan); (4) Bayan Obo di Mongolia Dalam dan Candelaria-Punta del Cobre di Chile. Palabora dan Bayan Obo adalah karbonatit dan lebih kontroversial apakah mereka dapat dianggap sebagai bagian dari kelas IOCG atau tidak
4.6.1 Bendungan Olimpiade, Australia Selatan
Endapan Bendungan Olimpiade kelas dunia ditemukan pada tahun 1975 dan terletak sekitar 520 km utara-barat laut Adelaide, di sepanjang tepi timur Craton Gawler , di Australia Selatan.
Endapan itu ditemukan setelah bertahun-tahun penyelidikan dan studi terperinci oleh ahli geologi Western Mining Corporation ( Woodall 1993; Haynes 2006). Konsep awalnya adalah untuk menemukan endapan tembaga yang mengandung batuan sedimen stratabound di cekungan
Proterozoikum, di mana keberadaan suksesi basaltik yang tebal akan menjadi sumber logam.
Studi pertama ini terintegrasi dengan data geofisika, dan berfokus pada gravitasi dan anomali magnetik di Stuart Shelf, yang ditafsirkan sebagai basal yang mungkin terkubur ( Gvulkanik Kisaran Gawler ). Pada saat yang sama, analisis kelurusan tektonik oleh O'Driscoll (1985) mengungkapkan keberadaan koridor struktural yang terdefinisi dengan baik di sepanjang area dengan gravitasi yang bertepatan dan anomali magnetik. Sintesis data, yang dipadukan dengan pengamatan lapangan mengarah pada penempatan lubang bor intan pertama pada tahun 1975, pada target gravitasi, magnetik, dan tektonik yang bertepatan. Model awalnya salah, tetapi tim eksplorasi Western Mining Corporation dengan cepat menyadari bahwa sesuatu yang baru dan menarik telah ditemukan. Sejak penemuannya banyak yang telah dipublikasikan tentang deposit tersebut. Informasi untuk ulasan singkat yang disajikan di sini, berasal dari Reeve et al. (1990), Oreskes dan Einaudi (1992), Cross et al. (1993) dan Haynes et al. (1995). Sejarah yang menarik dari peristiwa yang mengarah pada penemuan deposit bijih raksasa ini disajikan oleh Haynes (2006). Bendungan Olimpiade terletak di bawah 300–400 m penutup sedimen, di ruang bawah tanah yang diwakili oleh ca. 1590 Ma Gawler Range Volcanics dan batuan granitik Hitalba Suite yang sebaya. Batuan ini penting untuk pemahaman yang lebih jelas tentang lingkungan tektono- termal, pengaturan tektonik dan asal usul, tidak hanya deposit Bendungan Olimpiade, tetapi juga untuk beberapa sistem IOCG Proterozoikum lainnya. Untuk alasan ini, saya memberikan ulasan singkat tentang Gawler Range Volcanics dan granitoids Hitalba Suite.
Gawler Mesoproterozoikum mencakup lebih dari 25.000 km2 dan terdiri dari batuan vulkanik bimodal dan K tinggi yang merupakan bagian dari platform stabil di pinggiran Craton Gawler di Australia Selatan (Gbr. 4.39). Uranium-Pb zircon dating dari basal menghasilkan umur 1592 2 Ma; eNdT =1590 berkisar dari –1,0 hingga 2,5 untuk basal dan –1,0 hingga –8,0 untuk vulkanik felsik (Solomon and Groves 1994 dan referensi di dalamnya). Vulkanik ini adalah ko-magmatik dengan granit alkali-feldspar tipe A post-tektonik tingkat tinggi dari Suite Hitalba , yang dimiliki oleh Granit Roxby Downs, tuan rumah dari deposit Bendungan Olimpiade. Suite Hitalba memiliki usia zirkon U-Pb ca. 1600 Ma dan granit Roxby Downs memiliki eNdT =1590 mulai dari –3,7 hingga –3,1 (Solomon dan Groves 1994 dan referensi di dalamnya). Penjudi _ vulkanik bersama dengan batolit Hitalba menutupi area lebih dari 40.000 km 2 , menunjukkan bahwa volume yang sangat besar dari magma mafik-felsik dihasilkan. Tinjauan komprehensif Gawler Range Volcanics dan Hitalba Suite dapat ditemukan di Blissett et al. (1993) dan Flint (1993), masing-masing.
Vulkanik Kisaran Gawler dibagi lagi menjadi dua suksesi, terdiri dari basalt dan riolit di bagian bawah suksesi dan unit dasit dan riolitik di bagian atas (Blissett et al. 1993). Vulkanik sebagian besar terdiri dari dasit ignimbritik tebal dan riolit, yang secara lokal saling berlapis dengan lava basaltik . Jendela-jendela erosi memperlihatkan suksesi tebal (sekitar 400 m) dari lava basaltik subaerial, yang Giles (1988) bagi menjadi suite yang lebih rendah dan suite yang lebih tinggi dan lebih berbeda. Batuan basaltik ini ditumpangi oleh lembaran-lembaran dasitik felsik yang tebal hingga tufa aliran abu rhyolitic , seperti Yardea Dacite. Yardea Dacite adalah lembaran ignimbrit yang luas, yang mencakup sekitar 12.000 km 2 , dengan ketebalan lebih dari 100 m (Giles 1988) dan menutupi suksesi vulkanik felsic yang mencakup tuf kristal dan lava, dan diterobos oleh batuan granit Hitalba . Yardea Dacite diperkirakan meletus pada suhu 950–10008C (Creaser dan White 1991) . Tuf aliran abu bersuhu tinggi (sekitar 10008C) biasanya ditemukan di provinsi
banjir vulkanik kontinental, seperti Parana´- Etendeka . Di provinsi bimodal Etendeka di Namibia tuf aliran abu ini (kuarsa-latit) diselingi dengan basal (Milner 1988), seperti di provinsi Gawler . Milner (1988) mengakui bahwa satuan kuarsa-latit mewakili aliran abu bersuhu tinggi (juga disebut rheoignimbrites , Milner et al. 1992), berasal dari pelelehan bahan kerak benua dari komposisi mafik hingga menengah, dengan pengendapan lelehan basaltik di kerak yang lebih rendah. Di wilayah Gawler , tidak ada lubang letusan atau kaldera yang diketahui , meskipun sifat vulkanisme eksplosif menunjukkan bahwa hal ini mungkin ada. Kubah riolitik mengganggu dan menutupi tufa aliran abu dasit , memanjang lebih dari 50 km ke arah E–W menunjukkan bahwa ini meletus di sepanjang celah. Kubah rhyolitic ditindih oleh tuf aliran abu Bunburn Dacite dan lebih banyak unit piroklastik, sebagian besar tuf kristal litik. Letusan eksplosif ini terganggu oleh periode singkat erosi dan sedimentasi.
Giles (1988) menggunakan elemen utama dan jejak dan data REE menginterpretasikan sidik jari geokimia dari Gawler vulkanik sebagai kalk-alkalin, meskipun beberapa batuan felsik sangat basa. Plot AFM Giles menunjukkan pengayaan alkali ekstrim ini dengan tren dominan menuju sudut A. Total REE menunjukkan peningkatan konsentrasi dengan peningkatan nilai silika dan pola normalisasi chondrite menunjukkan anomali Eu negatif. Pola REE yang dinormalisasi dari dua basal menunjukkan bahwa satu sampel adalah REE yang difraksinasi dengan kuat (La/Yb = 30,7) dibandingkan dengan yang kedua (La/Yb = 9,6), tidak termasuk penurunan basal yang lebih berkembang dari yang lebih primitif (Giles 1988) . Satu sampel Hitalba Suite memiliki total REE tertinggi dan anomali negatif Eu (Eu/Eu* = 0,14) terbesar di seluruh provinsi Gawler , menunjukkan fraksinasi feldspar dari induk yang lebih mafik. Model petrogenesis untuk Gawler vulkanik , dikemukakan oleh Giles (1988), meliputi: (1) deret fraksinasi kalk-alkalin; (2) pencampuran magma mafik dan felsik; dan (3) magma mafik yang berasal dari mantel dan magma yang berasal dari kerak dan magma felsik yang berasal dari kerak. Sifat bimodal dari vulkanisme ini dan bukti geokimia memimpin Giles (1988) untuk menyimpulkan bahwa penjelasan yang paling mungkin untuk asal usul vulkanik adalah bahwa mereka tidak terkait dengan fraksinasi kristal dan karena itu berasal dari sumber yang berbeda (mantle mafic dan crustal felsic). ). Dengan demikian, gunung berapi provinsi Gawler tidak sesuai dengan rangkaian kalk-alkalin terkait subduksi. Selain itu, geokimia dari basal konsisten dengan dangkal (<60 km), pelelehan hidrous dari sumber mantel atas dalam pengaturan intrakratonik dan oleh karena itu kemungkinan disebabkan oleh ketinggian gradien panas bumi sebagai respons terhadap upwelling mantel dan underplating berikutnya. magma mafik. Jadi, magma mafik underplated mungkin juga telah menghasilkan magma felsik dengan melelehnya sebagian kerak bawah (Gambar 4.40).
Suite Hitalba terdiri dari batolit granit anorogenik dan pluton yang menyusup ke Kawah Gawler (Flint 1993; Daly et al. 1998). Adapun Gawler Range Volcanics , Hitalba Suite juga bimodal yang terdiri dari granit, monzonit hornblende-kuarsa, granodiorit, gabro dan intrusi diorit.
Penanggalan zirkon Ura nium -Pb menghasilkan umur berkisar antara 1600 hingga 1585 Ma;
granit Roxby Downs memberi usia zirkon U-Pb 1588 4 Ma yang, dalam kesalahan, tidak dapat dibedakan dari yang tercatat untuk Gawler Vulkanik (1592 2 Ma). Data elemen utama dan jejak menunjukkan bahwa sumber Hitalba Suite dibentuk oleh 15-40% pelelehan parsial batuan beku kerak dari komposisi tonalitik hingga granodioritik.
Model skematis untuk asal ca. 1600 juta batuan beku di provinsi gunung berapi-plutonik Gawler ditunjukkan pada Gambar 4.40. Model ini membayangkan tahap awal lapisan bawah mafik, yang mungkin diprakarsai oleh gumpalan mantel, dari mana intrusi mafik ditempatkan di kerak dan letusan gunung berapi mafik di permukaan (Gbr. 4.40A). Tahap kedua mengikuti dengan pencairan sebagian dari kerak bagian bawah karena energi panas dari magma yang berada di bawah lapisan; ini membentuk ruang magma di kerak bawah dan atas, yang memecah dan meletuskan vulkanik felsic secara lokal (Gambar 4.40B). Tahap terakhir berkaitan dengan pencairan sebagian kerak yang luas dengan pembentukan ruang magma yang lebih besar yang berasal dari batolit, pluton ( Hitalba Suite) dan mungkin meletus ke permukaan melalui kaldera besar yang menghasilkan ignimbrit.
4.6.1.1 Deposit Bendungan Olimpiade
Deposit Olympic Dam mengandung cadangan bijih yang lebih besar dari 600 Mt dengan rata- rata 1,8% Cu, 500 g/t U3O8, 0,5 g/t Au, dan 3,6 g/t Ag (Reynolds 2000) dan sumber daya global sebesar 31.810 Mt @ 1% Cu , 0,5 g/t Au dan 400 g/t U3O8 (Williams et al. 2005). Deposit tersebut diselenggarakan oleh Olympic Dam Breccia Complex (ODBC) di Granit 1590 Ma Roxby Downs dari Suite Hiltaba , yang merupakan syenogranite granit kasar dengan afinitas tipe-A (Creaser 1989; Reeve et al. 1990; Johnson dan Cross 1995 ). ODBC dan Granit Roxby Downs membentuk dasar setinggi ment yang terkubur 300 m di bawah subhorizontal batuan sedimen Neoproterozoic dan Cambrian dari Stuart Shelf (Gbr. 4.41). Reeve et al. (1990) memberikan gambaran rinci tentang ODBC. Endapan ini dicirikan oleh sejumlah besar Cu-, Au-, Ag-, U-, REE-bearing hematite-quartz dykelike breccia bodies. Tembaga hadir sebagai kalkopirit, bornit dan kalkosit, emas dan perak membentuk logam asli, mineral U utama adalah coffinite, pitchble nde dan brannerite, dan mineral REE adalah monasit, xenotime, bastnaesite dan floencite . Kelimpahan REE berkorelasi dengan peningkatan kandungan hematit breksi.
Badan breksi memiliki lebar hingga 100 , membentuk zona NWtrending yang panjangnya sekitar 5 km dan lebar 1,5 km, dan biasanya terdiri dari granit terbreksi di tepi endapan, melewati breksi heterolitik dan mikrobreksi hematit-kuarsa di bagian tengah. . Breksi heterolitik terdiri dari fragmen-fragmen yang umumnya berdiameter kurang dari 100 mm. Fragmen terdiri dari hematit (beberapa di antaranya dilapisi atau mungkin difluidisasi ), granit yang dihancurkan dan diubah dalam matriks kuarsa-hematit-serisit-siderit-klorit, fluorit, siderit, barit (beberapa di antaranya dilaminasi), pirit, dan batuan vulkaniklastik. Nilai breksi heterolitik menjadi mikrobreksi hematit dan hematit - kuarsa masif berbutir halus (Cross et al. 1993; Haynes et al. 1995). Pembentukan breksi menyiratkan pergerakan skala besar dari cairan bertekanan tinggi (Gbr. 4.41). Selain itu, keberadaan barit sedimen dan hematit di bagian atas endapan menunjukkan fase aktivitas ekshalatif (Haynes et al. 1995).
Hubungan tekstur dan distribusi sulfida menunjukkan bahwa mereka diendapkan selama tahap akhir dari peristiwa mineralisasi . Sulfida diatur secara zonal di sekitar inti hematit pusat. Dari inti ini ke luar, kumpulan bornit þ kalkopirit berubah menjadi kalkopirit þ pirit. Pola alterasi di Bendungan Olimpiade dimulai dengan alterasi serisitik dan hematitik yang lemah di dalam granit yang retak. Ini menjadi lebih intens secara bertahap menuju badan breksi, di mana serisit, klorit, epidot dan hematit cenderung menjadi dominan, sampai hematit menjadi lebih melimpah dan