THE GENESIS OF ‘GIANT’ COPPER‐ZINC‐GOLD‐SILVER VOLCANOGENIC MASSIVE SULPHIDE  DEPOSITS AT TAMBOGRANDE, PERÚ:  AGE, TECTONIC SETTING, PALEOMORPHOLOGY, LITHOGEOCHEMISTRY AND RADIOGENIC  ISOTOPES      by    LAWRENCE STEPHEN WINTER    B.Sc. (Hons.), Memorial University of Newfoundland, 1997  M.Sc., Memorial University of Newfoundland, 2000            A THESIS SUBMITTED IN PARTIAL FULFILLMENT OF  THE REQUIREMENTS FOR THE DEGREE OF    DOCTOR OF PHILOSOPHY      in      THE FACULTY OF GRADUATE STUDIES    (Geological Science)                    THE UNIVERSITY OF BRITISH COLUMBIA  (Vancouver)    APRIL 2008      © Lawrence Stephen Winter, 2008     Abstract    The ‘giant’ Tambogrande volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits within the  Cretaceous Lancones basin of northwestern Perú are some of the largest Cu‐Zn‐Au‐Ag‐bearing  massive sulphide deposits known.  Limited research has been done on these deposits, hence  the ore forming setting in which they developed and the key criteria that permitted such  anomalous accumulation of base‐metal sulphides are not understood.   Based on field relationships in the host volcanic rocks and U‐Pb geochronology, the  deposits formed during the early stages of arc development in the latest Early Cretaceous and  were related to an extensional and arc‐rift phase (~105‐100 Ma, phase 1).  During this time,  bimodal, primitive basalt‐dominant volcanic rocks were erupted in a relatively deep marginal  basin.   Phase 1 rhyolite is tholeiitic, M‐type, and considered to have formed from relatively  high temperature, small batch magmas.  The high heat flow and extensional setting extant  during the initial stages of arc development were essential components for forming a VMS  hydrothermal system.  The subsequent phase 2 (~99‐91 Ma) volcanic sequence comprises more  evolved mafic rocks and similar, but more depleted, felsic rocks erupted in a relatively shallow  marine setting.  Phase 2 is interpreted to represent late‐stage arc volcanism during a waning  extensional regime and marked the transition to contractional tectonism.    The Tambogrande deposits are particularly unusual amongst the ‘giant’ class of VMS  deposits in that deposition largely occurred as seafloor mound‐type and not by replacement of  existing strata.  Paleomorphology of the local depositional setting was defined by seafloor  depressions controlled by syn‐volcanic faults and rhyolitic volcanism.  The depressions were the  main controls on distribution and geometry of the deposits and, due to inherently confined  hydrothermal venting, enhanced the efficiency of sulphide deposition.  Geochemical and radiogenic isotope data indicate that the rhyolites in the VMS deposits  were high temperature partial melts of the juvenile arc crust that had inherited the isotopic  signatures of continental crust.  Moreover, Pb isotope data suggest the metal budget was  sourced almost wholly from mafic volcanic strata.  Therefore, unlike the implications of many  conventional models, the felsic volcanic rocks at Tambogrande are interpreted to have only  played a passive role in VMS formation.  ii    Table of Contents  Abstract ......................................................................................................................................................................... ii  Table of Contents ......................................................................................................................................................... iii  List of Tables ................................................................................................................................................................. vi  List of Figures ............................................................................................................................................................... vii  Acknowledgements ..................................................................................................................................................... xii  Dedication .................................................................................................................................................................. xiii  Co‐Authorship Statement ........................................................................................................................................... xiv  Chapter 1.  Giant Volcanogenic Massive Sulphide Deposits, Tambogrande, NW Perú  1.1   Introduction ...................................................................................................................... 1  1.2  Background and Approach ................................................................................................ 2  1.3  History ............................................................................................................................... 4  1.4  VMS Deposit Classification and Genetic Models .............................................................. 5  1.5  Controls on ‘Giant’ VMS systems ...................................................................................... 7  1.6  Thesis Objectives............................................................................................................... 9  1.7  Methodology ................................................................................................................... 10  1.7.1  Core Logging .................................................................................................................................... 10  1.7.2  Regional Mapping ............................................................................................................................ 10  1.7.3  Geochronology ................................................................................................................................ 11  1.7.4  Lithogeochemistry ........................................................................................................................... 11  1.7.5  Isotope Chemistry ............................................................................................................................ 12  1.8  Presentation .................................................................................................................... 12  1.9  References ...................................................................................................................... 22  Chapter 2.  Volcanic Stratigraphy and Geochronology of the Cretaceous Lancones Basin,  Northwestern Perú  2.1  Overview ......................................................................................................................... 27  2.2  Introduction .................................................................................................................... 28  2.3  Tectonic Setting .............................................................................................................. 30  2.4  Regional Geology ............................................................................................................ 31  2.5  Volcanic Stratigraphy ...................................................................................................... 32  2.5.1  Cerro San Lorenzo Formation .......................................................................................................... 35  2.5.2  Cerro El Ereo Formation .................................................................................................................. 37  2.5.3  La Bocana Formation ....................................................................................................................... 38  2.5.4  Lancones Formation ........................................................................................................................ 39  2.6  Structural Geology .......................................................................................................... 39  2.7  Plutonic Rocks ................................................................................................................. 41  2.8  U‐Pb Geochronologic Data ............................................................................................. 42  2.8.1  Volcanic Rocks of the Cerro San Lorenzo Formation ....................................................................... 43  2.8.2  Volcanic Rocks of the Lancones Formation ..................................................................................... 44  2.9  Discussion........................................................................................................................ 47  2.9.1  Depositional Evolution of the Lancones Basin ................................................................................. 47  2.9.2  Timing and Duration of the Volcanic Arc ......................................................................................... 49  2.9.3  Age of Massive Sulphide Deposits ................................................................................................... 50  2.9.4  Comparison of the Lancones Basin to the Western Peruvian Trough ............................................. 51  iii    2.9.5  Tectonic Implications ....................................................................................................................... 52  2.9.6  Inheritance in Zircons and Implications for Basement Rocks .......................................................... 53  2.10  Conclusions ..................................................................................................................... 54  2.11  References ...................................................................................................................... 78  Chapter 3.  A Reconstructed Cretaceous Depositional Setting for Giant VMS Deposits at  Tambogrande, NW Perú  3.1  Manuscript Status ........................................................................................................... 83  3.2  Abstract ........................................................................................................................... 83  Chapter 4.  Volcanic Rock Geochemistry and the Geodynamic Setting of VMS Deposits at  Tambogrande, Perú   4.1  Overview ......................................................................................................................... 85  4.2  Introduction .................................................................................................................... 87  4.3  Tectonic Setting .............................................................................................................. 89  4.4  Regional Geology and Volcanic Stratigraphy .................................................................. 91  4.4.1  Cerro San Lorenzo Formation .......................................................................................................... 93  4.4.2  Cerro El Ereo Formation .................................................................................................................. 94  4.4.3  La Bocana Formation ....................................................................................................................... 95  4.4.4  Lancones Formation ........................................................................................................................ 95  4.5  Lithogeochemistry .......................................................................................................... 95  4.5.1  Sampling Procedures and Analytical Methods ................................................................................ 95  4.5.2  Alteration and Element Mobility ..................................................................................................... 96  4.5.3  Geochemical Results ........................................................................................................................ 97  4.5.3.1  Cerro San Lorenzo Formation .............................................................................................................. 97  4.5.3.2  Cerro El Ereo Formation ....................................................................................................................... 99  4.5.3.3  La Bocana Formation ........................................................................................................................... 99  4.5.3.4  Chemostratigraphy of the VMS‐Host sequence ................................................................................. 101  4.6  Discussion...................................................................................................................... 102  4.6.1  Petrochemical Variations in Mafic Volcanic Rocks of the Lancones Basin .................................... 102  4.6.2  Felsic Volcanic Rock Petrochemistry and Association with VMS ................................................... 104  4.6.3  Implications for the Tectonic Setting ............................................................................................. 108  4.7  Summary ....................................................................................................................... 110  4.8  References .................................................................................................................... 135  Chapter 5.  Pb‐Sr‐Nd Isotope Systematics of Cretaceous Arc Volcanic Rocks in the Lancones  Basin near Tambogrande, Perú – Implications for VMS Deposit Formation  5.1  Overview ....................................................................................................................... 142  5.2  Introduction .................................................................................................................. 144  5.3  Regional Geology and Tectonic Setting ........................................................................ 145  5.4  Volcanic Stratigraphy of the Lancones Basin ................................................................ 148  5.5  Andean Isotopic Framework ......................................................................................... 150  5.6  Pb, Sm‐Nd and Rb‐Sr Isotope Geochemistry ................................................................ 152  5.7  Analytical Methods ....................................................................................................... 153  5.7.1  Pb Isotope Analysis, Mineral Separates ......................................................................................... 153  5.7.2  Pb, Rb‐Sr, Sm‐Nd Isotope Analysis, Whole Rock Samples ............................................................. 154  5.8  Results ........................................................................................................................... 155  5.8.1  Volcanic Rocks ............................................................................................................................... 155  5.8.2  Massive Sulphide Deposits ............................................................................................................ 158  5.9  Discussion...................................................................................................................... 159  iv    5.9.1  Volcanic Rock Petrogenesis ........................................................................................................... 159  5.9.2  Possible Linkages Between Petrogenesis of the Felsic Volcanic Suite and VMS Formation .......... 163  5.10  Summary and Conclusions ............................................................................................ 166  5.11  References .................................................................................................................... 187  Chapter 6.  Summary, Discussion and Unresolved Questions  6.1  Summary and Main Conclusions ................................................................................... 192  6.2  Discussion and Ideas ..................................................................................................... 198  6.2.1  Timing and Tectonic Setting .......................................................................................................... 198  6.2.2  Where’s the Intrusion? .................................................................................................................. 199  6.3  Outstanding Issues and Directions for Future Research .............................................. 200  6.3.1  At Tambogrande and in the Lancones Basin ................................................................................. 200  6.3.2  In the Western Peruvian Trough ................................................................................................... 201  6.3.3  Globally .......................................................................................................................................... 203  6.4  References .................................................................................................................... 205  Appendix A.  U‐Pb Zircon Sample Preparation, Analysis and Additional Data  A.1  Methodology ................................................................................................................. 210  A.2  Additional U‐Pb Zircon Geochronologic Data ............................................................... 217  A.3  Results ........................................................................................................................... 217  A.4  References .................................................................................................................... 225  Appendix B.  Ar‐Ar Geochronologic Data  B.1  Methodology ................................................................................................................. 226  B.2  Results ........................................................................................................................... 227  B.3  References .................................................................................................................... 236  Appendix C.  Lithogeochemistry  C.1  Analytical Methods, Precision, and Accuracy ............................................................... 237  C.2  References .................................................................................................................... 260      v    List of Tables    Table 1.1.  Individual deposit data from number drill holes, tonnage and grade (Manhattan Minerals, 2002). ........ 21  Table 2.1.  Summary of location and description data for samples analyzed in this study for U‐Pb zircon dating. .... 58  Table 4.1 (Following page).  Average lithogeochemical values and 2 σ errors for volcanic rocks of the Lancones  basin, based on volcanic rock type and formation.  Complete data are listed in Appendix C. ........................ 128  Table 4.2.  Summary of average selected trace element ratios for volcanic rocks of the Lancones basin based on  volcanic rock type and formation. ................................................................................................................... 133  Table 5.1.  Sample location data, approximate age and rock descriptions.  All samples are from diamond drill core  except for LW002.  Coordinates are in map projection WGS 84, UTM Zone 17 Southern Hemisphere. ........ 184  Table 5.2.  Pb, Nd and Sr isotope data from volcanic rocks associated with VMS deposits at Tambogrande.  ‘Initial’  isotope values are calculated to 100 Ma. ........................................................................................................ 185  Table 5.3.  Pb isotope compositions of Tambogrande ore deposits and post‐mineralization intrusive phases in the  Lancones basin. ................................................................................................................................................ 186  Table A1.  U‐Pb zircon analytical data obtained using ID‐TIMS method. .................................................................. 211  Table A2.  U‐Pb zircon analytical data obtained using the SHRIMP‐RG method. ...................................................... 212  Table A3. Description of additional rock samples for U‐Pb zircon analysis (not included in the Chapters). ............. 218  Table A4.  U‐Pb zircon data from SHRIMP‐RG analysis. ............................................................................................ 219  Table B1.  40Ar‐39Ar rock sample description and location data.  Eastings and northings are UTM Zone 17, Southern  Hemisphere (WGS84). ..................................................................................................................................... 228  Table B2.  40Ar‐39Ar age data for plutonic and volcanic rock samples from the Lancones basin.  Neutron flux  monitors: 24.36 Ma MAC‐83 biotite (Sandeman et al. 1999); 28.02 Ma FCs (Renne et al., 1998).  Isotope  production ratios: (40Ar/39Ar)K=0.0302, (37Ar/39Ar)Ca=1416.4306, (36Ar/39Ar)Ca=0.3952,  Ca/K=1.83(37ArCa/39ArK). ................................................................................................................................. 229  Table C1.  Whole rock geochemical analyses.  Major oxides are from Bondar‐Clegg Laboratories.  Trace elements  are from Memorial University.  Abbreviations: CSLF = Cerro San Lorenzo Formation; CEEF = Cerro El Ereo  Formation; LBF = La Bocana Formation.  D = dacite; A = andesite; B = basalt; R = rhyolite; RD = rhyolite dyke  (post mineralization); bx = breccia. .................................................................................................................. 239  Table C2.  Whole rock geochemical analyses.  Major oxides are from Bondar‐Clegg Laboratories.  Trace elements  are from Memorial University. ........................................................................................................................ 246  Table C3.  Memorial University analyses of in‐house standards run with samples from this study. ........................ 256  Table C4.  ALS Chemex analyses of MDRU standards run with samples from this study. ......................................... 257  vi    List of Figures     Figure 1.1.  Location maps and simplified geology for the study area.  The locations of VMS deposits (TG1, TG3, and  B5) in the Tambogrande area are also shown and field area of this study outlined.  Geology modified after  Jaillard et al. (1999) and Tegart et al. (2000). .................................................................................................... 15  Figure 1.2.  Schematic model for the formation of VMS deposits (from Franklin et al., 2005). .................................. 16  Figure 1.3.  Schematic section and model of a typical volcanogenic massive sulphide deposit from modern mid‐ ocean ridge settings; after Herzig and Hannington (1995). ............................................................................... 17  Figure 1.4.  Histogram of ages for global bimodal‐mafic type VMS deposits (n=327); data from Franklin et al. (2005).  ........................................................................................................................................................................... 18  Figure 1.5.   Metals versus size of the deposit (tonnes) for global VMS deposits of the bimodal‐mafic class (n=326;  data from Franklin et al., 2005).  Tambogrande deposits are labeled.  KC = Kidd Creek deposit.  A. Copper and  B. Zinc ................................................................................................................................................................. 19  Figure 1.6.  Gold grade (grams/tonne) versus size of the deposit (tonnes) for global VMS deposits of the bimodal‐ mafic class (n=326; data from Franklin et al., 2005).  Tambogrande deposits are labeled.  KC = Kidd Creek  deposit. .............................................................................................................................................................. 20  Figure 2.1.  Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres, 1999).  Cretaceous  marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐ are superimposed.  Also shown are  the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from Steinmüller et al., 2000). ............................ 56  Figure 2.2.  A. Location map for the Tambogrande project; B. regional map showing major tectonostratigraphic  units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1, TG3, and B5) in the Tambogrande  area are also shown and field area of this study outlined.  Modified after Jaillard et al. (1999) and Tegart et al.  (2000). ................................................................................................................................................................ 57  Figure 2.3 (on the following page).  Schematic paleogeographic model of the development of Perú‐Ecuador  segment of the western margin of South America (SA) from the Jurassic to present using data from Mourier  et al. (1988), Mitouard et al. (1990), Litherland et al. (1994), Aspden et al. (1995),  Noble et al. (1997), Arculus  et al. (1999), Benavides‐Cáceres (1999), Jaillard et al. (2000), Bosch et al. (2002), and Polliand et al. (2005).  A.  Jurassic to earliest Early Cretaceous: ~SE‐directed convergence of the proto‐Farallon‐Caribbean ocean plate  with continental SA; subduction occurs along the Ecuadorian segment, whereas the Peruvian NNW‐trending  margin is a sinistral transform; Amotape terrane is a micro‐continent approaching SA; B) change in  convergence direction from SE to ~NE; accretion of the Amotape terrane, notably along the Peruvian  segment; dextral faulting of Amotape terrane and clockwise rotation of blocks; ocean‐continental plate  boundary ‘jumps’ toward the west; during this period the NW‐trending Peruvian margin becomes a  subduction zone whereas the Ecuadorian NE‐trending margin becomes a dextral transform.  C) trench ‘roll‐ back’ occurring along Peruvian margin and extension in overriding SA plate; the Lancones basin and Western  Peruvian Trough open up along a margin parallel rift and result in the deposition of Cretaceous sedimentary  and arc volcanic rocks; continued dextral displacement of Amotape terrane; D) termination of marginal  rifting, accretion of ocean plateau ‘Pallatanga’ terrane in Ecuador, and deformation of Andean terranes;  formation of Macuchi island arc near margin to be accreted to Ecuadorian segment by Early Oligocene; E)  modern day tectonostratigraphic model; compressive tectonic regime; E‐directed convergence. .................. 60  Figure 2.4.  Regional geologic map for the portion of the Lancones basin reviewed in this study; modified from  Reyes and Caldas (1987) and from mapping during this study.  The location of samples for U‐Pb zircon  geochronologic studies are shown and labeled by sample name.  Lines A‐A’ and B‐B’ show the trace of  sections in figures 2.5 a‐b. ................................................................................................................................. 62  Figure 2.5.  A.  Regional geological cross section A‐A’ through the southern region of the map area.  Looking  northeast.  TG1 and TG3 massive sulphide deposits projected from the south.  B.  Regional geological cross  section B‐B’ through the northern region of the map area.  Looking northeast.  Legend as per figure 2.4.  See  map in Figure 2.4 for trace of sections. ............................................................................................................. 63  Figure 2.6.  Schematic stratigraphic column of the eastern portion of the Lancones basin.  Inset section shows the  Tambogrande area in more detail. .................................................................................................................... 64  Figure 2.7 (following page).  Field and drill core photographs of mafic rocks from the Cerro San Lorenzo Formation:   A. Feldspar porphyritic and amygdaloidal basalt.  B. Drillcore from the B5 area, aphyric basalt with  autobrecciated margin and close up of breccia C. Illustrates the highly vesicular, scoria‐like clasts; note the  small fragments of bubble‐wall shards. D. Section through basaltic pillow lavas at Rio Quiroz; pillows are up  to 1 m wide; individual pillow flows are up to 10’s of metres thick.  E. Basaltic pillow lavas displaying well  vii    developed concentric flow foliations; this specimen is partly broken along radial fractures.  F. Pillow basalt  unit (P) overlain by mass flow (MF) deposit of basaltic pillow lava and autobreccia clasts.  A mafic dyke (Dk)  cuts both units and would have probably supplied lava to another cycle of pillow lavas and breccias.  G.  Medium to thick bedded basaltic volcaniclastic deposits ranging from sand‐ to boulder‐size; note the reverse  sorting of the thicker (~1m) basal unit (see arrow) possibly indicative of a massive flow.  H. In‐situ autoclastic  (hyaloclastic) breccia.  Note the jigsaw‐fit textures of the clasts.  Breccia are gradational into massive lavas.   Drill core,  B5.  I. In‐situ autoclastic breccias from drillcore, TG3.  Bulbous‐shaped clast with diffuse margins in  a dark green chlorite matrix; margins of clasts display fine (sub mm) chloritic amygdules.  This breccia grades  into massive lava. ............................................................................................................................................... 65  Figure 2.8.  Drill core photographs of intermediate and felsic rocks from the Cerro San Lorenzo Formation:  A.  Massive feldspar porphyritic rhyolite.  Scale units are mm.  TG1 area.  B.  Flow‐banded rhyolite autobreccia;  these breccias typically grade into lavas.  Textures partly masked by quartz and sericite alteration.  TG3 area.  C.  Rhyolitic, unsorted, clast‐supported, volcaniclastic rock with pebble‐size clasts and massive sulphide  fragments (near the TG3 deposit).  D. Green‐grey, feldspar porphyritic dacite with large flow‐foliated  chlorite‐quartz ‘pipe’ amygdules.  Hanging wall to TG3 deposit. ...................................................................... 67  Figure 2.9.  Field photographs of mafic rocks from the Cerro El Ereo Formation:  A. Typical porphyritic textures of  the Cerro El Ereo Formation porphyritic basalt.  Sample contains ~20% feldspar phenocrysts to >1 cm in an  aphanitic matrix.  Non‐amygdaloidal.  Subvolcanic or thick flow facies.  B. Bleached‐looking, boulder size,  subround clasts (C) of basalt feldspar porphyry in a fine matrix of dark grey feldspar porphyritic material (M).   Clasts show in‐situ breccia textures (jigsaw‐fit) attributed to progressive fragmentation of blocks during  transport.  C. Unsorted, non‐stratified basaltic cobble‐ to pebble‐sized lithic and feldspar crystal‐bearing  volcaniclastic rock.  The sample contains an equal proportion of aphyric to weakly feldspar porphyritic (W)  clasts and coarse feldspar (C) porphyry clasts.  Amygdaloidal clasts (A) are present but are generally not  common.  Clast margins often are not easily discernible.  D. Thin‐ to thick‐bedded feldspar crystal to ash‐ sized tuff; reworked facies at top of formation. ................................................................................................ 68  Figure 2.10.  Field photographs of mafic rocks from the La Bocana Formation:  A. Moderately west‐dipping, thick  massive basaltic‐andesite flows.  Felsic stocks and dykes cut perpendicular to bedding.  B.  Basaltic andesite  dykes with strongly flow foliation defined by flattened and large vesicules (silica amygdules up to 30 cm).  C.  Polylithic, basaltic‐andesite dominated, mass flow deposit.  Not the fractures and in‐situ fragmentation of  the clasts due to mass transport (see arrows).  D. Cracked and brecciated outer crust of basaltic andesite lava  flow and interstitial hyaloclastite resulting from quenching of exposed lava.  E. Mafic lobes (M) injected into  felsic quartz‐crystal tuffs (T).  Tuffs show ‘soft‐sediment’ deformation textures and mafic flows show  columnar jointing indicating tuffs were non‐welded/non‐lithified during deposition of mafic flows.  F.  Lithic  and quartz‐feldspar crystal rhyolitic tuff.  Colouration of the domains are a result of secondary  recrystallization to quartzo‐feldspathic (light) and chloritic (+clay) assemblages due to devitrification of glass  component. ........................................................................................................................................................ 69  Figure 2.10 (continued).  G. Rhyolitic quartz crystal‐rich and lithic tuff.   H. Coarse, boulder breccia with chaotic,  unsorted, subround (pillow?) clasts.  Talus breccia.  I. Medium bedded, well sorted and locally cross bedded  (arrow), pebble‐ to sand‐sized, mafic‐dominated volcaniclastic rocks. ............................................................. 70  Figure 2.11.  A. thin bedded arenaceous sequence from the Lancones Formation; massive unit at top of outcrop is a  diorite sill. B. thin bedded limestones and limey‐arenites. ............................................................................... 71  Figure 2.12.  Schematic stratigraphic column of the eastern portion of the Lancones basin.  Legend as per Figure  2.6.  Inset section shows the Tambogrande VMS section in more detail.  Age data from this study are shown  in their relative stratigraphic positions.  Ages of plutonic rocks provided herein (Appendices A, B). ............... 72  Figure 2.13. (following page)  238U/206Pb versus 207Pb/206Pb Tera‐Wasserburg plots (Tera and Wasserburg, 1972) for  various volcanic rock samples from the Cerro San Lorenzo and La Bocana Formations.  Error ellipses are 2σ.   Dashed lines indicate data points omitted versus solid lines/grey ellipses for data included in the age  calculation.  Inset figures show box plots for all sample points for 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error  bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were included in the age calculation.  Ages given  are 206Pb/238U with 2σ uncertainties. ................................................................................................................. 73  Figure 2.14.   207Pb/235U versus  206Pb/238U U‐Pb concordia plots for various volcanic rock samples from the Cerro  San Lorenzo and La Bocana Formations. ........................................................................................................... 75  Figure 2.15.  Schematic stratigraphy and U‐Pb zircon ages that constrain the volcanic formations in the Lancones  basin. .................................................................................................................................................................. 76  viii    Figure 2.16.  Comparison of schematic volcanic stratigraphy of the Lancones Basin and Western Peruvian Trough  (modified from Myers, 1974; Offler et al., 1980; Cobbing et al., 1981) with emphasis on age correlation.   Legend as per Figure 2.6. ................................................................................................................................... 77  Figure 4.1.  Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres, 1999).  Cretaceous  marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐  are superimposed.  Also shown are  the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from Steinmüller et al., 2000). .......................... 111  Figure 4.2.  A. Location map for the Tambogrande project; B. regional map showing major tectonostratigraphic  units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1, TG3, and B5) in the Tambogrande  area are also shown and field area of this study outlined (see Fig. 4.3 for a detailed map).  Modified after  Jaillard et al. (1999), Tegart et al. (2000). ........................................................................................................ 112  Figure 4.3 – Location map and simplified cross sections along the Peruvian continental margin based on gravity  modeling and seismic data from Couch et al. (1981) and Jones (1981). ......................................................... 113  Figure 4.4 (following page).  Regional geologic map for the Tambogrande area of the Lancones basin reviewed in  this study.  The location of VMS deposits TG1, TG3, and B5, as well as geochemical sampling locations are  shown.  Map projection is WGS 84, Zone 17S.  Map is from this study. ......................................................... 114  Figure 4.5.  Schematic stratigraphic column of the volcanic arc sequence of the Lancones basin.  Inset section is a  more detailed schematic section of the VMS‐bearing sequence at Tambogrande. ........................................ 116  Figure 4.6.  A.  Silica vs. total alkalies classification scheme of Le Bas et al. (1986).  B.  Nb/Y versus Zr/TiO2 plot of  Winchester and Floyd (1977).  C.  AFM plot (Irvine and Baragar, 1971). ......................................................... 117  Figure 4.7.  Bivariate plots of basalt from the Cerro San Lorenzo, Cerro El Ereo and La Bocana formations.  A. SiO2  versus MgO, B. Ni versus MgO, C.  Cr versus MgO, and D.  V versus MgO.    The vertical dashed line at 5.5 w%  MgO emphasizes the division in the data. ....................................................................................................... 118  Figure 4.8.  Basalt discrimination diagrams.  A.  Th‐Zr‐Nb plot (Wood, 1980).  B.  Zr‐Nb‐Y plot (Meschede, 1986); all  samples illustrate relatively low Nb but variable Th, Zr, and Y values and are defined as arc basalt.  C.  Zr‐Ti‐Y  plot (Pearce and Cann, 1973).  D.  Ti‐V plot (Shervais, 1982). ......................................................................... 119  Figure 4.9.  Primitive mantle‐ normalized extended trace element diagrams for mafic intermediate rocks from the  various formations.  A.  Cerro San Lorenzo Formation basalt.  B.  Cerro San Lorenzo Formation basaltic‐ andesite.   C.  Cerro El Ereo Formation basalt.  D.  Cerro El Ereo Formation basaltic‐andesite.  D.  La Bocana  Formation basalt.  E.  La Bocana Formation basaltic‐andesite.   Element order and normalizing values follow  Sun and McDonough (1989). ........................................................................................................................... 120  Figure 4.10.  Chondrite‐normalized (using values from Sun and McDonough, 1989) HFSE values for basalt from the  Cerro San Lorenzo, Cerro El Ereo, and La Bocana formations.  A.  Yb versus La/Yb.  B.  Y versus Zr/Y. ........... 121  Figure 4.11.  Felsic volcanic discrimination diagrams.  A.  Ga/Al versus Zr after Whalen et al. (1987).  B.  Y versus Nb  (Pearce et al., 1984).  All samples plot within the I‐ to M‐type field. .............................................................. 122  Figure 4.12.  Primitive mantle‐normalized extended trace element diagrams show broadly similar patterns for felsic  volcanic rocks of the Lancones basin.  A.  Cerro San Lorenzo Formation.   B.  La Bocana Formation.  Inset  diagrams are rare earth elements only and are normalized to chondrite values.  Element order and  normalizing values follow Sun and McDonough (1989). ................................................................................. 123  Figure 4.13 (following page).  Multi‐element bivariate plots for basalt, dacite, and rhyolite in the vicinity of VMS  deposits at Tambogrande.  A. Zr/TiO2 vs. Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977).  B. Na2O+K2O vs. SiO2 (Le Bas et  al., 1986).  C. Fe2O3+MgO vs. SiO2.  D. TiO2 vs. Zr.  E.  P2O5 vs. Zr.  F. V vs. Zr/TiO2.  G. Hf vs. Nb.  H. Zr/Y vs. Y.  I.  La/Yb vs Yb (chondrite‐normalized values using Sun and McDonough (1989)).  J.  Th vs. Zr. ......................... 123  Figure 4.14.  Ta/Yb versus Th/Yb plot after Pearce (1983).  Only Cerro San Lorenzo Formation and El Ereo  Formation basalt shown due to data limits for La Bocana Formation.   D = depleted mantle.  E = enriched  mantle. ............................................................................................................................................................. 125  Figure 4.15.  Schematic two‐stage tectonic model for arc magmatism in the Lancones basin.  The model proposes a  shift from phase 1, extensional tectonics with a steeply dipping subduction zone to phase 2, waning  extension and shallower subduction. Depletion of the mantle‐wedge explains the relatively HFSE‐ and REE‐ depleted mafic volcanic rocks in the phase 2.  The thickened crust due to waning extension forces more  fractionation of mafic intrusions.  The partial melting of the arc crust causes phase 2 felsic volcanic rocks to  yield lower HFSE contents. ............................................................................................................................... 126  Figure 4. 16.  Felsic volcanic rock discrimination diagrams (after Lesher et al., 1986; Barrie et al., 1993; Lentz, 1998;  Hart et al., 2004).  A.  (La/Yb)N versus YbN (Chondrite‐normalized using values from Sun and McDonough  (1989)).  B.  Zr/Y versus Y. ................................................................................................................................ 127  ix    Figure 5.1.   Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres, 1999).  Cretaceous  marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐  are superimposed.  Also shown are  the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from Steinmüller et al., 2000). .......................... 169  Figure 5.2.  A.  Location map for the Tambogrande project B. Regional map showing major tectonostratigraphic  units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1, TG3, and B5) in the Tambogrande  area are also shown and field area of this study outlined (see Fig. 5.3 for a detailed map).  Modified after  Jaillard et al. (1999), Tegart et al. (2000). ........................................................................................................ 170  Figure 5.3.  Location map and simplified cross sections along the Peruvian continental margin based on gravity  modeling and seismic data from Couch et al. (1981) and Jones (1981). ......................................................... 171  Figure 5.4 (next page).   Regional geologic map for the Tambogrande area of the Lancones Basin.  The location of  VMS deposits TG1, TG3, and B5,  where the bulk of the isotope samples were collected are shown  Other  individual samples from the region are labeled.  Map projection is WGS 84 (World Geodetic System), UTM  Zone 17 Southern Hemisphere. ....................................................................................................................... 172  Figure 5.5.  Schematic stratigraphic column of the volcanic arc sequence of the Lancones basin.  Inset section  shows a more detailed schematic section of the VMS‐bearing sequence at Tambogrande. .......................... 174  Figure 5.6.  Map depicting Pb isotope provinces of the Andes (modified after Macfarlane et al., 1990; Tosdal et al,  1999).  The location of Tambogrande and other VMS deposits within the Cretaceous marginal basins of Perú  are shown. ....................................................................................................................................................... 175  Figure 5.7.  Thorogenic (A) and Uranogenic (B) Pb isotope diagrams for data from the Lancones basin and fields for  Pb isotope provinces of the Andes (after Macfarlane et al., 1990).  All data points are from this study.   Symbols for rocks and sulphide samples and fields for Pb provinces are given in inset boxes in B.  S & K =  Stacey and Kramers (1975) growth curve. ....................................................................................................... 176  Figure 5.8.  Schematic east‐west cross section through the Lancones basin showing the main tectonic units and the  spatial distribution of units sampled for isotopic analysis (including this study and data available from the  literature; see references in the text). ............................................................................................................. 177  Figure 5.9.  Thorogenic (A) and Uranogenic (B) Pb isotope diagrams for data from the Lancones Basin and fields for  Pb isotope signatures of various tectonic units of the northern Andes or Perú and Ecuador.  Data for  ’Cretaceous platform sedimentary rocks’ and ‘continental crust (Olmos Complex)’ from the central Andes,  Perú, after Macfarlane et al. (1990) and Macfarlane (1999).  Data for ‘Jurassic‐Cretaceous metasedimentary  rocks’ and ‘Jurassic‐Cretaceous MORB’, from Ecuador, after Bosch et al. (2002).  Data for ‘Coastal Batholith’  from Mukasa (1986) and this study.  Data for ‘East Pacific MORB’, East Pacific Rise, from Sun (1980).  All data  points are from this study.  Symbols for rocks and sulphide samples and fields for Pb provinces are given in  inset boxes in B. ............................................................................................................................................... 178  Figure 5.10.  Rb‐Sr isotope plots for volcanic rocks of the Lancones Basin.  A. Sr versus 87Sr/86Srί.  B.  87Sr/86Sr versus  87Rb/86Sr.  The line shown is defined by the felsic volcanic rocks only (n=6) and yields an errorchron of ~65  Ma. ................................................................................................................................................................... 179    Figure 5.11 ‐ 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr for volcanic rocks of the Lancones basin.  A.  Compared to fields for  regional geologic units. B.  Enlargement of data shown in A.  Fields are given in the legend in A and symbols  for both plots are shown in B.  Data sources as per Fig. 5.9. ........................................................................... 180  Figure 5.12.  Geochemical discrimination diagrams for volcanic rocks from the Lancones Basin.  A. εNd versus Th/Yb.   B.  206Pb/204Pb versus Th/Yb. ............................................................................................................................ 181  Figure 5.13.  Uranogenic Pb isotope diagram showing isotope compositions for mafic and felsic volcanic rocks at  Tambogrande, as well as ore mineral isotope compositions.  Volcanic rock data is conceptually time‐adjusted  to 100 Ma based on Stacey and Kramers (1975) crustal growth curve with µ=9.85.  Mixing lines are shown  and labeled. ..................................................................................................................................................... 182  Figure 5.14 ‐ Conceptual magmatic‐hydrothermal model relating petrogenesis of bimodal mafic‐felsic volcanic  rocks at Tambogrande to hydrothermal system that formed VMS deposits (adopted from the petrogenetic  model of Hart et al. (2004) for FII‐FIII felsic volcanic rocks).  Depth of magma chamber is suggested by  geochemical data which indicate partial melting or fractionation with amphibole ± pyroxene and plagioclase  at shallow crustal depths.  Isotope data support partial melting models as felsic volcanic rocks are  substantially different isotopically as compared to basalts, and, yield more heterogeneous isotopic results.   Hydrothermal leaching of metals, which is limited by the depth of fracture permeability, did not penetrate  crustal rocks that were responsible for the unique isotope values (high 206Pb/204Pb) in the VMS‐associated  felsic rocks. ....................................................................................................................................................... 183  Figure A1.  SEM Cathodoluminesence images of zircons showing location of spot analyses for SHRIMP‐RG data. . 216  x    xi    Figure A2.  Regional geologic map of northwestern Perú showing the location of U‐Pb zircon geochronology  samples. ........................................................................................................................................................... 222  Figure A3.  Box plot for all sample points for sample LW‐30 illustrating 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error  bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were included in the age calculation.  Ages given  are 206Pb/238U with 2σ uncertainties. ............................................................................................................... 223  Figure A4.  Box plot for all sample points for sample LW‐31 illustrating 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error  bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were included in the age calculation.  Ages given  are 206Pb/238U with 2σ uncertainties. ............................................................................................................... 223  Figure A5.  Box plot for all sample points for sample 3763 illustrating 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error  bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were included in the age calculation (and are noted  by those encircled with the dashed line).  Ages given are 206Pb/238U with 2σ uncertainties. .......................... 224  Figure A6.  Box plot for all sample points for sample 1601 illustrating 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error  bars at 2σ.  No age was determined for this sample, though the circled data points represent possible  igneous age of the sample.  Ages given are 206Pb/238U with 2σ uncertainties. ................................................ 224  Figure B1 ‐ Geology map of study area showing the location of Ar‐Ar samples.  Map projection is UTM Zone 17,  Southern Hemisphere (WGS84). ...................................................................................................................... 232  Figure B2 – Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐06 (granodiorite). ........ 233  Figure B3 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐07 (rhyolitic volcaniclastic)  ......................................................................................................................................................................... 233  Figure B4 – Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐36 (diorite). .................. 234  Figure B5 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐88 (hornblende porphyritic  dyke). ............................................................................................................................................................... 234  Figure B6 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐85 (hornblende granite).  ......................................................................................................................................................................... 235  Figure B7 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐61 (hornblende‐plagioclase  porphyritic dyke). ............................................................................................................................................. 235  Figure C8. (following page).  Primitive mantle‐normalized trace element diagrams for repeat analyses of in‐house  and internal reference material conducted during this study.  A.  ICP‐MS data (Memorial Univ.) for standards  MRG‐1 and BR‐688 compared to the detection limit.  B.  Average analyses for the reference materials from  this study in (A) compared to given values from previous analysis by Memorial Univ. of the material. C.  ICP‐ AES data (ALS Chemex) for MDRU reference samples BAS‐1 and P‐1 as compared to the detection limit for  the technique.  D.  Average values for the reference materials from this study from in (C) compared to data  from Piercey (2001). ........................................................................................................................................ 258  xii    Acknowledgements  This project began at the Roundup conference in Vancouver in January, 1999, when Steve Piercey  introduced me to Jim Mortensen.  I thank both of them for getting me started on this journey.  Dick Tosdal  agreed to take me on a year later, though I doubt he thought it might be 2008 before the final product by his  first doctoral student would be delivered!  I certainly didn’t think it would take 8 years.  However, Dick has  shown incredible patience and tolerance for which I am very grateful.  Without your constant support and  encouragement this project would not have been completed.   Few people have worked on and studied VMS systems as much as Jim Franklin.  I recall as an undergrad  reading many papers on VMS deposits by J.M. Franklin.  I thank Jim for sharing his knowledge and for working  with us on this project, for many great stories, and for providing excellent advice on both academic and a few  not‐so‐academic issues.  Peter Tegart, who spearheaded Manhattan Minerals, initiated this project and deserves much credit for  the recognition of the economic potential of Tambogrande district.  Peter was instrumental in getting the  company to fund this project funded and also provide logistical support.  I thank him for giving me the  opportunity to work at Tambo.    Additional financial support for this project came from a NSERC Collaborative Research and Develop  grant, a Hugh E. Mckinstry Grant (Society of Economic Geologists Foundation), the Egil H. Lorntzsen and  Thomas and Marguerite MacKay Memorial scholarships, UBC.    The Manhattan Minerals exploration and development team in Peru made working there an  unforgettable experience while contributing significantly to the ideas that have become part of this thesis.  I  am particularly grateful to Andy Carstensen, Cristian Soux, Gord Allen, and Brian Thurston, Kosta and Sefika  Lesnikov, and Arturo Cordova for many great discussions of these deposits, as well as for great memories of  working/living in Peru.  Allan San Martin also helped out significantly with data management.  Miguel  Jimenez provided excellent field assistance.  EOS and MDRU.  The geochronology and isotope work for this thesis was supported immensely by many  folks at UBC who graciously provided their time and attention to turning my rocks into data, including Janet  Gabites (Pb isotopes) Rich Friedman (U‐Pb), Tom Ullrich (Ar).   Thanks to Dominique Weis for running Pb‐Sr‐ Nd work.  Jim Mortensen kindly allowed me to destroy several of the ceramic grinding plates and worked  hard to help squeeze some dates out these rocks.  Claire Chamberlain skillfully ran the SHRIMP work.  Karie  Smith and Arne Toma are thanked for keeping my admin and technical life in order.  Steve Piercey and Derek Wilton provided excellent informal reviews of this thesis and their support is  most appreciated.  Kelly Russell, Malcolm Scoble, and Jan Peter (GSC) served on the examination committee  and provided helpful and constructive criticism.  Many of my fellow grad students at UBC are thanked for the good discussions and excellent distractions.    Thanks especially to Diego (and Diana) Charchaflie, Kathy Dilworth, Scott Heffernan, Steve Israel, Nancy  MacDonald, Piercey, Steve Quane, and Dave Smithson.  Simon Haynes made living on 16th Ave. a most  memorable time in my (our) lives.  Geoff Bradshaw was a great friend and officemate whom I shall forever  remember.  Peace.  A big thanks to Altius for allowing me the time and space to get this done, and especially the staff who  pulled extra weight for me.  A heartfelt thanks to Ken Hickey and Frankie Goodwin for all your help and for being there for us when I  (we) really needed a hand.  My family has always been extremely supportive of what I have decided to do in life and I am indebted to  my parents and sister for their encouragement and love.    Nobody has been more supportive or understanding during this undertaking than my wife, Angie.  Thank  you for your incredible patience, constant support and reassurances when I was least optimistic that this  would be completed.  You are simply amazing.  You, Dylan, and Teagan were my inspiration to finish this  venture.  Thanks for your love.    Vancouver  27 Jan 08.     xiii    Dedication              To my Parents xiv    Co‐Authorship Statement    This dissertation comprises the sum of the author’s research and has applications to both  mineral deposits exploration and academic studies.  It comprises a collection of papers that  were written for the purpose of publication in economic geology journals and in many cases  benefited from the collaboration with various industry and university geologists.  There are  many geologists who worked in the employment of the supporting mining company during the  exploration and development program and who contributed indirectly to the development of  this thesis.  Notwithstanding the significant contribution of these workers, and except in  circumstances where such acknowledgement is provided, the ideas presented herein are  entirely those of the author.  Unless otherwise indicated, all maps, sections, level plans, 3D  perspectives, and all other plots and figures were constructed by the author using data  generated by the author.  The co‐authors helped refine the concepts of this paper and contributed editorially.    Chapter 1.  Giant Volcanogenic Massive Sulphide Deposits, Tambogrande, NW Perú    1.1   Introduction  Giant ore deposits represent a small number of examples within any particular deposit  type, though they commonly contain a major portion of the metal budget within the deposit  type (Singer, 1995).  Explorationists seek giant ore deposits because of the robust economic  value and the stability and longevity of mining that such large tonnage deposits provide.   Studies that attempt to understand the key criteria in the genesis of various giant ore deposit  types (e.g., Clark, 1993, 1995; Goodfellow and Zierenberg, 1999; Gibson et al., 2000;  Hedenquist et al., 2000) typically conclude that such deposits exist because all formational  processes operated under optimal conditions and/or that special ore‐forming circumstances  were required.   Despite years of searching for the key criteria other than direct detection  methods, there are limited tools available to assist the explorer in designing effective  exploration programs for giant deposit types.  Nonetheless, it is clear that a better  understanding of the geological processes and conditions essential to the formation of giant  deposits will be required to improve exploration methodologies.  The Tambogrande volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits of northwestern Perú  (Fig. 1.1) constitute a remarkable VMS district due to the presence of multiple abnormally large  tonnage Cu‐Zn‐Au‐Ag‐bearing massive sulphide deposits.  In contrast, most VMS camps contain  log‐normally distributed deposit sizes (e.g., 1 large, 2‐3 middle sizes, and 5‐6 small deposits;  Sangster, 1972; Franklin et al., 2005), such as at Noranda (Gibson and Watkinson, 1990) or Flin  Flon (Syme and Bailes, 1993).  The presence of more than one giant massive sulphide within a  single cluster is unusual and few regions are known to exhibit this feature (e.g., Urals;  Chapter 1      Page 1  Herrington et al., 2005).  The three deposits in the Tambogrande district define an unusual  resource of massive sulphide mineralization.    There is only an indirect understanding of the geological attributes of a district that  enabled the formation of giant deposits, and even fewer constraints on the geological  processes which permit the generation of multiple giant deposits.  As many of these deposits  have not been developed to the mining stage, little research has been done to elucidate  understanding of the potential world‐class district at Tambogrande.  Therefore, the theme of  this thesis is to evaluate the tectonic, volcanic, and depositional controls on the formation of  the series of giant VMS deposits at Tambogrande.  Despite the fact VMS deposits are a  relatively well understood hydrothermal metal deposit‐type, a better comprehension of the  geology of well‐preserved examples at Tambogrande will assist in refining VMS deposit models  and aid in the understanding of the genesis of the largest hydrothermal ore deposits.    1.2  Background and Approach  Continental margin arc sequences are known from Ecuador in the north to Tierra del  Fuego in southernmost Chile and Argentina (Dalziel, 1981; Atherton et al., 1983; Vergara et al.,  1995; Jaillard et al., 1996; Hanson and Wilson, 1991) and represent vestiges of a Mesozoic arc‐ related rift system (i.e., intra‐arc or back‐arc) that developed at the leading edge of western  continental South America.  A variety of ore deposit types occur throughout the rift sequences,  including Chilean manto, skarn, Fe‐oxide Cu‐Au, porphyry Cu‐Au, and VMS deposits, though few  VMS deposits other than those at Tambogrande are economically significant.  The tectonic and  magmatic processes that formed the Lancones basin, the northernmost of the Mesozoic arc‐rift  sequences, underpin the processes that enabled the formation of these unusually large  deposits.  Understanding the igneous‐volcanic and tectonic evolution of the Lancones basin  Chapter 1      Page 2  thus provides a basis for understanding the unique genetic attributes that enabled the  formation of the Tambogrande deposits.   The study area in northwestern Perú is situated within an enigmatic position along the  Andes orogen known as the Huancabamba deflection (Mourier et al., 1988; Mitouard et al.,  1990).  This major oroclinal bend marks an abrupt transition from the north‐northwest trending  Peruvian Andes to the north‐northeast trending Ecuadorian Andes.  Though the tectonic history  of the orocline is not well understood.  The Ecuadorian and Peruvian segments also record  somewhat different accretionary and magmatic histories (Jaillard et al., 1999, 2000; Benavides‐ Cáceres, 1999) adding to the significance of this transitional zone.  A better understanding of  the development of the Lancones basin is integral to the development of tectonic models of the  Huancabamba deflection and Mesozoic Andean orogenesis.    To summarize, this thesis adds to the theoretical and applied knowledge base on giant  VMS deposits and to the genesis of VMS deposits by documenting the regional  tectonomagmatic setting and also the detailed local volcanological, structural and stratigraphic  controls on VMS formation at Tambogrande.  The pristine state of preservation of the deposits,  well constrained volcanic stratigraphic sections, and good understanding of the tectonic history  of the region provide excellent controls to establish the geologic framework.  Furthermore, this  study contributes to improved genetic models for such giant ore deposits as well as more  efficient exploration methodologies.  In addition, better documentation of the Tambogrande  deposits and tectonomagmatic history of the Lancones basin fills a significant void in the  geological knowledgebase of one of the world’s major metallogenic belts, as well as one of the  more poorly understood parts of the Andes.  Chapter 1      Page 3  1.3  History    Iron oxide occurrences were documented at Tambogrande nearly 100 years ago (Boletin  de la Sociedad Geologica del Perú, 1904, in Tegart et al., 2000).  But it was not until the mid‐ 1970’s that interest was spurred again in the area by the joint venture of French state‐owned  Bureau de Recherches, Geologiques et Minieres (BRGM) and the Instituto Geologico Minero y  Metalurgico (INGEMMET) which found that the iron oxide (gossan) yielded anomalous base  metal and silver values (Injoque et al., 1979).  Susequent drilling of a self‐potential geophysical  target in 1978 led to the discovery of massive sulphide mineralization at the TG1 deposit.   Based on 21 diamond drill holes, the BRGM reported an inferred resource of 42.3 million  tonnes grading 2.04% Cu, 1.45% Zn, 0.35% Pb and 38.4 g/t Ag (BRGM, 1981, in Tegart et al.,  2000).    Manhattan Minerals Corp. of Vancouver, Canada, became involved in the project in  May, 1999.  Re‐assaying of selected drill core suggested potential for the overlying oxide zone  at TG1 to contain significant precious metals.  A gravity survey, followed by additional drilling,  resulted in an increased resource at TG1 as well as the discovery of two other massive sulphide  deposits, TG3 and B5 (Table 2), approximately 0.5 and 12 km south of TG1, respectively (Tegart  et al., 2000).  An updated resource was defined for the TG1 sulphide deposit, and new  resources for the TG1 oxide and TG3 sulphide deposits, were reported in 2002 (Table 1).   However, due to socio‐political issues at the local and regional level, which ultimately led to the  destruction of the company’s camp in early 2001, Manhattan lost title to the project in 2004.   The Tambogrande deposits remain undeveloped and there is presently no known active  exploration in the area.  Chapter 1      Page 4  Detailed reports related to VMS deposits in northwestern Perú provide excellent  documentation of the massive sulphide deposits but are limited in scope and have not  evaluated the broader regional geologic setting (Tegart et al. 2000; Injoque et al., 1979).      1.4  VMS Deposit Classification and Genetic Models  Volcanogenic massive sulphide deposits (Franklin et al., 1981; Lydon, 1984, 1988;  Ohmoto, 1996; Barrie and Hannington, 1999), also commonly termed ‘volcanic‐hosted massive  sulphide’ deposits (VHMS, Large, 1992), are ‘strata‐bound accumulations of sulphide minerals  that precipitated at or near the sea floor in spatial, temporal, and genetic association with  contemporaneous volcanism’ (Franklin et al., 2005).  The broadly accepted genetic model,  based mostly on empirical observations from ancient land‐based and modern seafloor systems,  considers VMS deposits to be the products of district‐scale hydrothermal convection resulting  from anomalous thermal input into the shallow crust (Fig. 1.2; Franklin et al., 2005).    Down‐drawn seawater is the primary component of the hydrothermal fluid and heat‐ induced fluid‐rock reactions facilitate the transfer of metals and sulphur from the substrate into  the convecting hydrothermal system (Franklin et al., 2005).  Reduced seawater sulphate may  constitute a minor sulphur component in VMS sulphides.  Chloride complexing is considered  responsible for most metal transport with precipitation triggered by cooling.  To a much lesser  amount bi‐sulphide complexes are thought to also play a role as transporting agent, especially  for Au, with oxidation causing metal precipitation (Hannington et al., 1995).  Mixing of a metal‐ bearing hydrothermal fluid with cool (± oxidized) seawater at or near the seafloor is the primary  method for sulphide deposition (Franklin et al., 2005).  Some VMS models invoke high‐level  intrusive phases as heat sources and include magmatic‐derived fluid as an additional metals  source (Galley, 1993; Franklin et al., 1981).  VMS deposits are broadly syngenetic with the host  Chapter 1      Page 5  rock assemblages, which vary from volcanic‐ to sediment‐dominated (Barrie and Hannington,  1999).  Extensional basins are integral to nearly all VMS settings for two main reasons: (i) the  heat transfer into the upper crust due to the intrusion and advection of magma into attenuated  and extended crust; and (ii) the development of normal faults which channel hydrothermal  fluids and focus the deposition of sulphide minerals.    The geometries of VMS deposits vary significantly, but many occur as mounds on the  seafloor, such as at the TAG hydrothermal mound (Fig. 1.3)(Herzig and Hannington, 1995).  In  the rock record, deposits may be bulbous to tabular lenses of massive sulphide, i.e., 60‐100%  sulphide minerals (Lydon 1984), underlain by discordant zones of veined (‘stringer’ or  ‘stockwork’) and disseminated mineralization.  The discordant sulphide zones represent the  paleo channel‐ways, usually synvolcanic faults, which facilitated metalliferous fluid transfer to  the seafloor environment to form the VMS deposit.    VMS deposits are known to occur from the Archean to modern times with notable spikes  in the number of deposits in the Late Archean and Early Proterozoic (Fig. 1.4).  VMS deposits  are more evenly distributed throughout the Phanerozoic when compared to the Precambrian  with the notable abundance of deposits in the early Paleozoic (Fig. 1.4).  The Tambogrande  deposits occur during a period of increased, but not prolific, VMS formation.  Classification of  massive sulphide deposits is most effective using the lithostratigraphy of the host assemblage  (Barrie and Hannington, 1999; Franklin et al., 2005).  Bimodal‐mafic deposits, which exemplify  those at Tambogrande, are characterized by volcanic‐dominated stratigraphic sequences  consisting largely of basalt and >3‐25% felsic volcanic rocks.  Other examples of large VMS  deposits from this class occur in the Archean, including the Noranda camp (Gibson and  Watkinson, 1990) and Kidd Creek (Hannington and Barrie, 1999), the Proterozoic, such as Flin  Chapter 1      Page 6  Flon (Syme and Bailes, 1993) and the Phanerozoic, such as the Urals deposits of Sibai and Gai  (Herrington et al., 2005).  In Latin America, significantly large bimodal‐mafic‐type Jurassic‐ Cretaceous VMS deposits occur at Cerro Lindo in central‐western Perú (Ly Zevallos, 2000) and  at San Nicolas, central Mexico (Johnson et al., 2000; Danielson, 2000).    Giant VMS Deposits    The Tambogrande VMS district hosts three known deposits located near and to the  south of the village of Tambogrande in the Piura district of northwestern Perú (Fig. 1.1).  The  Tambogrande deposits, with a collective tonnage of approximately 300 Mt, are within the  upper 3% of all bimodal‐mafic type VMS deposits in terms of size and contained metal (Fig. 1.5;  database from Franklin et al., 2005).  The term ‘giant’ is applied to deposits with greater than  50 Mt of massive sulphide ore, whereas supergiants are often ascribed to deposits containing  more than >100 Mt (Barrie and Hannington, 1999).  The Tambogrande deposits are the largest  of the Mesozoic massive sulphide deposits in Perú and represent the most significant group of  VMS deposits of continental South America.    Grade and tonnage estimates for the deposits are listed in Table 1.  No resource estimate  is available for B5, but the deposit had drillhole intersections of up to 280 m of massive  sulphide at similar grades to TG1 and TG3 (Tegart et al., 2000).  The TG1 deposit also has an  associated supergene oxide zone (Table 1).    1.5  Controls on ‘Giant’ VMS systems  Giant deposits vary in morphology, host rocks, mineralogy and metal content and such  size may require either special processes or an ideal combination of processes in their  formation.  Two main factors must be considered for the formation of VMS deposits: (A) the  nature/source of the hydrothermal fluids and (B) the depositional seafloor environment.  With  Chapter 1      Page 7  respect to the hydrothermal fluids, several variables could account for the delivery of a  significant amount of metal to the seafloor environment.  The possibilities include (i) a long‐ lived hydrothermal system allowing for the protracted delivery of metalliferous hydrothermal  fluid to the site of deposition.  For instance, based on heat and fluid‐flow modeling, Barrie et al.  (1999) proposed that the supergiant Kidd Creek ore body (~200 Mt) could have formed in  650,000 years, whereas modern ocean ridge massive sulphide deposits (~1 Mt) are estimated  to have formed in less than 100,000 years (Rona, 1988).  (ii) Discharge rates at hydrothermal  vents are also important and depend on a number of variables, namely the rate of heat loss  (heat flux) and the amount of fluid available.  Heat and fluid fluxes are largely dependent on the  distance to the heat source (in a convection model) or the size of the intrusion (magmatic‐ hydrothermal and convection models).  Ultimately, permeability is the main control on the fluid  flux and this is likely to be controlled by both the style and degree of structural deformation as  well as primary lithological features.  (iii) Finally, metal concentrations in the hydrothermal  fluids may be of critical importance.  In a magmatic model, the metal concentration depends on  the composition of the intrusion, metal partitioning into a volatile phase, and source of ligands  to transport metals.  In a convection system fluid‐rock reactions are of key importance, wherein  the amount of rock available for leaching (size of the system), metal contents of the source  rocks, and the effectiveness the fluids to scavenge metals must be considered.  The depositional site for sulphides at or below the seafloor must also be conducive to  efficient sulphide precipitation and preservation.  Only a relatively small portion (<1–5%) of  metals emitted from modern seafloor hydrothermal vents are actually precipitated (Converse  et al., 1984; Feely et al., 1994).  The remainder are vented into the ocean column and  dispersed.  Sub‐seafloor sulphide precipitation as replacement of relatively permeable strata is  Chapter 1      Page 8  a common feature to VMS mineralization (Doyle and Allen, 2003) and has been recognized at  the Horne (Kerr and Gibson, 1993) and Kidd Creek deposits (Hannington et al., 1999).  Ambient  oceanic environmental conditions are especially important in some VMS settings.  Eastoe and  Gustin (1996) suggest an association of Phanerozoic VMS deposits with black shale, and hence  oceanic anoxia, due to the efficiency of sulphide precipitation and preservation in anoxic  seawater environments.  Saez et al. (1999) argue that many giant to supergiant VMS deposits in  the Iberian Pyrite Belt (Portugal, Spain) are associated with black shale horizons formed in a  euxinic environment and hence bacterial reduction occurred.  Similarly, the supergiant  Brunswick No. 12 deposit is considered to have been deposited within the deeper segments of  a continental back‐arc rift basin where bottom waters were anoxic and reducing conditions  ideal for VMS formation (Goodfellow and Peter, 1996).  In the absence of anoxia, models  involving siliceous ‘caps’ as protective barriers to oxidative waters have been proposed, such as  Aljustrel deposit of the IPB (Barriga and Fyfe, 1988), as well as some modern seafloor deposits  where silica‐producing bacteria have also been observed (Humphris et al., 1995).    1.6  Thesis Objectives  Giant massive sulphide deposits at Tambogrande are an enigma in that few VMS  districts contain such large deposits and rarely is there more than one giant deposit within a  single camp.  The Tambogrande VMS deposits and Lancones basin of northwestern Perú  represent an opportunity to evaluate the conditions which permit the generation of giant VMS  deposits.  A main goal of this research is to place VMS deposits at Tambogrande within the  regional geological context and to explain the accompanying tectonomagmatic scenario  responsible for the development of the Lancones basin.  Key to achieving these goals are (i) the  development of a stratigraphic model for the volcanic sequences and (ii) an evaluation of the  Chapter 1      Page 9  igneous petrological associations with the massive sulphide deposits.  The latter will assist in  understanding possible igneous controls on ore formation in VMS systems.  In addition, due to  the pristine preservation state of the VMS deposits and the excellent three dimensional  geological database developed from diamond drill core logging, the thesis also aims to develop  a better understanding of the local paleomorphological, volcanic and structural controls.   Documenting the local and regional geological attributes of the Tambogrande VMS setting help  establish the depositional environments and tectonic controls for giant massive sulphide  deposits of this type, and establish a geologic framework for comparisons with similar VMS  settings.    1.7  Methodology  1.7.1  Core Logging    A total of 441 diamond drill holes and more than 80,000 m of core, mostly from  Manhattan Minerals work at TG1, TG3, and B5, and several targets outside of the known  deposits, were available for study during 2000.  In 2002, additional drill core was also made  available by BHP Billiton and Compañía de Minas Buenaventura from drill projects north of  Tambogrande.  The author had the opportunity to log and sample approximately half of the drill  core from Manhattan’s work on the deposits and all available core from the region.  1.7.2  Regional Mapping    Mapping at a scale of 1:100,000 was conducted during February to April, 2002, mostly  north of Tambogrande (Fig. 1.1).  Outcrop is generally poor in the vicinity of the deposits but  improves to the north.  Access to the east was limited by poor road conditions in rugged  mountainous terrain, and was discouraged in several regions within the field area due to  unstable political conditions.  The area had previously been mapped at 1:100,000 by Reyes and  Caldas (1987) as part of a large regional project.  Chapter 1      Page 10  1.7.3  Geochronology    U‐Pb age determinations of volcanic and intrusive rocks from the study area provide the  first known radiometric ages for the region.  Approximately 40 samples of felsic volcanic rocks  from drill core and outcrops were processed with about 25% of the samples yielding sufficient  zircons for U‐Pb isotope analysis.  Samples were analyzed at the Pacific Centre for Isotopic and  Geochemical Research (PCIGR) at the University of British Columbia, Vancouver, Canada, using  Thermal Ionization Mass Spectrometry (TIMS).  Additional samples were analyzed at Stanford  University using Sensitive High Resolution Ion MicroProbe ‐ Reverse Geometry (SHRIMP‐RG).   Several intrusive phases were also dated by step‐heated Ar‐Ar using the noble gas mass  spectrometer (NGMS) technique at PCIGR.  Details of the methodology, precision and accuracy  are available in Appendices A & B and at  http://www.eos.ubc.ca/research/pcigr/Instrumentation.htm and  http://shrimprg.stanford.edu/.     1.7.4  Lithogeochemistry    Samples were collected from drill core and outcrop for whole rock major, trace and rare  earth element (REE) analysis.  Limited lithogeochemical studies were reported from the region  (Tegart et al., 2000).  Analyses were carried out at ALS Chemex Laboratories, Vancouver,  Canada and the Department of Earth Sciences at Memorial University, St. John’s, Canada, using  a combination of inductively coupled plasma – mass spectrometry (ICP‐MS) and inductively  coupled plasma ‐ atomic emission spectrometry (ICP‐AES).  Details of the methodology,  precision and accuracy are available in Appendix C and at  http://www.alschemex.com/learnmore/learnmore‐techinfo‐multielement‐wholerock.htm and  http://www.mun.ca/earthsciences/ICPMS/Solution_ICP‐MS.php.    Chapter 1      Page 11  1.7.5  Isotope Chemistry    Pb, Sm‐Nd and Rb‐Sr isotope geochemical data were utilized as tracers of relative  mantle and continental crust contributions to the volcanic rocks.  Pb isotope analyses of ore  samples were also carried out for VMS deposits in order to ascertain the source of the Pb (and  by inference other metals).  All analyses were carried out at the PCIGR.  Details of the  methodology are available at http://www.eos.ubc.ca/research/pcigr/Instrumentation.htm.   1.8  Presentation    This study is presented as a series of research manuscripts for the purpose of  publication in refereed professional journals pertaining to economic geology.  As such, some  repetition of material is inevitable.    Chapter 2 ‐ Volcanic stratigraphy and geochronology of the Cretaceous Lancones basin,  northwestern Perú – is a review of the regional geology of the Lancones basin with emphasis of  the volcanic successions and is based on geology interpreted from mapping and diamond drill  core logging.  The chapter provides a report of U‐Pb zircon ages for felsic volcanic rocks  throughout the volcanic arc sequence of the Lancones Basin, as well as U‐Pb zircon ages for  some intrusive phases within the sequence.  These are the first reported radiometric ages for  the rocks of this region and will assist in (ii) developing the stratigraphic models and  understanding the overall geological evolution of this region, such as the timing of volcanism  and duration of the volcanic arc sequence, and (ii) constraining the timing of formation of VMS  deposits.  Pinpointing the precise time interval of ore formation is critical to establish temporal  links with broader tectonic and magmatic events.  Moreover, this chapter makes a significant  contribution to the overall understanding of the tectonomagmatic framework and Mesozoic  evolution of the northern Andes of Perú by documenting an area that has not been studied in   detail.  Chapter 1      Page 12  Chapter 3 – A reconstructed Cretaceous depositional setting for giant volcanogenic  massive sulfide deposits at Tambogrande, northwestern Perú – illustrates the architecture of  the depositional setting and VMS deposits and provides a detailed analysis of the immediate  VMS‐hosting volcanic succession as well as reconstructed paleo‐sea‐floor models.  This chapter  utilizes geologic plans, sections and three‐dimensional perspectives to recreate the submarine  structural and volcanic setting of the TG1 and TG3 deposits and emphasize the important role  of the local submarine volcanic environment in the location and morphology and possibly the  size of the VMS deposits.  Tambogrande represents a rare occurrence of well preserved, giant  VMS deposits and may serve as a physical model for similar deposits in deformed terrains.  Chapter 4 ‐ Volcanic rock geochemistry and the tectonomagmatic setting of VMS  deposits at Tambogrande, Perú ‐ this chapter evaluates the volcano‐stratigraphic lithochemical  variations throughout the Lancones basin and demonstrates generally ‘oceanic’ arc‐like  geochemical signatures that vary from tholeiitic to weakly calc‐alkaline.  The ocean‐like  affinities reaffirm the tectonic setting as a volcanic arc developed on very thin crust at the  leading edge of continental South America.  The data also invoke partial melting of the crust as  the source for felsic volcanic rocks in the VMS environment, consistent with a high heat flow  regime and favourable for VMS formation.  Chapter 5 – Pb‐Sr‐Nd isotope systematics of Cretaceous arc volcanic rocks in the  Lancones Basin near Tambogrande, Perú – Implications for VMS deposit models – this chapter is  a tracer isotope study of the volcanic rocks hosting VMS deposits at Tambogrande and supports  the conclusions of Chapter 4 regarding the tectonic setting and petrochemical evolution of the  volcanic rocks in the Lancones basin.  Specifically, the data support a mantle‐wedge source for  basalts but indicate continental crust was a factor in the generation of the felsic volcanic rocks.    Chapter 1      Page 13  The data also permit tests of models relating igneous petrochemistry to VMS deposits and  suggests felsic volcanic rocks do not contribute to metals in the formation of the VMS deposits,  but are related to the same thermal anomaly which enabled VMS formation.    Chapter 6 – Summary, Discussion and Unresolved Questions ‐  A summary of the major  findings of this study with some discussions and elaboration on the on key ideas.  The key  contributions of this research project include the following: (i) a comprehensive baseline  documentation of an economically significant VMS district; (ii) a better understanding of the  Cretaceous geology of the northwest Perú Andean segment and of VMS metallogenesis within  the marginal basins of Perú; (iii) the reconstruction of the paleo‐depositional environment for  massive sulphide mineralization at Tambogrande provides a unique perspective as many VMS  deposits are more deformed and more difficult to reconstruct; (4) a synopsis of a continental‐ margin VMS setting with strong constraints on the relationship to global plate tectonics; and (5)  more constrained models for VMS genesis in terms of the relationship to associated felsic  volcanic rocks, metal sources and hydrothermal systems.  The chapter also proposed topics for  future work.  Chapter 1      Page 14       Figure 1.1.  Location maps and simplified geology for the study area.  The locations of VMS  deposits (TG1, TG3, and B5) in the Tambogrande area are also shown and field area of this  study outlined.  Geology modified after Jaillard et al. (1999) and Tegart et al. (2000).  Chapter 1      Page 15       Figure 1.2.  Schematic model for the formation of VMS deposits (from Franklin et al., 2005).    Chapter 1      Page 16         Figure 1.3.  Schematic section and model of a typical volcanogenic massive sulphide deposit  from modern mid‐ocean ridge settings; after Herzig and Hannington (1995).  Chapter 1      Page 17           Figure 1.4.  Histogram of ages for global bimodal‐mafic type VMS deposits (n=327); data from  Franklin et al. (2005).  Chapter 1      Page 18   Figure 1.5.   Metals versus size of the deposit (tonnes) for global VMS deposits of the bimodal‐ mafic class (n=326; data from Franklin et al., 2005).  Tambogrande deposits are labeled.  KC =  Kidd Creek deposit.  A. Copper and B. Zinc       Chapter 1      Page 19      Figure 1.6.  Gold grade (grams/tonne) versus size of the deposit (tonnes) for global VMS  deposits of the bimodal‐mafic class (n=326; data from Franklin et al., 2005).  Tambogrande  deposits are labeled.  KC = Kidd Creek deposit.  Chapter 1      Page 20  Table 1.1.  Individual deposit data from number drill holes, tonnage and grade (Manhattan  Minerals, 2002).      Deposit # Drill holes Category1 Metric Tonnes Cu % Zn % Au g/t Ag g/t TG1 sulphide ore 357 Indicated2 56,156,000 1.6 1 0.5 26 Inferred2 3,295,000 1.5 0.8 0.4 18 Probable3 49,200,000 1.6 1 0.4 18 All categories 108,651,000 1.6 1.0 0.5 22 TG1 oxide ore 357 Indicated4 7,964,000 --- --- 3.6 62 Inferred4 725,000 --- --- 3.4 62 Probable5 8,056,000 --- --- 3.5 67 All categories 16,745,000 3.5 64 TG3 sulphide ore 53 Inferred6 82,000,000 1 1.4 0.8 25 B5 sulphide ore 14 ? ? ? ? ? 1 The reserves and resources are calculated in accordance with National Instrument 43‐101 ‐ Standards of  Disclosure For Mineral Projects.  Mineral Reserves presented here are as at December 31, 2000, based on pre‐ feasibility Studies.  Mineral Resources for TG‐1 have been reviewed and updated (March 2002).  All  calculations are based on the following metal prices:  Cu US$ 0.90/lb, Zn US$ 0.55/lb, Au US$ 300/lb, Ag US$  5.00/lb.  2 resource with 0.75% Cu equivalent cutoff (Cu equiv. = Cu% + 0.61 Zn%) for sulphide ore and 1 g/t Au cutoff  for oxide ore.  3 reserves are calculated on variable NSR cut‐offs and incorporate 200,000 tonnes of external dilution and 400,000  tonnes of internal dike dilution, both taken at 0 grade.  4 resource is calculated based on a cut‐off grade of 1.0 g/t gold. High values have been cut to 20 g/t Au and 150  g/t Ag in the lower grade Oxide zone (main body) and 50 g/t Au and 2000 g/t Ag in the higher‐grade Transition  zone (contact zone with sulphide).  5 reserves are calculated on a Net Smelter Return (NSR) cut‐off of US$8.53 and incorporate 95,000 tonnes of  external dilution taken at zero grade.  6 resource with cutoff at 0.5% Cu equivalent.  Note: lead assays were not reported in resource estimates but for approximation purposes yield ~0.11% Pb at  TG1, based on the author’s calculations in this study for more than 8600 ore grade samples (i.e., 0.75% Cu  equivalent).    Chapter 1      Page 21  1.9  References   Atherton, M.P., Pitcher, W.S., and Warden, V.  1983.  The Mesozoic marginal basin of central  Peru, Nature, 305: 303‐306.     Barrie, C.T. and Hannington, M.D.  1999.  Classification of volcanic‐associated massive sulphide  deposits based on host‐rock composition.  In Volcanic‐associated massive sulphide deposits:  processes and examples in modern and ancient settings.  Edited by C.T. Barrie and M.D.  Hannington.  Reviews in Economic Geology, 8: 1‐11.    Barrie, C.T., Cathles, L.M., Erendi, A. 1999. Finite element heat and fluid‐flow computer  simulations of a deep ultramafic sill model for the giant Kidd Creek volcanic‐associated  massive sulphide deposit, Abitibi Subprovince, Canada.  In The Giant Kidd Creek  Volcanogenic Massive Sulphide Deposit, Western Abitibi Subprovince.  Edited by M.D.  Hannington and C.T. Barrie.  Economic Geology Monograph 10, pp. 529‐540.    Barriga, F.J.A.S. and Fyfe, W.S.  1988.  Giant pyritic base‐metal deposits: the example of Feitais  (Aljustrel, Portugal).  Chemical Geology, 69: 331‐343.    Benavides‐Caceres, V.  1999.  Orogenic evolution of the Peruvian Andes; the Andean Cycle;  geology and ore deposits of the central Andes, Special Publication ‐ Society of Economic  Geologists, 7: 61‐107.     Clark, A.H.  1993.  Are outsize porphyry copper deposits either anatomically or environmentally  distinctive?; giant ore deposits.  In Giant Deposits.  Edited by Whiting, B.H., Hodgson, C.J.,  and Mason, R.  Society of Economic Geologists, Special Publication 2, pp. 213‐284.    Clark, A.H.  1995.  Proceeding of the Second Giant Ore Deposits Workshop, Giant Ore Deposits‐ II; Controls on the scale of orogenic magmatic‐hydrothermal mineralization: Department  of Geological Sciences, Queen's University, Kingston, Ontario, Canada, 753 p.      Converse, D.R., Holland, H.D., and Edmond, J.M.  1984.  Flow rates in the axial hot springs of the  East Pacific Rise (21oN): implications for the heat budget and the formation of massive  sulphide deposits.  Earth and Planetary Science Letters, 69: 159‐175.    Dalziel, I.W.D., Vine, F.J. and Smith, A.G. 1981. Back‐arc extension in the southern Andes; a  review and critical reappraisal; extensional tectonics associated with convergent plate  boundaries, Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A:  Mathematical and Physical Sciences, 300: 319‐335.     Danielson, T., J.  2000.  Age, paleotectonic setting, and common Pb isotope signature of the San  Nicolás volcanogenic massive sulphide deposit, southeastern Zacatecas state, central  Mexico.  Unpublished M.Sc. thesis, University of British Columbia, Vancouver, B.C.,  Canada, 120 p.    Chapter 1      Page 22  Doyle, M. G., and Allen, R. L.  2003.  Subseafloor replacement in volcanic‐hosted massive sulfide  deposits. Ore Geology Reviews, 23: 183‐222.    Eastoe, C.J. and Gustin, M.M. 1996. Volcanogenic massive sulfide deposits and anoxia in the  Phanerozoic oceans, Ore Geology Reviews, 10: 179‐197.    Feely, R.A., Massoth, G.J., Trefry, J.H., Baker, E.T., Paulson, A.J., and Lebon, G.T.  1994.   Composition and sedimentation of hydrothermal plume particles from the North Cleft  segment, Juan de Fuca Ridge.  Journal of Geophysical Research, 99: 4985‐5006.    Franklin, J.M., Sangster, D.M., and Lydon, J.W.  1981.  Volcanic‐associated massive sulfide  deposits. In Economic geology; Seventy‐fifth Anniversary Volume; 1905‐1980. Edited by  B.J. Skinner. Economic Geology Publishing Co., pp. 485‐627.    Franklin, J.M., Gibson, H.L., Jonasson, I.R., and Galley, A.G.  2005.  Volcanogenic massive sulfide  deposits. In Economic Geology; one hundredth anniversary volume, 1905‐2005.  Edited by  J.W. Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb and J.P. Richards.  Society of Economic  Geologists, pp. 523‐560.    Galley, A.G.  1993.  Semi‐conformable alteration zones in volcanogenic massive sulphide  districts.  Journal of Geochemical Exploration, 48: 175‐200.    Gibson, H.L. and Watkinson, D.H. 1990. Volcanogenic massive sulphide deposits of the Noranda  cauldron and shield volcano, Quebec; Special Volume ‐ Canadian Institute of Mining and  Metallurgy, 43: 119‐132.     Gibson, H.L., Kerr, D.J., and Cattalani, S. 2000. The Horne Mine; geology, history, influence on  genetic models, and a comparison to the Kidd Creek Mine, Exploration and Mining  Geology, 9: 91‐111.     Goodfellow, W.D. and Zierenberg, R.A. 1999. Genesis of massive sulfide deposits at sediment‐ covered spreading centers, Reviews in Economic Geology, 8: 297‐324.     Goodfellow, W.D. and Peter, J.M.  1996.  Sulphur isotope composition of the Brunswick No. 12  massive sulphide deposit, Bathurst Mining Camp, New Brunswick: implications for  ambient environment, sulphur source, and ore genesis.  Canadian Journal of Earth  Sciences, 33: 231‐251.    Hannington, M.D. and Barrie, C.T.  1999.  The Giant Kidd Creek Volcanogenic Massive Sulphide  Deposit, Western Abitibi Subprovince, Canada.  Economic Geology, Monograph 10, 672 p.    Hannington, M.D., Jonasson, I.R., Herzig, P.M., and Peterson, S.  1995.  Physical and chemical  processes of seafloor mineralization at mid‐ocean ridges.  American Geophysical Union  Monograph 91, pp. 115‐157.    Chapter 1      Page 23  Hannington, M.D., Bleeker, W., Kjarsgaard, I.  1999.  Sulfide mineralogy, geochemistry and ore  genesis of the Kidd Creek deposit: part I.  North, central, and south orebodies.   In The  Giant Kidd Creek Volcanogenic Massive Sulphide Deposit, Western Abitibi Subprovince.   Edited by M.D. Hannington and C.T. Barrie.  Economic Geology Monograph 10, pp.163‐ 224.    Hanson, R.E., Wilson, T.J., Harmon, R.S. and Rapela, C.W. 1991. Submarine rhyolitic volcanism in  a Jurassic proto‐marginal basin; southern Andes, Chile and Argentina; Andean magmatism  and its tectonic setting, Special Paper ‐ Geological Society of America, 265: 13‐27.     Hedenquist, J.W., Arribas R, A., and Gonzalez‐Urien, E. 2000. Exploration for epithermal gold  deposits; Gold in 2000, Reviews in Economic Geology, 13: 245‐277.     Herrington, R., Maslennikov, V., Zaykov, V., Seravkin, I., Kosarev, A., Buschmann, B., Orgeval, J.,  Holland, N., Tesalina, S., Nimis, P., and Armstrong, R. 2005. Classification of VMS deposits;  lessons from the Uralides; Ore Geology Reviews, 27: 203‐237.     Herzig, P.M. and Hannington, M.D. 1995. Polymetallic massive sulfides at the modern seafloor,  a review; Ore Geology Reviews, 10: 95‐115.     Humphris, S.E., Zierenberg, R.A., Mullineaux, L.S., and Thomson, R.E.  1995.  Seafloor  Hydrothermal Systems: Physical, Chemical, Biological, and Geological Interactions.   Geophysical Monograph 91, American Geophysical Union, Washington, D.C., 466 p.    Injoque, J. Miranda, C., Duninn‐Borkowski, E.  1979.  Estudio de la genesis del yacimiento de  Tambo Grande y sus implicancias.  Boletin de la Sociedad del Peru, 64: 73‐99.    Jaillard, É, Laubacher, G., Bengston, P., Dhondt, A., and Bulot, L.  1999.  Stratigraphy and  evolution of the Cretaceous forearc “Celica‐Lancones basin” of Southwestern Ecuador.   Journal of South American Earth Sciences, 12: 51‐68.    Jaillard, E., Herail, G., Monfret, T., Diaz‐Martinez, E., Baby, P., Lavenu, A. and Dumont, J.F.  2000.   Tectonic evolution of the Andes of Ecuador, Perú, Bolivia and northernmost Chile; tectonic  evolution of South America.  In Tectonic evolution of South America, 31st International  Geological Congress, Rio de Janeiro, Brazil.  Edited by U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz  Filho and D.A. Campos, pp. 481–559.    Jaillard, E., Ordonez, M., Berrones, G., Bengtson, P., Bonhomme, M., Jimenez, N., and  Zambrano, I. 1996. Sedimentary and tectonic evolution of the arc zone of southwestern  Ecuador during Late Cretaceous and Early Tertiary times; Andean geodynamics.  Journal of  South American Earth Sciences, 9: 131‐140.     Johnson, B.J., Montante‐Martinez, J.A., Cenela‐Barboza, M., and Danielson, T.J.  2000.  Geology  of the San Nicolás deposit, Zacatecas.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R.  Sherlock and M.A.V. Logan.  Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division,  Special Paper No.2., pp. 71‐85.  Chapter 1      Page 24    Kerr, D. and Gibson, H.L.  1993.  A comparison of the Horne volcanogenic massive sulphide  deposit and intracauldron deposits of the Mine sequence, Noranda, Quebec.  Economic  Geology, 88: 1419‐1442.    Large, R.R.  1992.  Australian volcanic‐hosted massive sulfide deposits: Features, styles, and  genetic models.  Economic Geology, 87: 471–510.    Lydon, J.W. 1984. Volcanogenic massive sulphide deposits, part 1: A descriptive model.   Geoscience Canada, 15: 195‐202.     Lydon, J.W. 1988. Volcanogenic massive sulphide deposits, part 2: genetic models. Geoscience  Canada, 15: 43‐65.     Ly Zevallos, P.  2000.  Cerro Lindo Project.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R.  Sherlock and M.A.V. Logan. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division,  Special Paper No.2., pp. 407‐422.    Manhattan Minerals Corporation.  2002.  Annual Report      Mitouard, P., Kissel, C., and Laj, C. 1990. Post‐Oligocene rotations in southern Ecuador and  northern Peru and the formation of the Huancabamba deflection in the Andean cordillera,  Earth and Planetary Science Letters, 98: 329‐339.     Mourier, T., Laj, C., Mégard, F., Roperch, P., Mitouard, P., and Farfan Medrano, A. 1988. An  accreted continental terrane in northwestern Peru, Earth and Planetary Science Letters,  88: 182‐192.     Ohmoto, H. 1996. Formation of volcanogenic massive sulfide deposits; the Kuroko perspective;  Ore Geology Reviews, 10: 135‐177.     Reyes, L.R. and Caldas, J.Y.  1987.  Geologia de los Cuadranglos de las Playas, La Tina, Las Lomas,  Ayabaca, San Antonio.  Instituto Geologico Minero y Metalurgio, Bul. 49., 83 p.    Rona, P. 1988. Hydrothermal mineralization at ocean ridges; Canadian Mineralogist, 26: 431‐ 465.     Sáez, R., Pascual, E., Toscano, M. and Almodóvar, G.R.  1999.  The Iberian type of volcano‐ sedimentary massive sulphide deposits.  Mineralium Deposita, 34: 549‐570.    Sangster, D.F.  1972.  Precambrian massive sulphide deposits in Canada: a review.  Geological  Survey of Canada, Paper 72‐22.    Singer, D.A.  1995.  World class base and precious metal deposits; a quantitative analysis,  Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 90: 88‐104.    Chapter 1      Page 25  Chapter 1      Page 26  Syme, E.C., and Bailes, A.H., 1993. Stratigraphic and tectonic setting of Early Proterozoic  volcanogenic massive sulphide deposits, Flin Flon, Manitoba:  Economic Geology, 88: 566‐ 589.     Tegart, P., Allen, G., Carstensen, A.  2000.  Regional setting, stratigraphy, alteration and  mineralization of the Tambo Grande VMS district, Piura Department, Northern Perú.  In  VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2. pp. 375‐405.    Vergara, M., Levi, B., Nyström, J.O., Cancino, A.  1995.  Jurassic and Early Cretaceous island arc  volcanism, extension, and subsidence in the Coast Range of central Chile.  Geological  Society of America Bulletin, 107: 1427‐1440.  Chapter 2.  Volcanic Stratigraphy and Geochronology of the Cretaceous Lancones Basin,  Northwestern Perú 1    2.1  Overview  A ~10 km‐thick sequence of Cretaceous basaltic to rhyolitic volcanic rocks forms the arc  component of the Lancones Basin in northwestern Perú and underlies part of the  Huancabamba deflection.   The marine volcanic successions show markedly different  compositional features and depositional facies and suggest two main formational  environments, consistent with a maturing arc and shallowing marine basin.  The earliest  volcanism accompanying rifting, referred to as phase 1, was dominated by basaltic pillow lava  and breccias with lesser aphyric to feldspar‐quartz porphyritic felsic volcanic rocks.  These  volcanic successions filled the lowest exposed portion of the basin and were accompanied by  volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits, which are inferred to have formed in a relatively  deep marine setting.  U‐Pb zircon dating of felsic volcanic rocks associated with VMS deposits at  Tambogrande indicate ages from 104.8 ±1.3 to 100.2 ±0.5 Ma for the phase 1 volcanic  sequence.  The timing of onset of rift‐related volcanism is not well constrained, but is therefore  of middle Albian age or older.  Phase 2 volcanism is composed of latest Albian to Turonian  successions of relatively more felsic‐rich volcaniclastic rocks and yields U‐Pb zircon ages of  99.3±0.3 to 91.1 ±1.0 Ma.  Successions of phase 2 volcanism are intercalated and overlain by  siliciclastic and carbonate sedimentary sequences prevalent in the western forearc section of  the basin.  Phase 2 volcanism is followed by granitoid plutonism of the Coastal Batholith  beginning in the Late Cretaceous.                                                             1 A version of this chapter will be submitted for publication. Winter, L.S., Tosdal, R., and Mortensen, J. Volcanic Stratigraphy and Geochronology of the Cretaceous Lancones Basin, Northwestern Perú. Chapter 2      Page 27          The genesis of the Cretaceous Lancones Basin and other equivalent rift‐related basins in  western South America, including the Western Peruvian Trough, is related tectonically to the  break‐up of Gondwana.  Phase 1 volcanism in the Lancones Basin in Albian times coincided with  the initial rift stage, prior to active oceanic spreading, between South America and Africa.   During this time the relatively stationary western margin of continental South America was  undergoing extension and rifting due to a westwards (oceanwards) retreating arc, resembling a  Mariana arc type setting.  The Mochica orogeny marks the termination of rifting, subsidence  and related volcanism along the western margin of South America.  This orogenic event also  broadly coincides with the onset of spreading of the South Atlantic and westward drift of the  South American continent.  Subsequent phase 2 volcanism was more continental arc‐like under  an Andean‐type arc scenario.    2.2  Introduction  The Lancones Basin of northwestern Perú (also known as the Celica‐Lancones Basin; Jaillard  et al., 1999), represents a Cretaceous marine volcanic and sedimentary succession with large  tonnage deposits of base‐ and precious‐metal‐bearing massive sulphides around Tambogrande  (Tegart et al., 2000; Chapter 3).  The basin overlaps both the Western Cordillera and the Para‐ Andean Depression of northwestern Perú and southwestern Ecuador (Fig. 2.1) and represents  the northernmost of a series of Late Jurassic to Early Cretaceous continental margin, arc‐related  rift basins extending along the South American western margin through Perú (Huarmey and  Cañete Basins or Western Peruvian Trough; Myers, 1974; Cobbing et al., 1981; Atherton et al.,  1983), Chile (Coast Range; Vergara et al., 1995), and Argentina (Rocas Verdes; Dalziel, 1981;  Hanson and Wilson, 1991).  In comparison to the other segments of the marginal rift system,  Chapter 2      Page 28          the Lancones basin is well preserved and includes the arc and forearc components as well as  accreted allochthonous crustal blocks (i.e., the Amotape terrain; Fig. 2.2).    In this chapter the geology of the Lancones Basin, with emphasis on the volcanic  successions and the eastern portion of the basin, are reviewed based on recent mapping and  examination of diamond drill core.  This documentation represents a detailed account of the  volcanic successions of the Lancones basin and places the Tambogrande volcanogenic massive  sulphide (VMS) deposits in a stratigraphic context.  These VMS deposits represent the largest of  the massive sulphide deposits in Perú and represent the most significant group of VMS deposits  in South America, each with a gross tonnage of massive sulphide of ~100 Mt.  Furthermore,  they are within the upper 3% of all VMS deposits of their type globally with respect to size  (Franklin et al., 2005).  In addition, the first U‐Pb zircon ages for the volcanic rocks from the  Lancones marginal basin of northwestern coastal Perú are presented herein.    In this paper  (i) a chronostratigraphic framework for the volcanic successions of the  Lancones basin is provided; (ii) the field criteria are used to recognize the various sequences  and redefine formations; (iii) the volcanic depositional setting including the VMS environs and  the evolution of the setting through time are presented; (iv) a comparison of the volcanic  stratigraphy of the Lancones basin with other Cretaceous sequences in Perú and elsewhere is  provided; and (v) an explanation of how the Mesozoic volcanic arc is related to the  tectonomagmatic evolution of South America is provided.  Because northwestern Perú lies in a  major oroclinal bend, the Huancabamba deflection, additional constraints on the tectonic  development of this region improves upon understanding of the tectonomagmatic history the  Andes.    Chapter 2      Page 29          2.3  Tectonic Setting  The tectonic evolution of the Jurassic to Tertiary South American western margin was  largely a function of terrain accretion and variable plate convergence directions and rates (Soler  and Bonhomme, 1990).  The latter was influenced by the late stages of Gondwana breakup in  the Early Cretaceous.  These events which triggered subduction along the western margin of  the continent mark the oldest phase of the Andean Cycle (Benavides‐Cáceres, 1999).   Throughout the Jurassic, a southeast‐directed subduction system was responsible for  continental arc volcanism along the Ecuadorian segment (Litherland et al., 1994), whereas a  sinistral transform system dominated the Peruvian segment (Fig. 2.3A; Jaillard et al., 2000).  A  shift towards northeast‐directed convergence occurred in the Early Cretaceous.  This is  indicated by the termination of the arc along the Ecuadorian segment.    The Amotape terrane is a microcontinental block of Paleozoic or older metasedimentary  rocks and Triassic metaplutonic rocks based on U‐Pb zircon ages (Noble et al., 1997; Appendix  B).  Within the Amotape Terrane in southern Ecuador, high pressure metamorphosed oceanic  rocks yield cooling ages of ~132‐110 Ma (Arculus et al., 1999; Bosch et al., 2002) that record  accretion to continental South America during the Neocomian.  The allochthonous Amotape  terrane was transported northward and accreted in the Early Cretaceous with northeast‐ trending dextral faults developed during clockwise rotation (Mourier et al., 1988; Fig. 2.3B).   The accretion is temporally linked to, and likely triggered, the westward relocation of the plate  boundary which manifested as a new subduction zone along the north‐northwest‐trending  Peruvian segment.  Under this Mariana‐type arc system, steep subduction and slab roll‐back  caused extension and attenuation in the overriding continental plate and resulted in rifting and  the formation of the Lancones Basin, followed by the deposition of marine sequences and the  Chapter 2      Page 30          eruption of large volumes of mafic‐dominated arc volcanic rocks (Fig. 2.3C; Benavides‐Cáceres,  1999).  A clockwise rotation may have been related to the opening of the Lancones Basin in  Albian times (Winter et al., 2002).  Gravity modeling of crustal structure along the Peruvian  continental margin indicates that a dense arch‐like structure of 3.0 g/cm3 underlies the  volcanic‐dominated portion of the Western Peruvian Trough and possibly represents the  intrusion of basic material into the continental crust (Jones, 1981).   In late Albian times the geodynamical cycle shifted towards Andean‐type subduction and  marked the first Andean compressive tectonism, i.e., Mochica Phase (Mégard, 1984) and  subsequent continental arc volcanism and plutonism (Coastal Batholith).  An increasing  convergence rate through the Albian (Soler and Bonhomme, 1990), temporally linked to the  opening of the South Atlantic, may have been responsible for this transition in subduction zone  setting.  A series of post‐rift collisional events along the Northern Andes in Ecuador shortened  the Lancones basin and contributed an additional component of clockwise rotation (Mitouard  et al., 1990).  The accretion of the Pallatanga Terrane in the Late Cretaceous to Paleocene (Fig.  2.3D) and the Macuchi Island Arc in the late Eocene to early Oligocene (Huges and Pilatasig,  2002; Spikings et al., 2005) led to the current terrain configuration (Fig. 2.3E).  This compressive  tectonic regime continues to the present day.    2.4  Regional Geology  The Lancones Basin is situated at a major oroclinal bend in the Andes, the Huancabamba  deflection, which separates the north‐northwest‐trending Peruvian Andes from the northeast‐ trending Ecuadorian Andes (Mitouard et al., 1990; Fig. 2.2).  The basin is limited to the east‐ southeast and southwest to north by continental crustal blocks that represent the Jurassic to  Early Cretaceous pre‐rift Andean margin and were topographical highs during deposition in  Chapter 2      Page 31          Mesozoic times (Cobbing et al., 1981).  To the southeast, the Paleozoic(?) Olmos Massif is a  probable reactivated margin of the Amazonian craton (Macfarlane, 1999).  This poorly defined  terrain consists of pre‐Ordovician greenschist facies pelitic to psammitic rocks overlain by  platform carbonate rocks of Triassic to Early Jurassic age, considered equivalent to the Marañon  Geanticline farther southeast in the Perú (Cobbing et al., 1981; Reyes and Caldas, 1987;  Mourier et al., 1988; Litherland et al., 1994).  Bordering the Lancones basin to the southwest,  west and north, are Paleozoic or older meta‐sedimentary rocks and Triassic granitic rocks of the  Amotape Range (Mourier et al., 1988; Aspden et al., 1995; Noble et al., 1997; Appendix B).    Volcanic and sedimentary rocks of the Cretaceous Lancones basin can be subdivided into an  eastern volcanic arc and western forearc.  The rocks are exposed over 135 kilometres in strike  and ~150 kilometres width through northwestern Perú and southwestern Ecuador.   The basin  extends beneath Tertiary cover in the southwest for up to an additional 50 kilometres (Fig. 2.2).   An eastern volcanic arc sequence up to 80 km wide consists of mafic to felsic volcanic and  volcaniclastic rocks.  These uppermost of the volcanic successions grade into sedimentary rocks  which dominate the western forearc portion of the Lancones Basin (Jaillard et al., 1999).  The  forearc turbiditic subbasin was filled with the 3 km thick Copa Sombrero Group that interfingers  at the base of the group but, for the most part, overlap and buried the volcanic arc sequence  (Chávez and Nuñez del Prado, 1991; Morris and Aleman, 1975; Jaillard et al., 1996, 1999).  Late  Cretaceous‐Tertiary marine sequences as well as Pleistocene and recent sediments  unconformably cover all older rocks.  2.5  Volcanic Stratigraphy  The stratigraphic units that define the volcanic arc sequence of the Lancones Basin include a  wide spectrum of compositions and volcanic rock types ranging from effusive lava flows to  Chapter 2      Page 32          pyroclastic rocks, from mafic to felsic volcanic rocks with less abundant intermediate  compositions, and with variable proportions of intercalated sedimentary rocks.  In general, the  sequence evolved from lava flow facies to volcaniclastic‐rich to sedimentary successions.  The  sequence also appears to evolve from deep to shallow marine, and with possibly subaerial  volcanic rocks deposited in the uppermost sections.    Four main formations (modified from Reyes and Caldas, 1987) define the volcanic arc  sequence of the Lancones Basin (Figs. 4, 5).  The Cerro San Lorenzo Formation is introduced in  this study as a new formation with the type locality located south of the San Lorenzo reservoir.   This formation represents a significant component of, but is considered distinctive from, the  former Cerro El Ereo Formation of Reyes and Caldas (1987) within which it was previously  included.  The Cerro El Ereo Formation has been retained, named for the topographically Ereo  Hill which is comprised wholly of this sequence.  Cerro El Ereo is defined by a distinctive  porphyritic mafic lava flow sequence that differs from the pillow basalt sequence of the Cerro  San Lorenzo Formation in terms of composition and depositional facies.  In addition, the La  Bocana and Lancones Formations have been revised to define the La Bocana Formation as a  volcanic‐volcaniclastic sequence, whereas the overlying and thicker calcareous‐siliciclastic  sedimentary dominated successions are assigned solely to the Lancones Formation.   Furthermore, estimates from this study suggest a significantly greater total thickness (~ 8 to 10  km; Fig. 2.6) for the volcanic arc sequence as compared to previous estimates of ~2 km (Reyes  and Caldas, 1987).  In Ecuador the volcanic and volcaniclastic sequence has not been studied in  detail and is described as a 2 to 3 km‐thick package of dominantly mafic pillow lavas and related  volcaniclastic rocks (Jaillard et al., 1996).  Fossils have been reported only from the La Bocana  Formation and stratigraphically higher successions (Reyes and Caldas, 1987).    Chapter 2      Page 33          The volcanic arc sequence of the Lancones Basin is subdivided into two main tectono‐ volcanic phases based on depositional facies, composition and chronology.  The Cerro San  Lorenzo Formation represents phase 1 and the Cerro El Ereo, La Bocana and Lancones  Formations compose phase 2.  Phase 1, a mafic‐dominated sequence characterized by lava  flows and associated breccia, minor aphyric felsic lava, and general absence of siliciclastic  sedimentary rocks is interpreted to represent a deep water environment.  The basal contact has  not been seen in outcrop or drill core but siliciclastic rocks of the San Pedro Group present to  the east are interpreted as the earliest of the Cretaceous sequences within the basin (Reyes and  Caldas, 1987).  Geochronological data presented herein limit phase 1 volcanic rocks to the late  Albian.  The phase 1 volcanic sequence is of economic interest as it hosts all known VMS  deposits in the Lancones basin.    The phase 2 volcanic cycle is defined as an 8 km‐thick sequence of mafic to felsic volcanic  and volcaniclastic rocks with subordinate sedimentary rocks that represent a more shallow  water setting.  The upper part of the phase 2 volcanic cycle, the Lancones Formation, is  dominated by volcaniclastic rocks and intercalated with sedimentary and notably calcareous  rocks that mark a transition to forearc turbidite of the Copa Sombrero Group.  Rocks within  phase 2 are late Albian to Turonian(?) based on geochronological data presented in this  chapter.   Metamorphic grades range from zeolite to lower greenschist facies, with the higher  metamorphic grade mineral assemblages due to the thermal metamorphism around younger  plutonic rocks.  Diagenesis and seafloor metasomatism,due to seawater‐rock interaction,  resulted in a wide range of low‐temperature replacement and open‐space‐filling minerals  within basaltic rocks, including analcite, albite (after plagioclase), amphibole (uralitized  Chapter 2      Page 34          clinopyroxene), carbonate minerals, chlorite, epidote, hematite, palagonite (after groundmass  glass), prehnite, pumpellyite, sericite or various clays (sausseritized feldspar), and zeolites.   Hydrothermal alteration is confined to discordant zones of the footwall rocks immediately  below massive sulphide deposits and includes variable replacement of the rocks with Fe‐ chlorite, sericite and quartz in addition to stringer and disseminated sulphide mineralization  (Tegart et al., 2000).  None of the rocks in this study show the effects of significant ductile strain  and primary textures are generally well preserved.  2.5.1  Cerro San Lorenzo Formation  The lowermost of the volcanic sequences, the Cerro San Lorenzo Formation (Fig. 2.6), is  characterized by bimodal volcanic rocks dominated by pillow basalt.  The depositional  environment is considered to have been relatively deep marine, based on the absence of the  pyroclastic rocks and with sedimentary rocks limited to thin units of laminated black mudstone.   Felsic volcanic rocks represent approximately 10% or less of the total volume of the formation.   Drill holes in the south of the basin near the vicinity of the massive sulphide deposits tested to a  maximum depth of ~800 m and did not intersect a basal contact of the Cerro San Lorenzo  Formation.  Simplified geological sections, interpreted from data generated through field  mapping as well as drill core (Fig. 2.5), suggest a possible thickness of up to 2,500 m.    Basalt is variably feldspar‐ (0‐20%) and augite‐ (0‐5%) porphyritic or microporphyritic, and is  typically vesicular with 2‐10%, 1‐5 mm amygdules (Fig. 2.7A).  Near the B5 deposit (Fig. 2.1),  basalt is locally scoria‐like and includes breccia with mm‐scale clasts dominated by bubble wall  shards (Fig. 2.7B, C).  Massive to pillowed flows are the most common lithofacies and form  monotonous nondescript intervals up to several hundred metres thick.  Pillows are typically 0.5‐ 1.0 m in diameter (Fig. 2.7D), commonly with radial fractures and ‘onion‐skin’‐type concentric  flow foliations (Fig. 2.7E).  Individual pillow lava flow units are decametres thick and associated  Chapter 2      Page 35          with a variety of breccia types (Fig. 2.7F).  Pillow fragment breccia is derived from the collapse  of pillow mounds that vary from proximal talus breccia to distal facies showing evidence of  mass transport, e.g., reverse sorting (Fig. 2.7G).  Basaltic autoclastic breccia within the Cerro  San Lorenzo Formation includes hyaloclastite and autobreccia.  Hyaloclastite has angular and  cuspate, mostly pebble‐size breccia clasts with distinct clast outlines and often jigsaw‐fit  textures due to quench fragmentation in seawater (Fig. 2.7H).  Autobreccia, formed due to  viscosity variations within a cooling and flowing lava, display amoeboid‐shaped clasts with  abundant, fine (< 1 mm) amygdules (Fig. 2.7I).  Autobreccia clasts are typically maroon colour  due to hematization and have diffuse clast margins that grade into a darker, chloritic matrix.   Volcanic rocks of the Cerro San Lorenzo Formation host all known VMS deposits and  prospects (TG1, TG3, and B5).  Though outcrop is poor to non‐existent in the vicinity of the  deposits, an extensive drill core library was available for study.  Construction of a rhyolite‐dacite  volcanic complex intimately associated with the VMS deposits is documented by Winter et al.  (2004).  The extent of the felsic complex is not completely delimited, but at TG1 and TG3 it is a  minimum of 2 km in diameter and with a composite thickness of up to at least 300 m.    Felsic volcanic rocks represented by massive (Fig. 2.8A) to flow banded lavas, domes or  dykes of dacitic to rhyolitic composition and are associated with a variety of volcaniclastic rocks.   Breccia is common and varies from units of in‐situ autoclastic breccia (Fig. 2.8B) to transported  deposits (Fig. 2.8C).  Lava flow‐dome complexes are dominated by buff to light grey, aphyric to  weakly feldspar porphyritic, rarely amygdaloidal, but locally spherulitic and perlitic dacite‐ rhyolite.  Textures indicate the felsic volcanic rocks are mostly lavas and dykes with associated  in‐situ breccias and proximal re‐sedimented volcaniclastic units.  Quartz porphyritic lavas are  not recognized near the VMS deposits and are generally uncommon throughout the Cerro San  Chapter 2      Page 36          Lorenzo Formation.  However, quartz‐plagioclase porphyritic rhyolite forms late dykes or stocks  within the volcanic complex at TG1 and elsewhere in the formation.  Dacitic lava flows and  breccias are conspicuous in the immediate hanging wall of the TG1 and TG3 deposits.  The  dacite is characterized by distinctive pale grey‐green, aphyric to feldspar porphyritic textures,  and is commonly amygdule‐rich (Fig. 2.8D).    Sedimentary rocks in the Cerro San Lorenzo Formation are limited to thin‐bedded to  laminated, black, carbonaceous mudstones in less than 1 m‐thick units.  Although  volumetrically minor, these pelagic sedimentary rocks are ubiquitous throughout this  formation.  No other sedimentary rock types are known to occur in the Cerro San Lorenzo  Formation.   2.5.2  Cerro El Ereo Formation  Though the lower contact with the Cerro San Lorenzo Formation is not exposed, the upper  contact with the La Bocana Formation is conformable and relatively sharp.  This sequence has a  rather limited geographic distribution in the western‐central part of the area and does not  extend north of the Las Lomas pluton (Fig. 2.4).  This study restricts the rocks included therein  to those of similar character that outcrop on the western side of the study area (Figs. 4, 5).  The  Cerro El Ereo Formation has an approximate thickness of up to 2,000m.  An entirely mafic volcanic sequence, the Cerro El Ereo Formation, is defined by distinctive  and monotonous coarse ‘crowded’ feldspar porphyritic volcanic and breccia and minor  coherent lava.  Subhedral feldspar phenocrysts to glomerocrysts range from 1 mm to >10 mm,  averaging 4‐5 mm (Fig. 2.9A).  Amygdaloidal lava flows are generally not common, though  amygdaloidal clasts are locally present in breccia.  Volcaniclastic rocks in this formation are  typically non‐stratified, matrix‐supported subangular to subround boulder breccia (Fig. 2.9B) or  cobble‐ to pebble‐sized lithic and feldspar crystal tuff (Fig. 2.9C).  Minor, thin bedded feldspar  Chapter 2      Page 37          (and rare pyroxene) crystal and ash tuff, possibly as re‐worked material, occur near the upper  contact of the formation (Fig. 2.9D).  The sequence is also distinctive in the complete absence  of felsic volcanic and sedimentary rocks.  No pillow lava or autoclastic breccia similar to those  common in the Cerro San Lorenzo Formation are known in the El Ereo Formation.  The  dominance of poorly vesicular, matrix‐supported, non‐stratified breccia, with distinctive  porphyritic juvenile and variably abraded clasts, and the limited geographic extent of the unit,  suggests the formation may be the result of a diatreme‐like process.  2.5.3  La Bocana Formation  The La Bocana Formation marks a return to bimodal volcanism of basaltic‐andesite and  rhyolitic rocks, albeit with a greater abundance of volcaniclastic rocks.  The presence of  pyroclastic deposits, including crystal‐rich tuff, may indicate a shift to a relatively more shallow  water depositional setting.  Reyes and Caldas (1987) report an upper Albian age for this  sequence based on fossil evidence.  The La Bocana Formation has an estimated thickness of  3500 m with conformable upper and lower contacts.  Mafic rocks in this unit include highly vesicular, thick flows and dykes (Fig. 2.10A) with well  developed flow foliations (Fig. 2.10B).  Flows are observed to grade into autoclastic deposits of  unsorted coarse breccia (Fig. 2.10C).  ‘Breadcrust’ texture is illustrated by chilled and fractured  margins of lava flows with interstitial hyaloclastic breccia (Fig. 2.10D).  Pillow lava is present in  only a few localities.  However, polygonal jointed mafic lava flow lobes, apophyses and dykes  into volcaniclastic deposits or felsic crystal tuffs (Fig. 2.10E) are common.  Felsic rocks range from coherent facies of quartz‐ and/or feldspar‐ porphyritic lava (lava  flows, domes, dykes) to crystal‐, lithic‐, and pumice‐bearing tuffs (Figs. 2.10F, G).  The La Bocana  Formation is the only sequence in the Lancones Basin to include felsic tuffaceous rocks  indicative of pyroclastic eruptions.  Another enigmatic feature of the felsic volcanic rocks is that  Chapter 2      Page 38          granitic xenoliths are present in several flows and were derived either from older crustal  basement or from related igneous plutonic roots carried in penecontemporaneous eruptions.    Volcaniclastic rocks make up a significant proportion of this unit, and range from chaotic,  matrix‐supported, boulder‐size breccia (Fig. 2.10H) to well sorted, pebble‐size breccia and  decimeters‐thick cross‐bedded volcanic sandstone (Fig. 2.10I).  The boulder breccia occurs as  either talus deposits related to fault scarps or mass flows.  The well‐sorted, coarse clastic rocks  suggest a high energy shallow marine to fluvial environment.  Basaltic‐andesite generally  dominates the clast composition, though felsic volcanic clasts are common.  Locally, calcareous  sedimentary clasts are abundant and occur as blocks up to boulder size.  Mafic and felsic  volcanic rocks are intercalated with the volcaniclastic units and suggest volcanism was also  active in a shallow marine setting.  2.5.4  Lancones Formation  The Lancones Formation consisting of a basal sequences of polylithic, basaltic‐andesite‐rich,  volcaniclastic units represent deposition in a relatively shallow marine environment.  These  thick‐bedded and variably stratified breccias are intercalated with siliciclastic and calcareous  sedimentary units, including limestones, calcareous sandstones, siltstone and greywacke (Fig.  2.11A, B).  Sedimentary rocks become more abundant towards the top of the unit.  Reyes and  Caldas (1987) report fossils in the age range of late Albian and Early Cenomanian.  These rocks  are considered to be gradational into the forearc sedimentary sequences of the Copa Sombrero  Group senso lato in the western Lancones Basin (Fig. 2.4, 11).  2.6  Structural Geology  The Lancones basin is situated at a major oroclinal bend along the Andean chain known as  Huancabamba deflection (Mégard, 1987), where the Andes trend changes from the north‐ northwest in northern Perú to north‐northeast in Ecuador (Fig. 2.2).  Several clockwise rotations  Chapter 2      Page 39          are documented north of the Huancabamba deflection, including ~25‐30° and ~25° in  Cretaceous‐Tertiary and Tertiary times, respectively (Mourier et al., 1988; Mitouard et al.,  1990).  The kinematics of the deformation are poorly understood but suggest the opening of  the Lancones basin may have been an integral part of the Huancabamba deflection.  Part of the  rotation of the Amotape block was suggested by Mourier et al. (1988) to have happened in‐situ  and related to accretion.  Under the model presented (Fig. 2.3C), the opening of the Lancones  basin at the northernmost segment of the Andean rift system had a significant component of  dextral shear and associated clockwise rotation.  Subsequent accretionary tectonism north of  the Huancabamba deflection account for the additional rotations. (Fig. 2.3 D‐E).  Under this  scenario, the Albian rift segment at the Lancones basin may not have differed substantially  from that of the WPT with respect to an original NNW‐trending geometry.  Several deformation events are recognized in northwestern Perú in Late Cretaceous and  Tertiary times (Jaillard et al., 1999), including a mid‐ to late‐Albian tectonic phase correlated  with the Mochica orogeny defined in the central‐northern Andes (Mégard, 1984).  This  deformation is manifested mostly as broad open folds in the eastern Lancones basin, in general  with northeast‐southwest striking, ‘Andean‐normal’, fold axes (Figs. 4, 5).  A series of WNW‐ trending topographic lineaments are identifiable from the satellite data, but do not appear to  have resulted in any mapable displacement (Fig. 2.4).  These linears may be representative of  the same fracture system that controlled the emplacement of the plutonic rocks.    Data derived from oil exploration within the basin (Fig. 2.1) provides additional constraints  on the Mesozoic structural history of the area.  Alencastre (1980) reported a number of faults,  interpreted from petroleum borehole and geophysical data to be as normal or block and  transcurrent faults.  Seismically imaged faults in the Tertiary as well as Cretaceous strata strike  Chapter 2      Page 40          east‐northeast to northeast.  Tegart et al. (2000) suggested northeast‐trending subsurface  Paleozoic faults imaged to the southwest under cover of the Sechura Basin (Alencastre, 1980)  can be projected to the Lancones Basin and inferred these to be primary graben‐bounding  faults controlling the location of Cretaceous volcanic rocks and VMS deposits.    2.7  Plutonic Rocks  As with the segment of the Coastal batholith within Western Peruvian Trough, the batholith  in northwestern Perú has been emplaced within the marginal volcanic arc succession of the  Lancones basin (Fig. 2.1).  Limited plutonism has occurred in the Copa Sombrero Group to the  west.   Although much of the Tambogrande district has been intruded by various phases of the  Coastal batholith, more voluminous plutonism is known to the east of the map area (Fig. 2.4).   The Las Lomas complex, a 15 km‐wide zoned gabbroic to granitic intrusion in the center of the  map area, yields U‐Pb and Ar‐Ar ages that suggest the time of emplacement for these rocks was  47‐88 Ma (Chapter 6).  No outcropping intrusive phases have been identified as syn‐volcanic in  origin.    As the granitoid suites occur within the northeast trending Lancones basin, the Coastal  batholith of northwestern Perú differs in trend from the northwest‐trending central Peruvian  batholith (Fig. 2.4).  Locally, the linear contacts of the granitoid suites (e.g., Las Lomas Complex)  also mimic the northeast trend.  The northeast ‘Andean’ trend in this region is thus  characteristic of both the Coastal batholith and the host volcanic arc suites.  However, as the  Las Lomas complex has been rotated ~25° clockwise (Mitouard et al., 1990), the original  orientation may have been closer to north‐trending.  Chapter 2      Page 41          2.8  U‐Pb Geochronologic Data  Sample preparation and analytical procedures for U‐Pb geochronology are described in  Appendix A.  Two U‐Pb techniques were utilized because of the subtle inherited zircon cores to  many of the zircon populations.  Thermal Ionization Mass Spectrometry (TIMS) and Sensitive  High Resolution Ion Microprobe ‐ Reverse Geometry (SHRIMP‐RG) analytical data are presented  in Tables A1‐A2.  Rock sample and zircon descriptions are provided in Table A3 and shown on  the map (Fig. 2.5).  A total of thirteen U‐Pb zircon analyses are discussed in detail below.   Summarized results are also plotted on schematic regional‐ and mine‐scale stratigraphic  sections (Fig. 2.12).  All errors for these ages are presented as 2 sigma unless otherwise  specified.    Felsic and intermediate volcanic rocks sampled from the project area are generally aphyric  or weakly porphyritic and were typically found to yield low quantities of zircon concentrates.  In  addition, some samples analyzed by TIMS produced an older age due to an inherited  Proterozoic component.  Therefore, a combination of TIMS and SHRIMP‐RG analysis was  selected due to the variability of zircon contents as well as to characterize igneous  crystallization and inherited components.  Amongst the samples processed, with two  exceptions, only quartz porphyritic varieties of felsic volcanic rocks contain zircon.  Nine rock  samples of dacitic to rhyolitic volcanic rocks from the eastern Lancones basin were dated by U‐ Pb zircon methods, including three samples from the Cerro San Lorenzo Formation and six  samples from the La Bocana Formation.  An additional four samples from the La Bocana  Formation displayed strong inheritance and did not yield igneous ages.  U‐Pb zircon ages are  presented from four TIMS and six SHRIMP‐RG analyses.  An additional ~twenty‐five samples  were processed but did not yield zircons.  Chapter 2      Page 42          2.8.1  Volcanic Rocks of the Cerro San Lorenzo Formation  Sample TG1‐136 (rhyolitic volcaniclastic) represents the immediate hanging wall strata to  the TG1 massive sulphide deposit.  This and all other samples yielded zircons that were mostly  clear, colorless, stubby to elongate, euhedral prisms.  The sample produced a small yield of <74  µm zircons that appear entirely magmatic.  Twelve grains were analyzed by SHRIMP‐RG of  which three data points cluster at slightly lower ages and one slightly higher than the main  population and these were omitted from the age calculation.  The weighted mean 206Pb/238U  age of eight analyses is 104.8 ± 1.3 Ma with MSWD of 1.8 (Fig. 2.13A).  Sample LW‐016 (quartz porphyritic rhyolite dyke) was also dated by SHRIMP‐RG analysis.   All crystals appear to be devoid of xenocrysts and display well developed oscillatory to lamellar  zoning under cathodoluminescence (CL; Appendix A).  Excluding two samples that have slightly  higher 206Pb/238U ages than the main population, ten analyses of both cores and rims yield a  single population with a weighted mean 206Pb/238U age of 103.2 ± 1.0 with MSWD of 1.3 (Fig.  2.13B).    Sample TG1‐111 (quartz‐feldspar porphyritic rhyolite dyke cutting the TG1 massive sulphide  deposit) yielded five zircon fractions.  Fractions A and E yield overlapping concordant analyses  (Fig. 2.14A) with a total range of 206Pb/238U ages of 100.2 ± 0.5 Ma, which is interpreted to be  the best estimate for the crystallization age of the sample.  Fraction B is also concordant but  yields a slightly younger 206Pb/238U age, and has possibly suffered minor post‐crystallization Pb‐ loss.  Fractions C and D yield discordant analyses with older 207Pb/206Pb ages, indicating the  presence of minor older inherited zircon components in some of the grains, presumably as  “cryptic” cores that could not be distinguished visually.  Chapter 2      Page 43          2.8.2  Volcanic Rocks of the Lancones Formation  A moderate amount of zircons produced from sample LW‐086 (a single clast from a rhyolite  boulder breccia) was dated using TIMS.  Six fractions were analyzed (Fig. 2.14B).  Fractions B  and C yield overlapping concordant analyses with a total range of 206Pb/238U ages of 99.3 ± 0.3  Ma, which is interpreted to be the best estimate for the crystallization age of the sample.   Fractions E and F have suffered minor post‐crystallization Pb‐loss, and fractions A and D gave  discordant analyses with older 207Pb/206Pb ages, indicating the presence of minor older  inherited zircon components in these fractions.  Sample LW‐013 is a quartz porphyritic rhyolite dyke within the upper Cerro San Lorenzo  Formation near the contact with the La Bocana Formation.  A small quantity of zircons was  recovered.  CL images indicate that a few crystals have small xenocrystic cores, though most  display simple oscillatory zoning (Appendix A).  SHRIMP‐RG analyses of twelve crystals yield no  systematic measurable difference in ages between cores and rims of the wholly magmatic  crystals but show some scatter between 206Pb/238U ages of 96.6 and 104.6 Ma.  Three analyses  with slightly higher 206Pb/238U ages than the main population were rejected and are likely  xenocrystic.  As there is no geologic reason to reject any of the remaining zircon U‐Pb ages, a  weighted average 206Pb/238U age of 99.8 ± 1.6 with MSWD of 3.2 is calculated (Fig. 2.13C).  The  high MSWD reflects the scatter of the data.  Most of the zircons from sample LW‐078 (quartz‐feldspar porphyritic clast in polylithic  breccia) have CL patterns that suggest entirely magmatic phases with oscillatory to lamellar  zoning in igneous cores, though several grains have inherited zircon cores (Appendix A).  Twelve  crystals were analyzed by SHRIMP‐RG.  Sample point 1 yielded a slightly younger age (95.4 Ma)  than the main trend, possible due to Pb‐loss though it was an analysis of a zircon crystal core,  Chapter 2      Page 44          and was omitted from the age calculation.  Eleven data points provide a 206Pb/238U age of 98.9 ±  0.7 Ma with MSWD of 1.1 (Fig. 2.13D).    Four zircon fractions from sample LW‐010 (dacite feldspar porphyry) were analyzed by TIMS  and all yielded concordant analyses (Fig. 2.14C).  Fractions A, C and D yield overlapping error  ellipses with a total range of 206Pb/238U ages of 97.0 ± 0.5 Ma, which is interpreted to be the  best estimate for the crystallization age of the sample.  Fraction E yields a slightly younger  206Pb/238U age, indicating that this fraction suffered minor post‐crystallization Pb‐loss.  Sample LW‐077 (dacite flow and autobreccia) contained abundant zircons and was analyzed  by TIMS with six fractions all giving concordant analyses (Fig. 2.14D).  The analyses scatter along  Concordia, however, likely due to variable effects of post‐crystallization Pb‐loss that were not  completely eliminated by strong air abrasion.  Assuming that no older inherited zircon cores are  present in any of the grains, a minimum crystallization age for the sample is given by the oldest  206Pb/238U age (for fraction B) at 95.0 ± 0.5 Ma.  Most zircons from sample LW‐043 (rhyolite quartz‐feldspar porphyritic flow) in CL imagery  display inherited cores represented by dark, resorbed zones with oscillatory zoned overgrowths  (Appendix A).  The sample was dated using SHRIMP‐RG with nearly all data points selected from  crystal rims.  Two of 12 data points yield substantially younger ages (due to possible significant  Pb‐loss?) and one additional data point with slightly older 206Pb/238U age (95.2 Ma), due to  distinctly different and high U contents (1586 ppm), were rejected.  The weighted mean  206Pb/238U age for nine data points is 91.1 ± 1.0 with a MSWD of 3.7 (Fig. 2.13E).     A number of additional samples display strong Proterozoic inheritance and a meaningful  igneous age could not be calculated.  Sample LW‐051 (quartz‐lithic rhyolite tuff) yielded a  sufficient amount of zircon for three fractions which were analyzed by TIMS (Fig. 2.14E).   Chapter 2      Page 45          Fractions A and B consisted of elongate prismatic grains, whereas C and D were stubby prisms.   Fraction B is slightly discordant near ~70 Ma on the concordia curve; however fractions A and C  are moderately to strongly discordant, indicating that at least these two fractions contained a  significant component of older inherited zircon cores.  Two‐point discordia lines through  fraction B and each of the two more discordant analyses yield calculated upper intercept ages  of 1.16 Ga and 1.51 Ga, suggesting a mainly Mesoproterozoic average for the inherited zircon  component.  The 206Pb/238U age of fraction B is surprisingly young (73.5 Ma), however,  indicating either that this sample has a considerably younger crystallization age than all of the  other dated samples, or that this fraction experienced much stronger post‐crystallization Pb‐ loss than was evident from the systematics of any of the other samples.  A crystallization age  for this sample cannot be assigned on the basis of the available analytical data.  Sample LW‐066 (quartz porphyritic rhyolite breccia) yielded a small quantity of zircon  analyzed by SHRIMP‐RG.  Most samples show strong Pb‐loss and unrealistically young  206Pb/238U ages whereas older ages were measured ranging to 1898 Ma.  Two data points yield  206Pb/238U ages of 99.4 and 99.8 Ma are in agreement with the range of ages determined for  other volcanic rocks in this area (97.0 to 99.3 Ma).    Zircons from samples LW‐026 (quartz‐feldspar porphyritic rhyolite dyke) and LW‐033  (quartz‐feldspar porphyritic rhyolite breccia) also yield dominantly older and inherited  206Pb/238U ages ranging up to ~2540 Ma.  Single zircons from each of LW‐026 and LW‐033 yield  206Pb/238U ages of 90.1 and 90.9 Ma, respectively.  These ages are in agreement with ca. 91 Ma  rhyolite (LW‐043) sampled in this part of the Lancones Formation.  Chapter 2      Page 46          2.9  Discussion  2.9.1  Depositional Evolution of the Lancones Basin  The ~10 km thick stratigraphic package that defines the volcanic arc sequence of the  Lancones Basin represents a large bimodal volcanic eruptive event in mid‐Cretaceous times  within a marginal basin that presently is 150 km wide.  The stratigraphy suggests a progressively  shallowing basin and evolving depositional environment through mid‐Cretaceous times.   Although the continental crust at the Pacific margin would have been significantly thinner than  the present day western Andes, the amount of crustal attenuation and subsidence was  substantial.  An ensialic rift event related to a ‘Mariana‐type’ supra‐subduction zone is  envisaged to account for the volcanism.  The total inferred thickness of the Lancones basin  successions implies a syn‐subsidence depositional environment.  Rifting, crustal subsidence,  volcanism and sedimentation were synchronous.    The Cerro San Lorenzo Formation is interpreted as a relatively deep water facies based on  the absence of pyroclastic rocks and presence of pelagic sedimentary rocks.  Although not  unequivocal evidence of paleowater depth, a volcanic succession comprised entirely of massive  to pillowed lava flows and associated autoclastic deposits may be interpreted as a result of  deep water suppression of erupting lavas resulting in effusive‐only eruptions (Cas, 1992; Batiza  and White, 2000; White et al., 2003).  A deep water environment is also consistent with the  inferred depositional setting and deposit style (i.e., metal budget, alteration) of VMS deposits at  Tambogrande (Tegart et al., 2000; Winter et al., 2004).  The Cerro San Lorenzo Formation lacks abundant siliclastic or distal volcaniclastic deposits  despite the inferred deep water setting in a narrow rifted continental basin.  With continental  topographic highs inferred at both margins, a greater proportion of sedimentary rocks might be  expected in a deep basin, or at least close to the margins of the basin.  Indeed, the San Pedro  Chapter 2      Page 47          Group, interpreted as Albian in its upper parts, has been mapped along the eastern portions of  the Lancones Basin (Reyes and Caldas, 1987) and may be the slope facies of the eastern margin  of the basin in the early‐syn rift phase.  The Copa Sombrero Group forearc sedimentary  sequence temporally overlaps with the entire volcanic arc succession along the western margin.   Clearly sedimentation was active during the volcanic episodes.  Therefore, it is possible that the  Cerro San Lorenzo Formation represents an ocean ridge‐type structure, analogous to back‐arc  volcanic ridge edifices in modern settings.  For comparison, the Manus Basin continental back‐ arc rift hosts an active 700 m‐high bimodal volcanic ridge flanked by siliciclastic rocks (Taylor et  al., 1995).  If the Cerro San Lorenzo Formation had been built as a topographically high volcanic  edifice, the interstratification of volcanic/volcaniclastic and sedimentary rocks may be limited to  the flanks of the volcanic ridge.    All known VMS deposits and prospects are associated with the Cerro San Lorenzo  Formation, the lowermost of the volcanic sequences of the Lancones Basin.  The Cerro San  Lorenzo Formation represents the initial magmatic pulse, or phase 1 volcanic event, of the rift  sequence and appears to have been deposited in a relatively deep water environment during a  period of maximum subsidence.  During phase 2 volcanism, successions become progressively  more volcaniclastic‐ and sediment‐rich and appear to have been deposited in relatively shallow  water as late‐rift, basin‐fill sequences.  Therefore, the association of VMS deposits with the  Cerro San Lorenzo Formation may be linked to the establishment of large‐scale hydrothermal  systems in the early‐rift tectonic stages, during the most likely period of high magma input,  maximum heat flow and high permeability due to rift‐related extensional and transcurrent  faulting.  The phase 2 volcanic sequences have less potential for the discovery of VMS deposits  and are not known to host any VMS‐type mineral occurrences.  Chapter 2      Page 48          2.9.2  Timing and Duration of the Volcanic Arc  U‐Pb TIMS and SHRIMP‐RG zircon ages presented in this paper permit an estimation of the  timing and duration of the arc volcanism in the Lancones Basin (Fig. 2.12).  Volcanism  commenced at a minimum of ca. 105 Ma (Albian) and continued to at least ca. 91 Ma  (Turonian) suggesting a minimum volcanic arc lifespan of ~14 Ma.  The upper age limit of the  volcanic succession is further constrained with U‐Pb zircon ages of 78‐88 Ma for granitic rocks  of the Coastal batholith that intruded into Lancones basin.  In the Ecuadorian segment of the  Lancones basin, granodiorite at the Los Linderos porphyry Cu‐Mo‐Au prospect (Chiaradia et al.,  2004) cuts basaltic rocks and is dated at 88.4 ± 1.0 Ma (Appendix B).  Compared to the youngest  Lancones basin volcanic rocks dated in this study (91.1 ± 1.0 Ma), there is a minimal temporal  transition from arc volcanism to arc plutonism.  Likewise, a temporal overlap from volcanism to  plutonism is recognized within Coastal Batholith the Western Peruvian Trough (Soler and  Bonhomme, 1990).  The duration of volcanic phases is also well constrained based on the data reported herein  (Fig. 2.12).  Phase 1 ranges from an oldest age of 104.8 ± 1.3 Ma (Sample LW‐16) to a minimum  of 100.2 ± 0.5 Ma (sample TG1‐111) indicating a minimum lifespan of ~4‐6 Ma.  Phase 2, limited  to dates from the La Bocana Formation, ranges from a maximum age of 99.8 ± 1.6 Ma (sample  LW‐086) to a lowermost age of 91.1 ± 1.0 Ma (LW‐043) and suggests a minimum duration for  volcanism of 7‐10 Ma.    No volcanic rocks from the El Ereo Formation were suitable for dating methods employed in  this study, however, the approximate age range can be deduced from the given ages of the  overlying La Bocana Formation and underlying Cerro San Lorenzo Formation (Fig. 2.15).   Volcanic rocks of the El Ereo Formation must be younger than 100.2 Ma.  However, the  minimum age requires some consideration of the stratigraphy and spatial distribution of the  Chapter 2      Page 49          various formations.  Firstly, the oldest rocks in the La Bocana Formation occur in the northern  part of the map area and are dated at 99.3 ± 0.3 Ma.  These values suggest a potential 0‐3 Ma  interval for eruptions of the El Ereo Formation lavas.  However, the contact between the Cerro  San Lorenzo Formation and La Bocana Formation is uncertain and the El Ereo Formation is not  present in the north part of the map area (Figs. 2.5, 2.14).  Conversely, south of the Las Lomas  complex, the La Bocana Formation is known to be conformable above the El Ereo Formation.   Age constraints in this part of the La Bocana Formation are much younger (91.1 ± 1.0 Ma)  indicating a time interval than spans at least ~8‐11 Ma for duration of the Cerro San Lorenzo  and La Bocana formations.  Under this scenario in the southern Lancones Basin, the El Ereo  Formation would have potentially been deposited contemporaneously with the deposition of  the lower part of the La Bocana Formation to the north.  Due to the monotonous basaltic  volcanism and paucity of sedimentary rocks in the El Ereo Formation, a ‘single’ large volcanic  event is postulated that may not have required a significant time interval.  This is consistent  with a possible diatreme scenario and a maar‐like eruption.    2.9.3  Age of Massive Sulphide Deposits  Winter et al. (2004) provide a detailed reconstruction for the TG1 and TG3 VMS deposits  whereby equivalent time‐stratigraphic horizons can be correlated between each of the TG1 and  TG3 deposits.  Therefore, the relative timing of massive sulphide formation for these deposits is  considered practically identical.  The B5 VMS deposit ~10 km to the south could not be  represented on a continuous section with TG1 and TG3 but is hosted in similar volcanic strata.   Moreover, lead isotopic signatures (Chapter 5) are identical for all three deposits and suggest a  genetic, and possible temporal, relationship.  The minimum age of massive sulphide formation at TG1 is well constrained by several U‐Pb  zircon dates.  The immediate hanging wall felsic volcaniclastic rocks have been dated at 104.4 ±  Chapter 2      Page 50          1.9 Ma (sample TG1‐136).  The sample is a sand‐ to pebble‐size, moderately‐well sorted, dacitic  volcaniclastic unit that, based on the volcanic reconstructions of the depositional environment  (Chap. 3), represents a distal facies of a seafloor rhyolite flow dome complex.  The rhyolite  eruption was most likely synchronous with or slightly post‐dates massive sulphide formation.   Additional age constraints on the deposits are thus provided by a rhyolite dyke that intrudes  the TG1 deposit.  This felsic unit represents a post‐mineralization phase and provides a  minimum age limit of 100.2 ± 0.5 Ma for formation of the TG1 and TG3 deposits.  Footwall rocks  to the VMS deposits did not yield zircons or other minerals suitable for U‐Pb zircon dating, and  therefore the maximum age for the massive sulphide system could not be determined.      2.9.4  Comparison of the Lancones Basin to the Western Peruvian Trough  Geochronologic and stratigraphic data presented herein verify the broadly  contemporaneous evolution of the volcanic successions of the Lancones basin and Western  Peruvian Trough.  Stratigraphically, the Casma group that filled the Western Peruvian Trough  has a total thickness of up to 9 km and is dominated by mafic with lesser felsic volcanic rocks  (Myers, 1974; Cobbing et al., 1981; Offler et al., 1980; Soler and Bonhomme, 1990), comparable  to the 8‐10 km of mafic‐dominated bimodal strata of the Lancones Basin (Fig. 2.16).  Volcanism  recorded by the Casma Group was largely terminated during the late Albian‐Early Cenomanian  indicating a short‐lived but vigorous volcanic event.    The Mochica phase, which represents the first contractional orogeny in the central Peruvian  Andes (Mégard, 1984), affected the Casma Group at the Albian‐Cenomanian boundary.  This  effectively represents the termination of the rift‐stage marine volcanism.  Volcanic rocks post‐ dating the Mochica phase were interpreted to be as the products of shallow marine to subaerial  volcanism (Webb in Cobbing et al., 1981) and these eruptions overlapped the initial phases of  the Coastal Batholith (Soler and Bonhomme, 1990).  A marine transgression and the deposition  Chapter 2      Page 51          of shelf carbonates in the Western Peruvian Trough are recorded during Cenomanian to  Turonian times (Jaillard and Soler, 1996).  Although deformation related to the Mochica  orogeny is not well documented in the volcanic rocks of the Lancones Basin, the timing of the  contractional episode coincides with the transition from the Cerro San Lorenzo Formation to La  Bocana Formation.  Moreover, the facies change from deep(?) water, pillow lava‐dominated  volcanic rocks of the Cerro San Lorenzo Formation to mixed pyroclastic, siliciclastic and  carbonate rocks, representing dominantly shallow water environments, of the La Bocana  Formation and younger sequences suggests a major geodynamic change, the timing of which is  similar to that described for the upper Casma Group.  The stratigraphic thickness, relative age,  volcanic facies and inferred depositional environment of the Western Peruvian Trough is  remarkably similar to the Lancones Basin and suggests that both basins evolved along nearly  identical pathways.  2.9.5  Tectonic Implications  The fundamental processes required to generate a marginal rift basin related to subduction  along a continental margin are considered to be fairly well understood with the prerequisites  being a subducting and ‘sinking’ ocean slab and a trench line that migrates oceanwards at a  greater rate than the overriding plate, termed slab ‘rollback’ (Hamilton, 1995).  Benavides‐ Cáceres (1999) suggests the Lancones basin marginal rift resembled a ‘Mariana‐type’ arc (Karig  et al., 1978) which forms when the overriding plate, either oceanic or continental, is attenuated  and rifted due to tensional stresses associated with a steeply dipping slab, rollback and arc  migration.  The stratigraphic and geochronologic data in this study help to reconcile the  tectonic regime related to the formation of the Lancones basin and, by inference, the Western  Peruvian Trough.    Chapter 2      Page 52          The formation of the Western Peruvian Trough is temporally linked with a major global  tectonic event, the final break‐up of Gondwana, which culminated in the opening of the South  Atlantic Ocean in the Early Cretaceous (Scotese, 1991).  More specifically, the Albian represents  the time of final separation of South America from Africa and opening of the equatorial South  Atlantic ca. 105 Ma (Sibuet et al., 1984; Scotese, 1991).  The lack of significant westward motion  of the South America plate during the Albian was of major importance to the formation of the  Western Peruvian Trough and Lancones basin as a steeply subducting but retreating oceanic  slab along the Pacific margin of South America triggered oceanwards (westwards) migration of  the overlying volcanic arc (Soler and Bonhomme, 1990).  The result was extension and rifting of  the overlying western continental margin of South America and subsequent arc volcanism  leading to a paleogeography that may have resembled the modern day Bransfield Strait (Barker  and Austin, 1998) or the Miocene Japan Sea (Jolivet and Tamaki, 1992).  With the onset of  spreading in the South Atlantic and the westward drift of the South American continent, the  development of the Lancones Basin and Western Peruvian Trough terminated (Soler and  Bonhomme, 1990).  This transition from extensional to contractional tectonics is marked by the  Mochica Orogeny (Mégard, 1984).  In the Lancones Basin, shallow marine to terrestrial  volcanism of phase 2 followed in a less extended margin and evolved to granitoid plutonism  under a continental arc regime.  2.9.6  Inheritance in Zircons and Implications for Basement Rocks    Only minor inheritance is suggested from the zircon data from rocks of the Cerro San  Lorenzo Formation but significantly more inheritance is obvious from volcanic rocks from the La  Bocana Formation.  Although there is somewhat of a sampling bias with more samples collected  from the La Bocana Formation than from the Cerro San Lorenzo Formation, the greater  inheritance of zircon by felsic rocks of the La Bocana Formation may indicate a more important  Chapter 2      Page 53          continental crust component in the source and/or pathways of these lavas.  Three of ten  samples from the La Bocana Formation display a variety of inherited ages up to 2,500 Ma.  The  strong inheritance implicates continental crust in the genesis of these rocks, especially in the  younger sequences.  This concept has implications for basement development and magma  genesis and is explored in greater detail elsewhere (Chapter 5).      2.10  Conclusions  The depositional history of the Lancones Basin is recorded by a ~10 km sequence of  bimodal volcanic and volcaniclastic rocks representing at least ~14 Ma of volcanic activity from  ca. 105 Ma to ca. 91 Ma based on U‐Pb zircon ages.  Two main phases of volcanism comprise  the volcanic arc sequence: (i) Phase 1 volcanism, recorded by the Cerro San Lorenzo Formation,  represents deep‐water, bimodal, mafic‐dominated volcanic rocks comprised of lava flows,  autoclastic breccias and minor pelagic sedimentary rocks.  Four U‐Pb zircon ages ranging from  104.8 ±1.3 to 100.2 ±0.5 Ma suggest middle to late Albian ages for this formation.  VMS  deposits at Tambogrande are hosted within the Cerro San Lorenzo Formation and have a  minimum age of 104.8 ±1.3 Ma, as constrained by the pre‐syn mineralization felsic volcanic  rocks.  Pre‐mineralization volcanic rocks did not yield any minerals suitable to U‐Pb dating  methods.  (ii) Phase 2 volcanism is recorded by the Cerro El Ereo, La Bocana and Lancones  Formations.  These formations are dominated by deposits of shallow marine facies and  are  represented by bimodal volcanism.  Five U‐Pb zircon ages range from 99.3 ±0.3 to 91.1 ±1.0 Ma.     The volcanic phases are broadly chronologically correlated with major tectonomagmatic  events, specifically the opening of the South Atlantic Ocean in the Early Cretaceous during the  final break‐up of Gondwana.  Phase 1 volcanism was a result of strong crustal attenuation and  rifting of the western margin of a relatively static South American continent during Albian  Chapter 2      Page 54          times.  Phase 1 correlates with pre‐opening or rift stage of the South Atlantic at equatorial  latitudes.  The Lancones basin during phase 1 volcanism would have resembled a modern day  back‐arc basin or rifted arc‐type setting.  Active spreading in the South Atlantic Ocean and  westward drift of the South American continent correlates broadly with the Mochica orogeny in  the western Andes during Albian times.  This contractional tectonic event marks the  termination of the Lancones basin phase 1 volcanic event.  Phase 2 volcanism is more typical of  Andean arc magmatism and was the result of subduction beneath a less extensional margin  during late Albian to Turonian times.  Chapter 2      Page 55              Figure 2.1.  Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres,  1999).  Cretaceous marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐ are  superimposed.  Also shown are the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from  Steinmüller et al., 2000).  Chapter 2      Page 56                    Figure 2.2.  A. Location map for the Tambogrande project; B. regional map showing major  tectonostratigraphic units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1,  TG3, and B5) in the Tambogrande area are also shown and field area of this study outlined.   Modified after Jaillard et al. (1999) and Tegart et al. (2000).        Chapter 2      Page 57          Table 2.1.  Summary of location and description data for samples analyzed in this study for U‐Pb zircon dating.  Sample ID  UTM  Easting  UTM  Westing  Calculated  age +/‐  error (Ma)  Description  Analytical  method  Comments  Cerro San Lorenzo Formation  TG1‐136  573712  9454484 104.4 +/‐1.9 Rhyolitic volcaniclastic (TG1 deposit hanging  wall); diamond drill hole 00TG1‐136 @ 50.20  metres; poor‐moderately sorted, sand‐pebble  sized, re‐sedimented autoclastic breccia.  SHRIMP‐ RG  only ~ 30 zircons recovered, nearly all < 74 µ LW‐016  588523  9480533 104.7 +/‐1.4 Rhyolite porphyry: dyke with very fine grained  quartz phenocrysts.  SHRIMP‐ RG  12 grains analyzed. TG1‐111  573696  9454532 100.2 +/‐0.5 Rhyolite porphyry breccia: diamond drill hole 99‐ TG1‐111 @ ~78‐88 m; massive, light grey to buff,  feldspar (5‐10%, 3‐4 mm) and (<3%, ~1 mm)  phenocrysts.  TIMS A small amount of clear, colorless, stubby prismatic zircon recovered.   All zircons >74 µ in diameter were picked and subjected to strong air  abrasion, and then split into five sub‐equal fractions A, B, C, D, and E.     La Bocana Formation  LW‐086  595654  9496749 99.3 +/‐ 0.3  Rhyolite breccia: 1.5 m thick debris flow unit  within a ~10 m thick volcaniclastic sequence  above mafic volcanic rocks; sample is 1 ~0.5 m  clast of buff colour felsic lava with feldspar (5%,  3‐4 mm) and quartz (2‐3%, <2 mm) phenocrysts. TIMS 4 fractions: A, B, C) 1 fraction with 3 splits; slightly yellowish stubby  prisms with l/w of 2‐3:1; less 10% broken crystals; D) 14 crystals >104  µ; colourless and clear, broken, anhedral, +/‐ solid inclusions, mostly  fragments of prismatic crystals; E) 17 crystals >>74 µ; slightly yellow to  clear with minor inclusions, l/w = 3‐4:1; euhedral, 10% broken; F) 32  >74 µ; clear needles with rare solid inclusions; euhedral, l/w=4‐6:1;  10% broken.  LW‐013  588255  9482680 99.1 +/‐ 1.4  Rhyolite porphyry: quartz phenocrysts; columnar joints.  SHRIMP‐ RG  recovered only small yield; 12 zircons analyzed. LW‐078  589870  9490590 98.8 +/‐1.0  Polylithic boulder breccia: dominated by  basaltic‐andesite, lesser rhyolite and minor  calcareous sedimentary clasts; sample is >1 m,  subround, feldspar‐quartz porphyritic clast; 5‐7%  pink, stubby feldspars to 5 mm; 5‐7% quartz to  5‐6 mm.  SHRIMP‐ RG  recovered only small yield; 12 zircons analyzed. LW‐010  587799  9489045 97.0 +/‐0.4  Dacite porphyry: light green, aphanitic, aphyric,  stubby plagioclase (5%, 1‐2 mm) phenocrysts,  massive, partly sericitized.    TIMS 5 fractions/subfractions: A) 42 grains 74‐104 µ; B,C,D,E) ~250 grains  <74 µ; 4 splits; stubby prisms l/w=2‐3:1.  Picked 95% of zircons  recovered.  LW‐077  580452  9501568 90.3 ‐ 95.3  Dacite: flow and breccia with partially digested  granitic xenoliths.  TIMS Analyzed nearly all zircons recovered (~300).  95% < 74 µ, clear to  pink, stubby prisms; 6 splits.  Chapter 3      Page 58          Chapter 3      Page 59            Table 2.1 continued.    Sample ID  UTM  Easting  UTM  Westing  Calculated  age +/‐  error (Ma)  Description  Analytical  method  Comments  LW‐043  567138  9482242 91.1 +/‐1.0  Rhyolite porphyry: flow‐banded dyke; quartz and feldspar phenocrysts.   SHRIMP‐ RG  recovered only small yield; 12 zircons analyzed. LW‐051  562449  9479084 Proterozoic  inheritance  Rhyolite tuff: quartz crystal‐rich, lithic‐bearing;  quartz to 5‐6 mm.  TIMS 4 fractions: A) >104 µ; l/w=5/1; colourless, clear with complex  terminations; B) >74 µ, 1 crystal >104; stubby and broken crystals; l/w  = 2‐3/1; possible zoning; C,D) small, <74 µ, stubby prisms, clear to  pink, l/w=~2:1.  Picked nearly all zircons recovered.  LW‐066  588107  9489337 ~99.8?   Proterozoic  inheritance  Rhyolite porphyry breccia: rhyolite breccia mixed  with sedimentary rock clasts; sample is from 20  separate <20 cm subround clasts; quartz (5%, 1‐ 2mm) phenocrysts.  SHRIMP‐ RG  18 zircons recovered; 11 grains analyzed, all < 104. Mostly stubby  prisms, colourless to slightly pink.  LW‐026  569870  9478046 Proterozoic  inheritance  Rhyolite porphyry: dyke; light grey‐green; quartz  (<5%, < 1mm) and feldspar (5%, 1 mm)  phenocrysts.  SHRIMP‐ RG  17 grains recovered; 11 grains < 104 µ; some broken crystal fragments  in the >104.  LW‐033    569685  9478490 Proterozoic  inheritance  Rhyolite porphyry breccia: polylithic, mafic‐ dominated volcanic breccia; sample from a ~70  cm rhyolite clast with feldspar‐quartz  phenocrysts.  SHRIMP‐ RG  recovered only small yield; 13 data points; 12 grains.                   Figure 2.3 (on the following page).  Schematic paleogeographic model of the development of  Perú‐Ecuador segment of the western margin of South America (SA) from the Jurassic to  present using data from Mourier et al. (1988), Mitouard et al. (1990), Litherland et al. (1994),  Aspden et al. (1995),  Noble et al. (1997), Arculus et al. (1999), Benavides‐Cáceres (1999),  Jaillard et al. (2000), Bosch et al. (2002), and Polliand et al. (2005).  A. Jurassic to earliest Early  Cretaceous: ~SE‐directed convergence of the proto‐Farallon‐Caribbean ocean plate with  continental SA; subduction occurs along the Ecuadorian segment, whereas the Peruvian NNW‐ trending margin is a sinistral transform; Amotape terrane is a micro‐continent approaching SA;  B) change in convergence direction from SE to ~NE; accretion of the Amotape terrane, notably  along the Peruvian segment; dextral faulting of Amotape terrane and clockwise rotation of  blocks; ocean‐continental plate boundary ‘jumps’ toward the west; during this period the NW‐ trending Peruvian margin becomes a subduction zone whereas the Ecuadorian NE‐trending  margin becomes a dextral transform.  C) trench ‘roll‐back’ occurring along Peruvian margin and  extension in overriding SA plate; the Lancones basin and Western Peruvian Trough open up  along a margin parallel rift and result in the deposition of Cretaceous sedimentary and arc  volcanic rocks; continued dextral displacement of Amotape terrane; D) termination of marginal  rifting, accretion of ocean plateau ‘Pallatanga’ terrane in Ecuador, and deformation of Andean  terranes; formation of Macuchi island arc near margin to be accreted to Ecuadorian segment by  Early Oligocene; E) modern day tectonostratigraphic model; compressive tectonic regime; E‐ directed convergence.    Chapter 2  Page 60  Chapter 2  Page 61    Figure 2.4.  Regional geologic map for the portion of the Lancones basin reviewed in this study;  modified from Reyes and Caldas (1987) and from mapping during this study.  The location of  samples for U‐Pb zircon geochronologic studies are shown and labeled by sample name.  Lines  A‐A’ and B‐B’ show the trace of sections in figures 2.5 a‐b.  Chapter 2  Page 62     Figure 2.5.  A.  Regional geological cross section A‐A’ through the  southern region of the map area.  Looking northeast.  TG1 and TG3  massive sulphide deposits projected from the south.  B.  Regional  geological cross section B‐B’ through the northern region of the map  area.  Looking northeast.  Legend as per figure 2.4.  See map in  Figure 2.4 for trace of sections.  Chapter 2  Page 63    Figure 2.6.  Schematic stratigraphic column of the eastern portion of the Lancones basin.  Inset  section shows the Tambogrande area in more detail.    Chapter 2  Page 64  Figure 2.7 (following page).  Field and drill core photographs of mafic rocks from the Cerro San  Lorenzo Formation:  A. Feldspar porphyritic and amygdaloidal basalt.  B. Drillcore from the B5  area, aphyric basalt with autobrecciated margin and close up of breccia C. Illustrates the highly  vesicular, scoria‐like clasts; note the small fragments of bubble‐wall shards. D. Section through  basaltic pillow lavas at Rio Quiroz; pillows are up to 1 m wide; individual pillow flows are up to  10’s of metres thick.  E. Basaltic pillow lavas displaying well developed concentric flow  foliations; this specimen is partly broken along radial fractures.  F. Pillow basalt unit (P) overlain  by mass flow (MF) deposit of basaltic pillow lava and autobreccia clasts.  A mafic dyke (Dk) cuts  both units and would have probably supplied lava to another cycle of pillow lavas and breccias.   G. Medium to thick bedded basaltic volcaniclastic deposits ranging from sand‐ to boulder‐size;  note the reverse sorting of the thicker (~1m) basal unit (see arrow) possibly indicative of a  massive flow.  H. In‐situ autoclastic (hyaloclastic) breccia.  Note the jigsaw‐fit textures of the  clasts.  Breccia are gradational into massive lavas.  Drill core,  B5.  I. In‐situ autoclastic breccias  from drillcore, TG3.  Bulbous‐shaped clast with diffuse margins in a dark green chlorite matrix;  margins of clasts display fine (sub mm) chloritic amygdules.  This breccia grades into massive  lava.  Chapter 2  Page 65  Chapter 2  Page 66                      Figure 2.8.  Drill core photographs of intermediate and felsic rocks from the Cerro San Lorenzo  Formation:  A. Massive feldspar porphyritic rhyolite.  Scale units are mm.  TG1 area.  B.  Flow‐ banded rhyolite autobreccia; these breccias typically grade into lavas.  Textures partly masked  by quartz and sericite alteration.  TG3 area. C.  Rhyolitic, unsorted, clast‐supported,  volcaniclastic rock with pebble‐size clasts and massive sulphide fragments (near the TG3  deposit).  D. Green‐grey, feldspar porphyritic dacite with large flow‐foliated chlorite‐quartz  ‘pipe’ amygdules.  Hanging wall to TG3 deposit.          Chapter 2  Page 67          Figure 2.9.  Field photographs of mafic rocks from the Cerro El Ereo Formation:  A. Typical  porphyritic textures of the Cerro El Ereo Formation porphyritic basalt.  Sample contains ~20%  feldspar phenocrysts to >1 cm in an aphanitic matrix.  Non‐amygdaloidal.  Subvolcanic or thick  flow facies.  B. Bleached‐looking, boulder size, subround clasts (C) of basalt feldspar porphyry in  a fine matrix of dark grey feldspar porphyritic material (M).  Clasts show in‐situ breccia textures  (jigsaw‐fit) attributed to progressive fragmentation of blocks during transport.  C. Unsorted,  non‐stratified basaltic cobble‐ to pebble‐sized lithic and feldspar crystal‐bearing volcaniclastic  rock.  The sample contains an equal proportion of aphyric to weakly feldspar porphyritic (W)  clasts and coarse feldspar (C) porphyry clasts.  Amygdaloidal clasts (A) are present but are  generally not common.  Clast margins often are not easily discernible.  D. Thin‐ to thick‐bedded  feldspar crystal to ash‐sized tuff; reworked facies at top of formation.          Chapter 2  Page 68      Figure 2.10.  Field photographs of mafic rocks from the La Bocana Formation:  A. Moderately  west‐dipping, thick massive basaltic‐andesite flows.  Felsic stocks and dykes cut perpendicular  to bedding.  B.  Basaltic andesite dykes with strongly flow foliation defined by flattened and  large vesicules (silica amygdules up to 30 cm).  C. Polylithic, basaltic‐andesite dominated, mass  flow deposit.  Not the fractures and in‐situ fragmentation of the clasts due to mass transport  (see arrows).  D. Cracked and brecciated outer crust of basaltic andesite lava flow and  interstitial hyaloclastite resulting from quenching of exposed lava.  E. Mafic lobes (M) injected  into felsic quartz‐crystal tuffs (T).  Tuffs show ‘soft‐sediment’ deformation textures and mafic  flows show columnar jointing indicating tuffs were non‐welded/non‐lithified during deposition  of mafic flows.  F.  Lithic and quartz‐feldspar crystal rhyolitic tuff.  Colouration of the domains  are a result of secondary recrystallization to quartzo‐feldspathic (light) and chloritic (+clay)  assemblages due to devitrification of glass component.    Chapter 2  Page 69       Figure 2.10 (continued).  G. Rhyolitic quartz crystal‐rich and lithic tuff.   H. Coarse, boulder  breccia with chaotic, unsorted, subround (pillow?) clasts.  Talus breccia.  I. Medium bedded,  well sorted and locally cross bedded (arrow), pebble‐ to sand‐sized, mafic‐dominated  volcaniclastic rocks.              Chapter 2  Page 70      Figure 2.11.  A. thin bedded arenaceous sequence from the Lancones Formation; massive unit  at top of outcrop is a diorite sill. B. thin bedded limestones and limey‐arenites.          Chapter 2  Page 71                Figure 2.12.  Schematic stratigraphic column of the eastern portion of the Lancones basin.   Legend as per Figure 2.6.  Inset section shows the Tambogrande VMS section in more detail.   Age data from this study are shown in their relative stratigraphic positions.  Ages of plutonic  rocks provided herein (Appendices A, B).          Chapter 2  Page 72    Figure 2.13. (following page)  238U/206Pb versus 207Pb/206Pb Tera‐Wasserburg plots (Tera and  Wasserburg, 1972) for various volcanic rock samples from the Cerro San Lorenzo and La Bocana  Formations.  Error ellipses are 2σ.  Dashed lines indicate data points omitted versus solid  lines/grey ellipses for data included in the age calculation.  Inset figures show box plots for all  sample points for 207Pb‐corrected 206Pb*/238U data with error bars at 2σ.  Open boxes are  omitted whereas solid boxes were included in the age calculation.  Ages given are 206Pb/238U  with 2σ uncertainties.    Chapter 2  Page 73     Chapter 2  Page 74        Figure 2.14.   207Pb/235U versus  206Pb/238U U‐Pb concordia plots for various volcanic rock  samples from the Cerro San Lorenzo and La Bocana Formations.  Chapter 2  Page 75                                        Figure 2.15.  Schematic stratigraphy and U‐Pb zircon ages that constrain the volcanic formations  in the Lancones basin.  Chapter 2  Page 76                          Figure 2.16.  Comparison of schematic volcanic stratigraphy of the Lancones Basin and Western  Peruvian Trough (modified from Myers, 1974; Offler et al., 1980; Cobbing et al., 1981) with  emphasis on age correlation.  Legend as per Figure 2.6.     Chapter 2  Page 77  2.11  References  Alencastre, A.O.  1980.  Evaluacion hidrocarburifera de la Cuenca Sechura.  Boletin Sociedad  Geológica del Perú, 76: 133‐152.    Arculus, R.J., Lapierre, H., and Jaillard, E.  1999.  Geochemical window into subduction and  accretion processes; Raspas metamorphic complex, Ecuador. Geology, 27: 547‐550.    Aspden, J.A., Bonilla, W. and Duque, P.  1995. The El Oro metamorphic complex, Ecuador:  geology and economic mineral deposits.  British Geological Survey, Overseas Geology and  Mineral Resources Series 67, 63 p.    Atherton, M.P., Pitcher, W.S., Warden, V.  1983.  The Mesozoic marginal basin of central Perú.   Nature, 350: 303‐306.    Barrie, C.T. and Hannington, M.D.  1999.  Classification of volcanic‐associated massive sulphide  deposits based on host‐rock composition.  In Volcanic‐associated massive sulphide deposits:  processes and examples in modern and ancient settings.  Edited by C.T. Barrie and M.D.  Hannington.  Reviews in Economic Geology, Volume 8, pp. 1 ‐ 11.    Barker, D.H.N., and Austin, J.A. Jr.  1998.   Rift propagation, detachment faulting, and associated  magmatism in Bransfield Strait, Antarctic Peninsula.  Journal of Geophysical Research, 103:  24017‐24043.    Batiza R. and White J.D.L.  2000.  Submarine lava and hyaloclastite. In Encyclopedia of  Volcanoes. Edited by H. Sigurdsson, B. Houghton, S. McNutt, H. Rymer, and J. Stix.   Academic Press, New York, pp. 361‐382.    Benavides‐Cáceres, V.  1999.   Orogenic evolution of the Peruvian Andes:  the Andean cycle.  In  Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner.  Society of Economic  Geologists, Special Publication Number 7, pp. 61‐107.    Bosch, D., Gabriele, P., Lapierre, H., Malfere, J., and Jaillard, E.  2002.  Geodynamic significance  of the Raspas metamorphic complex (SW Ecuador); geochemical and isotopic constraints.  Tectonophysics, 345: 83‐102.    Cas, R.A.F.  1992.  Submarine volcanism: eruption styles, products, and relevance to  understanding the host rock successions to volcanic‐hosted massive sulfide deposits,  Economic Geology, 87: 511‐541.    Chávez, A., and Nuñez del Prado, S.H.  1991.  Evolución vertical de facies de la serie turbiditica  Cretacea (Grupo Copa Sombrero) en el perfíl tipo Huasimal – Encuentros (Cuenca Lancones  en el Noreste del Perú): Boletin de la Sociedad Geológica del Perú, 82: 5‐21.    Chapter 2  Page 78  Chiaradia, M., Fontbote, L., and Paladines, A.  2004.  Metal sources in mineral deposits and  crustal rocks of Ecuador (1 degrees N‐4 degrees S); a lead isotope synthesis, Economic  Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 99: 1085‐1106.     Cobbing, E.J., Pitcher, W.S., Wilson, J.J., Baldock, J.W., Taylor, W.P., McCourt, W., and Snelling,  N.J.  1981.  The geology of the Western Cordillera of Northern Perú.  Institute of Geological  Sciences, Natural Environment Research Council, Overseas Memoir 5, 143 p.    Daziel, I.W.D.  1981.  Back‐arc extension in the southern Andes: A review and critical  reappraisal: Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 300: 319‐ 335.    Franklin, J.M., Gibson, H.L., Jonasson, I.R., and Galley, A.G.  2005.  Volcanogenic massive sulfide  deposits. In Economic Geology; one hundredth anniversary volume, 1905‐2005.  Edited by  J.W. Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb and J.P. Richards.  Society of Economic  Geologists, pp. 523‐560.    Hamilton, W.  1995.  Subduction systems and magmatism.  In Volcanism Associated with  Extension at Consuming Plate Margins.  Edited by J. L. Smellie.  Geological Society, London,  Special Publications, 81, pp. 3–28.    Hanson, R.E. and Wilson, T.J.  1991.  Submarine rhyolitic volcanism in a Jurassic proto‐marginal  basin; southern Andes, Chile and Argentina.  Geological Society of America Bulletin, Special  Paper 265, pp. 13‐27.    Hughes, R.A. and Pilatasig, L.F.  2002.  Cretaceous and Tertiary terrane accretion in the  Cordillera Occidental of the Andes of Ecuador.  Tectonophysics, 345: 29‐48.    Jaillard, É, Laubacher, G., Bengston, P., Dhondt, A., and Bulot, L.  1999.  Stratigraphy and  evolution of the Cretaceous forearc “Celica‐Lancones Basin” of Southwestern Ecuador.   Journal of South American Earth Sciences, 12: 51‐68.    Jaillard, É, Ordoñez, M., Bengston, P., Berrones, G., Bonhomme, M., Jiménez, N., and Zambrano,  I.  1996.  Sedimentary and tectonic evolution of the arc zone of Southwestern Ecuador  during the Late Cretaceous and Early Tertiary times.  Journal of South American Earth  Sciences, 9: 131‐40.     Jaillard, E. and Soler, P.  1996.  Cretaceous to early Paleogene tectonic evolution of the northern  central Andes (0‐18 degrees S) and its relations to geodynamics. Tectonophysics, 259: 41‐ 53.     Jaillard, E., Herail, G., Monfret, T., Diaz‐Martinez, E., Baby, P., Lavenu, A. and Dumont, J.F. 2000.   Tectonic evolution of the Andes of Ecuador, Perú, Bolivia and northernmost Chile; tectonic  evolution of South America.  In Tectonic evolution of South America, 31st International  Geological Congress, Rio de Janeiro, Brazil. Edited by U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz  Filho and D.A. Campos, pp. 481–559.  Chapter 2  Page 79    Jolivet, L., and Tamaki, K.  1992.  Neogene kinematics in the Japan Sea region and volcanic  activity of the NE‐Japan arc.   In Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific  Results, vol. 127/128.   Edited by K. Tamaki and K. Suyehiro, J. Allan and M. McWilliams et al.   pp. 1311‐1331.    Jones, P.R.  1981.  Crustal structures of the Perú continental margin and adjacent Nazca Plate, 9  degrees S latitude. Geological Society of America, Memoir 154, p. 423–443.       Karig, D.E., Anderson, R.N., and Bibee, L.D.  1978.  Characteristics of back arc spreading in the  Mariana trough. Journal of Geophysical Research, 83: 1213‐1226.    Litherland, M., Aspden, J.A., Jemielita, R.A.  1994.  The Metamorphic Belts of Ecuador, Overseas  Memoir 11, British Geological Survey, Keyworth, Nottingham, 147 p.    Macfarlane, A.W.  1999.  Isotopic studies of the northern Andean crustal evolution and ore  metal sources.  In Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner,  Society of Economic Geologists Special Publication No. 7, pp. 195‐217.    Mégard F.  1984.  The Andean orogenic period and its major structures in central and northern  Perú.  Journal of the Geological Society, 141: 893‐900.    Mégard, F.  1987.  Cordilleran Andes and marginal Andes; a review of Andean geology  north of the Arica Elbow (18 degrees S).  In Circum‐Pacific orogenic belts and evolution of  the Pacific Ocean basin.  Edited by J.W.H. Monger and J. Francheteau.  American  Geophysical Union, Geodynamics Series, Volume 18, p.71‐95.    Mitouard, P., Kissel, C., and Laj, C.  1990.  Post‐Oligocene rotations in southern Ecuador and  northern Perú and the formation of the Huancabamba deflection in the Andean Cordillera.    Earth and Planetary Science Letters, 98: 329‐339.    Morris, R.C. and Aleman, A.R.  1975.  Sedimentation and tectonics of the Middle Cretaceous  Copa Sombrero Formation in Northwest Perú.  Boletin de la Sociedad Geologica del Perú,  48: 49‐64.    Mourier, T., Laj, C., Mégard, F., Roperch, P., Mitouard, P., and Farfau Medrano, A.  1988.  An  accreted continental terrane in northwestern Perú.  Earth and Planetary Science Letters, 88:  182‐192.    Myers, J.S.  1974.  Cretaceous stratigraphy and structure, Western Andes of Perú between  latitudes 10o‐10o30′.  The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 58: 474‐ 487.    Noble, S.R., Aspden, J.A., and Jemielita, R.A.  1997.  Northern Andean crustal evolution; new U‐ Pb geochronological constraints from Ecuador.  Geological Society of America Bulletin, 109:  789‐798.  Chapter 2  Page 80    Offler, R., Aguirre, L., Levi, B., and Child, S.  1980.  Burial metamorphism in rocks of the western  Andes of Peru. Lithos, 13: 31‐42.    Polliand, M., Schaltegger, U., Frank, M., and Fontbote, L.  2005.  Formation of intra‐arc  volcanosedimentary basins in the western flank of the central Peruvian Andes during late  Cretaceous oblique subduction; field evidence and constraints from U‐Pb ages and Hf  isotopes.  International Journal of Earth Sciences, 94: 231‐242.     Reyes, L.R. and Caldas, J.Y.  1987.  Geologia de los Cuadranglos de las Playas, La Tina, Las Lomas,  Ayabaca, San Antonio.  Instituto Geologico Minero y Metalurgio, Bul. 49., 83 p.    Scotese, C.R.  1991.  Jurassic and Cretaceous plate tectonic reconstructions.  Palaeogeography,  Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87: 493‐501.    Sibuet, J., Hay, W.W., Prunier, A., Montadert, L., Hinz, K., Fritsch, J., Hay, W.W., Sibuet, J.,  Barron, E.J., Brassell, S.C., Dean, W.E., Huc, A.Y., Keating, B.H., McNulty, C.L., Meyers, P.A.,  Nohara, M., Schallreuter, R.E.L., Steinmetz, J.C., Stow, D.A.V., Stradner, H., and Boyce, R.E.   1984.  Early evolution of the South Atlantic Ocean; role of the rifting episode; initial reports  of the deep sea drilling project covering leg 75 of the cruises of the drilling vessel Glomar  Challenger, Walvis Bay, South Africa to Recife, Brazil, July‐September, 1980, Initial Reports  of the Deep Sea Drilling Project, 75: 469‐481.           Soler, P. and Bonhomme, M.G.  1990.  Relation of magmatic activity to plate dynamics in central  Peru from Late Cretaceous to present.  In Plutonism from Antarctica to Alaska.  Edited by  S.M. Kay and C.W. Rapela.  Geological Society of America Special Paper 241, pp. 173‐192.    Spikings, R.A., Winkler, W., Hughes, R.A. and Handler, R.  2005.  Thermochronology of  allochthonous terranes in Ecuador: Unraveling the accretionary and post‐accretionary  history of the Northern Andes.  Tectonophysics, 399: 195‐220.    Steinmüller, K., Chacón Abad, N., and Grant, B.  2000.  Volcanogenic massive sulphide deposits  in Perú.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan.  Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2. pp. 423‐ 437.  Taylor, B.J., Goodliffe, A., Martinez, F., and Het, R.  1995.  Continental rifting and initial seafloor  spreading in the Woodlark Basin.  Nature, 374: 534‐537.  Tegart, P., Allen, G., Carstensen, A.  2000.  Regional setting, stratigraphy, alteration and  mineralization of the Tambo Grande VMS district, Piura Department, Northern Perú.  In  VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2. pp. 375‐405.    Tera, F., and Wasserburg, G.J.  1972.  U‐Th‐Pb systematics in three Apollo 14 basalts and the  problem of initial Pb in lunar rocks.  Earth and Planetary Science Letters, 14: 281‐304.  Chapter 2  Page 81  Chapter 2  Page 82  Winter, L.S., Tosdal, R., Franklin, J.M., Tegart, P.  2004.  A Reconstructed Cretaceous  Depositional Setting for Giant Volcanogenic Massive Sulfide Deposits at Tambogrande,  Northwestern Perú.  In Special Publication 11 ‐ Andean Metallogeny: New Discoveries,  Concepts, and Updates, Edited by R.H. Sillitoe, J.Perello, and C.Vidal.   Society of Economic  Geologists, pp. 319‐340.     Winter, L.S., Tosdal, R.M., Tegart, P.  2002.  A step in the formation of the Huancabamba  deflection in the Andes of Perú and Ecuador.  Geological Society of America Annual  Meeting.  Paper No. 191‐14.    White, J.D.L., Smellie, J.L., and Clague, D.A.  2003.  Introduction: A deductive outline and topical  overview of subaqueous explosive volcanism.  In Explosive subaqueous volcanism.  Edited  by J.D.L. White, J.L. Smellie, and D.A. Clague.  American Geophysical Union Geophysical  Monograph 140, pp. 1–23.    Vergara, M., Levi, B., Nyström, J.O., Cancino, A.  1995.  Jurassic and Early Cretaceous island arc  volcanism, extension, and subsidence in the Coast Range of central Chile.  Geological  Society of America Bulletin, 107: 1427‐1440.      Chapter 3.  A Reconstructed Cretaceous Depositional Setting for Giant VMS Deposits at  Tambogrande, NW Perú2    3.1  Manuscript Status  A version of this chapter has been published.  Only the abstract is provided here due to  Copyright limitations.  3.2  Abstract  The Cretaceous Tambogrande volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits of northern  Perú are amongst the largest Cu‐Zn‐Au‐Ag bimodal‐mafic VMS deposits in the world.  There are  three known deposits each with approximately 100 million metric tons (Mt) of pyrite‐rich  massive sulphide.  The deposits are intimately associated with dacite lava dome complexes and  were deposited within steep‐sided basins on the seafloor.  Reconstructed seafloor  paleomorphological models indicate sulphide deposition was focussed in the deepest parts of  the basins.  Sulphide deposition accompanied syn‐volcanic faulting and episodic dacitic and  basaltic eruptions.  A series of time‐stratigraphic horizons are noted at TG1 and TG3 and mark  stages in the development of the volcanic complex and massive sulphides.  There is only limited  evidence for replacement of host rocks during formation of the Tambogrande deposits, unlike  many other large massive sulphide deposits.  The deposits at Tambogrande resulted from  focused hydrothermal fluid flow along syn‐volcanic faults and the deposition of sulphides within  relatively deep and restricted basins.  These depressions of up to several hundred metres deep,  the result of the structural and volcanological setting, acted as efficient ‘traps’ for sulphide                                                         2 A version of this chapter has been published. Winter, L.S., Tosdal, R., Franklin, J.M., Tegart, P. 2004. A Reconstructed Cretaceous Depositional Setting for Giant Volcanogenic Massive Sulfide Deposits at Tambogrande, Northwestern Perú. In Special Publication 11 - Andean Metallogeny: New Discoveries, Concepts, and Updates. Edited by R.H. Sillitoe, J.Perello, and C.Vidal. Society of Economic Geologists, pp. 319-340. Chapter 3    Page 83    Chapter 3    Page 84    deposition and also were also important for the preservation of the sulphide, as they acted to  shield the accumulations from potential submarine oxidation and weathering.  Steep basins and  episodic bimodal eruptions are key geologic attributes of the depositional setting at  Tambogrande and may be necessary for the formation of anomalously large VMS deposits in a  volcanic rock‐dominated environment.  Chapter 4.  Volcanic Rock Geochemistry and the Geodynamic Setting of VMS Deposits at  Tambogrande, Perú3  4.1  Overview  ‘Giant’ volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits in the Tambogrande area of  northwestern Perú occur along a single time‐stratigraphic horizon within the ca 105 Ma Cerro  San Lorenzo Formation, the lowermost volcanic sequence deposited within the Lancones arc‐ rift basin.  The Lancones basin is part of a larger series of segmented, continental margin rift  basins extending from southwestern Ecuador and along the Peruvian coast.  The three known  deposits (TG1: 109 Mt grading 1.6% Cu, 1.0% Zn, 0.5 g/t Au and 22 g/t Ag, plus 16.7 Mt grading  3.5 g/t Au and 64 g/t Ag in oxide ore; TG3: 82 Mt grading 1.0% Cu, 1.4% Zn, 0.8 g/t Au and 25  g/t Ag, and B5: resource not defined) constitute the most significant VMS camp in South  America.  A lithogeochemical study of the volcanic arc sequence of the Lancones basin illustrates that  all volcanic units sampled are ‘arc‐related’ and display prominent negative Nb anomalies  relative to Th and Nb on primitive‐mantle normalized trace element plots.  The VMS‐hosting  Cerro San Lorenzo Formation is a bimodal sequence dominated by basaltic lava flows of  transitional to mildly calc‐alkaline affinity defined by moderate REE abundances (YbN = 4–12),  moderate LREE/HREE fractionation [(La/Yb)N = 0.6–7.3], low‐moderate Zr/Y ratios (1.5‐5.3), and  negative HFSE (high field strength element) anomalies (e.g., Nb/Nb* = 0.1–0.5; Zr and Hf display  slight depletions).  Felsic volcanic rocks in this formation are M‐type (i.e., mantle‐derived; low  Nb, Y) and are comparable in geochemical affinity to the basalt regarding LREE‐profiles  [(La/Yb)N = 1.2‐6.6], Zr/Y ratios (3.0‐7.1), and negative Nb anomalies (Nb/Nb* = 0.1–0.3).   However, the felsic rocks differ in having higher REE abundances (YbN = 10‐24), some HFSE                                                         3 A version of this chapter will be submitted for publication. Winter, L.S. and Tosdal, R., Volcanic Rock Geochemistry and the Geodynamic Setting of VMS Deposits at Tambogrande, Perú. Chapter 4        85    enrichment (Zr/Zr* = 1.0–2.2; Hf/Hf* = 1.1–2.5), and pronounced negative Ti (Ti/Ti*= 0.1‐0.2)  and Eu anomalies (Eu/Eu* = 0.4–0.9).  The rhyolites range from FII to FIII‐type.    Overlying the Cerro San Lorenzo Formation, the Cerro El Ereo Formation comprises a  uniform sequence of coarse feldspar porphyritic basalt flows and breccia with transitional  affinities.  These are characterized by negligible LREE/HREE fractionation [(La/Yb)N = 0.4‐1.6]  and low Zr/Y ratios (1.4 – 2.8).  The uppermost volcanic sequence, the La Bocana Formation, is a  bimodal sequence characterized by transitional to tholeiitic mafic volcanic rocks [(La/Yb)N = 0.5‐ 2.6, Zr/Y = 1.3‐3.3].  M‐type rhyolites [(La/Yb)N = 0.5‐2.6, Zr/Y = 1.3‐3.3] are very similar to the  Cerro San Lorenzo Formation but are mostly FIV‐like.  There are only subtle variations in the petrochemistry of the arc volcanic sequence in the  Lancones basin which favour VMS formation in the early rift, Cerro San Lorenzo Formation,  which include: (i) Evolution from mildly calc‐alkaline to tholeiitic affinities;  this possibly reflects  a depletion of the mantle source with time.  A relatively static mantle wedge with limited  replenishment of fertile asthensophere during waning of the extensional phase of the rift event  may be responsible.  Moreover, the absence of MORB‐type lavas suggests the rift basin did not  evolve to back‐arc rifting.  VMS formation was more likely in the early stages of arc volcanism  during the initial rifting and period of maximum extension;  (ii) Average basalt composition is  ‘less fractionated’ in the Cerro San Lorenzo Formation, with higher MgO, Ni, Cr, than basalt in  the overlying Cerro El Ereo and La Bocana formations.  This may be related to the presence of  thinner ocean crust in the basin during the early stages of rifting and the concomitant more  rapid transfer of basaltic magma to surface.  This reflects the greater heat transfer to shallow  crustal levels in the early stages of arc volcanism, is consistent with the timing of VMS  formation in the Lancones basin;  and (iii) M‐type felsic volcanic rocks have lower HFSE and REE  Chapter 4        86    contents in the La Bocana Formation than in the Cerro San Lorenzo Formation.  In the  immediate vicinity of the VMS deposits, rhyolite does not define fractionation trends with the  mafic rocks, rather, the variable REE and HFSE ratios indicate contamination of the mafic‐ derived lavas with an incompatible element enriched source (i.e., continental crust).   These  felsic magmas were likely partial melts of upper crustal portions of the juvenile arc, or were  primary melts of the mantle‐wedge that assimilated older crust.   The ore‐associated felsic  volcanic rocks typify the generally more prospective FII to FIII‐type rhyolites, though with  slightly lower average HFSE and REE contents.  Rhyolite in the VMS‐barren La Bocana Formation  is dominantly FIV type.  This suggests the petrogenesis of felsic volcanic rocks associated with  Phanerozoic VMS deposits is not substantially different than that of some Archean VMS  systems.  The ocean arc‐type geochemical affinities which define the Lancones basin volcanic rocks  are unusual considering the continental margin geodynamic setting, where continental rift or  continental back‐arc rift affinities might be expected.  Since the arc does not appear to have  had a protracted history of extension and did not fully evolve to a back‐arc, the pre‐Andean  (Early Cretaceous) continental crust must have been relatively thin prior to arc magmatism.    Mantle‐derived magmas traversed the attenuated crust and preserved their relatively  immature island arc geochemical characteristics.    4.2  Introduction  Detailed volcanic rock geochemical studies in ancient volcanic settings are used to  understand the petrogenesis of a volcanic suite and in turn can determine the relative  prospectivity to host volcanogenic massive sulphide (VMS) mineralization (Lesher et al., 1986;  Swinden et al., 1997; Lentz, 1998; Bailes and Galley, 1999; Barrett and MacLean, 1999; Piercey  Chapter 4        87    et al., 2001).   However, studies of the tectonic history of VMS‐hosting terranes are hindered in  some ancient successions by tectonism, which has complicated elucidation of geologic events.   Nonetheless, in many VMS districts there is strong petrochemical evidence to support a spatial  relationship between extensional arc geodynamics and VMS formation (e.g., Swinden, 1991;  Lentz, 1998; Piercey, 2007).  This link is based largely on volcanic rock lithogeochemistry and  anologies to recent volcanic rock suites in modern settings.  The Cretaceous Lancones basin is a relatively young volcanic terrane compared with most  other VMS‐bearing terrains, and hence its geodynamic framework is relatively well understood.   Plate tectonic models for the South American continent during the Cretaceous (e.g., Scotese,  1991) and tectonic evolution of the Andes in particular (Benavides‐Cáceres, 1999; Jaillard et al.,  2000) are relatively well constrained.  Stratigraphic and geochronological control on the  volcanic successions of the Lancones Basin is also well established (Jaillard et al., 1999; Chap. 2).   At Tambogrande, arc‐related rifting and volcanism at the continental margin is associated with  VMS formation.  This chapter provides a baseline whole rock lithogeochemical survey for  volcanic rocks of the Lancones basin and a detailed chemostratigraphic model for volcanic  lithologies associated with VMS deposits at Tambogrande.    The Lancones basin is located in the coastal regional of northwestern Perú and extends into  southwestern Ecuador.  The basin represents one of several marginal rift basins along the  Peruvian continental margin that are host to numerous VMS deposits (Fig. 4.1).  However, the  Lancones basin hosts the most significant of all VMS deposits in the Andes at Tambogrande (Fig.  4.2).  The Tambogrande district (Injoque et al., 1979; Tegart et al., 2000; Chapter 2) is defined  by three anomalously large (~100 Mt) base‐ and precious‐metal‐bearing VMS deposits (Chap.  1).  The deposits are within the upper 3% of all VMS deposits of their type globally in terms of  Chapter 4        88    total metal content (Franklin et al., 2005) and can be classified as bimodal mafic type according  to Barrie and Hannington (1999).  Analogous VMS deposits are of Archean age (e.g., Noranda,  Gibson and Watkinson, 1990; Kidd Creek, Hannington and Barrie, 1999), Proterozoic age (e.g.,  Flin Flon, Syme and Bailes, 1993) and Phanerozoic age (e.g., Sibai, Gai; Herrington et al., 2005).    Cretaceous marginal basins along the western margin of South America have been ascribed  to various tectonomagmatic scenarios ranging from ‘aborted ophiolite’ (Aguirre and Offler,  1985), Gulf of California‐type continental rifts (Atherton, 1990), modified back‐arc spreading  centres,  with the potential arc lying west of the present coast (Atherton et al, 1983; Petford  and Atherton, 1995), arc models associated with a steeply dipping subduction zone (Soler and  Bonhomme, 1990), and accreted island arc or back‐arc (Wise, 2000).  Whereas the Western  Peruvian Trough of central Perú is partly eroded along its western margin, the Lancones basin in  northwestern region of Perú and southwestern Ecuador includes both the volcanic arc and the  forearc to the west.  The allochthonous Amotape complex (Mourier et al., 1988; Noble et al.,  1997) and the Mesozoic continental margin Olmos complex (Reyes and Caldas, 1987) are  preserved at the present day margin of the volcanic arc sequences.  With all of the  tectonostratigraphic components preserved, the Lancones basin provides the best opportunity  to study the tectonic history and magmatism of the Cretaceous marginal basins of Perú‐ Ecuador.  In this chapter the petrogenesis of the volcanic rocks and the relationship to VMS  formation is investigated.    4.3  Tectonic Setting  The Tambogrande VMS deposits formed in the Lancones Basin in association with the  deposition of mid‐Cretaceous volcano‐sedimentary strata (Reyes and Caldas, 1987; Chap. 2.).   The Lancones Basin represents the northern portion of a much larger and segmented Mesozoic  Chapter 4        89    continental margin rift basin extends from southwestern Ecuador (Jaillard et al., 1996)  along  the Peruvian coast (Western Peruvian Trough or Huarmey‐Cañete Marginal Trough; Atherton et  al., 1983; Benavides‐Cáceres, 1999).  Similar arc‐related marginal rifts occur in Chile (Coast  Range; Vergara et al., 1995) and Argentina (Rocas Verdes basin; Dalziel, 1981; Hanson and  Wilson, 1991).  These marginal basins represent an episode of extension in the first phase  (~Mesozoic) of the Andean cycle in which Mariana‐type subduction permitted crustal  attenuation, deposition of major marine sequences and eruption of large volumes of mafic‐ dominated, subduction‐related volcanic rocks (Benavides‐Cáceres, 1999).  The rift regime is  temporally linked to the opening of the South Atlantic in the Cretaceous and lasted until the  Late Cretaceous when the geodynamical cycle shifted towards Andean‐type subduction in part  due to active spreading in the South Atlantic (Soler and Bonhomme, 1990).  This resulted in the  termination of marine sedimentation and the beginning of contractional tectonism, continental  arc magmatism and a tectonic regime which continues to the present day (Benavides‐Cáceres,  1999; Jaillard et al., 2000) .  The Lancones basin is located within the Huancabamba deflection, a major oroclinal bend in  the Andes which separates the north‐northwest‐trending Peruvian Andes from the northeast‐ trending Ecuadorian Andes (Fig. 4.1).   During the Mesozoic this region records a sequence of  accretionary events, shifts in convergence direction, and contractional and extensional  rotations (Mitouard et al., 1990).  In the Jurassic, a southeast‐directed subduction zone was  responsible for continental arc volcanism along the Ecuadorian segment (Litherland et al.,  1994), whereas a sinistral transform system occurred along the Peruvian segment (Jaillard et  al., 2000).  During the Early Cretaceous a convergence shift to the northeast terminated the  Ecuadorian magmatic arc and established the conditions for subduction along the Peruvian  Chapter 4        90    segment (Jaillard et al., 2000).  This tectonic development along the Peruvian‐Ecuadorian  margin in the Early Cretaceous is synchronous with a rift event and the formation of the  Lancones basin.  Several accretionary events beginning in the Early Cretaceous also played a  major role in the development of the margin, especially in northwestern Perú and Ecuador  where allochthonous terranes are identified (Litherland et al., 1994).  The Amotape terrane  represents a microcontinental block comprised of metamorphosed sedimentary and plutonic  rocks with Middle to Late Triassic U‐Pb ages (Noble et al., 1997; Appendix A), as well as high‐ pressure metamorphosed oceanic terranes thought to represent mid‐ocean ridge and oceanic  plateau basalt (e.g., Raspas metamorphic complex; Arculus et al., 1999; Bosch et al., 2002).   Mourier et al. (1988) suggest the Amotape terrane arrived from the south, the timing of which  is constrained by cooling ages of ~132‐110 Ma (Bosch et al., 2002).  The accretionary event  likely triggered the initiation of the new subduction zone outboard of the Amotape terrane  resulting in the formation of the Lancones basin.  Subsequent rifting of this basin probably  utilized the suture between the Amotape Terrane and continental South America (Litherland et  al., 1994) .    4.4  Regional Geology and Volcanic Stratigraphy    The Lancones Basin is limited to the east, west and north by continental crustal blocks that  represent the Jurassic to Early Cretaceous pre‐rift Andean margin (Benavides‐Cáceres, 1999).   Geophysical models constrain the crustal architecture of the continental margin of Perú and  demonstrate a large arch‐like structure of dense (3.25 g/cm3) material that coincides with the  Mesozoic volcanic rift sequences, interpreted to be oceanic crust and separating continental  blocks (Couch et al., 1981; Jones, 1981).  These continental blocks were topographic highs  during marine deposition in Mesozoic times (Cobbing et al., 1981).  To the southeast of the  Chapter 4        91    Lancones Basin, the Paleozoic(?) Olmos Massif is a probable reactivated margin of the  Amazonian craton (Macfarlane, 1999).  This poorly characterized terrane consists of pre‐ Ordovician greenschist facies pelitic to psammitic rocks overlain by platform carbonate rocks of  Triassic to Early Jurassic age.  The Olmos complex is considered equivalent to Marañon  Geanticline (Cobbing et al., 1981; Reyes and Caldas, 1987; Mourier et al., 1988; Litherland et al.,  1994).  Bordering the Lancones basin to the southwest, northwest and north is the Amotope  terrane, comprised of Mesozoic gneisses, meta‐sedimentary and meta‐volcanic oceanic rocks  (Mourier et al., 1988; Aspden et al., 1995; Litherland et al., 1994; Arculus et al., 1999).     Rocks of the Lancones Basin are exposed in northwestern Perú and southwestern Ecuador  for more than 135 kilometres along a northeast trend and approximately 150 kilometres across  the trend.  Tertiary cover blankets the basin in the southwest for an additional 50 kilometres.   The basin can be subdivided in an eastern volcanic arc and western sedimentary forearc.  The  volcanic arc sequence, up to 80 km wide, is dominated by submarine mafic volcanic and  volcaniclastic rocks, and grades into forearc sedimentary rocks which dominate the western  portion of the Lancones Basin (Jaillard et al., 1999).  A ~3 km thick turbidite sequence, the Copa  Sombrero Group (Chávez and Nuñez del Prado, 1991; Morris and Aleman, 1975; Jaillard et al,  1996, 1999), represents the forearc and temporally overlaps the volcanic arc sequence.    The four formations of the volcanic arc sequence in the Lancones basin have a cumulative  thickness of ~ 8 to 10 km and are subdivided into two main tectono‐volcanic phases based on  depositional facies, composition and chronology (Figs. 4.4, 4.5; Chap. 2).  The Cerro San Lorenzo  Formation represents phase 1 and the Cerro El Ereo, La Bocana and Lancones formations record  phase 2.  Phase 1 is a mafic‐dominated sequence characterized by lava flows and associated  breccias, minor aphyric felsic lavas, and a general absence of siliciclastic sedimentary rocks.  The  Chapter 4        92    rocks are interpreted to have been deposited in a relatively deep water environment.  All VMS  deposits in the Lancones basin are hosted by the phase 1 volcanic sequence.    The phase 2 volcanic cycle is an 8 km‐thick sequence of mafic to felsic volcanic and  volcaniclastic rocks with subordinate calcareous and siliciclastic sedimentary rocks.  These rocks  represent in general a relatively more shallow water setting.  The upper part of the sequence  includes re‐worked volcaniclastic rocks which grade into sedimentary rocks in the upper sectors  marking a transition to forearc turbidites of the Copa Sombrero Group.   In Ecuador the volcanic  arc sequence has not been studied in detail and is described as a 2 to 3 km‐thick package of  dominantly mafic pillow lavas and related volcaniclastic rocks (Jaillard et al., 1996).      Metamorphic grades range from zeolite to lower greenschist assemblages, with the higher  metamorphic grades occurring near plutonic rocks.  Diagenesis and low‐temperature, near  seafloor metasomatism, due to ambient seawater‐rock interaction (halmyrolosis), have resulted  in a wide range of low‐temperature replacement and open‐space‐filling minerals within basaltic  rocks, including analcite, albite (after plagioclase), amphibole (uralitized clinopyroxene),  carbonate minerals, chlorite, epidote, hematite, palagonite (after groundmass glass), prehnite,  pumpellyite, sericite and/or various clays (sausseritized feldspar), and zeolites.  Hydrothermal  alteration is confined to discordant zones of the footwall rocks immediately below massive  sulphide deposits and includes variable replacement of the rocks by chlorite, sericite and quartz  in addition to stringer and disseminated sulphide mineralization (Tegart et al, 2000).  None of  the rocks in this study show the effects of dynamic metamorphism and primary textures are  generally well preserved.  4.4.1  Cerro San Lorenzo Formation  The lowermost volcanic sequence, the Cerro San Lorenzo Formation, is characterized by  bimodal volcanic rocks and is dominated by basalt.  The depositional environment is inferred to  Chapter 4        93    have been a relatively deep marine based on the absence of pyroclastic rocks and the presence  of minor black mudstone as the sedimentary rocks.  Felsic volcanic rocks represent a minor  component of the total estimated 2,500 metre thickness of the formation.  Volcanic rocks of  the Cerro San Lorenzo Formation host all VMS deposits and prospects in the Tambogrande  district (TG1, TG3, and B5).  U‐Pb zircon ages of 99.8 to 104.8 Ma for syn‐mineralization rhyolitic  volcaniclastic rocks and post‐mineralization rhyolite dykes, respectively, have been determined  (Chap. 2).  Basalt in this formation is typically feldspar‐augite porphyritic, amygdaloidal and occurred  as massive to pillowed flows associated with a variety of autoclastic breccias, ranging from  pillow fragment and talus breccia, hyaloclastite breccias and globular autobreccia.  Felsic  volcanic rocks are represented by massive to flow‐banded lavas, domes or dykes of dacitic to  rhyolitic composition and are associated with autoclastic proximal volcaniclastic rocks.  A  rhyolite flow‐dome complex, up to 2 km in extent by 250 m in composite thickness, is  dominated by buff to light grey, aphyric to weakly feldspar porphyritic, locally spherulitic and  commonly perlitic rhyolite.  Plagioclase and resorbed quartz porphyritic rhyolite dykes cut  massive sulphide deposits (e.g., TG1).  Quartz porphyritic rhyolite lavas, however, are not  recognized within the Cerro San Lorenzo Formation.  A few amygdule‐rich dacitic lava flows and  breccia deposits are conspicuous in the immediate hanging wall of the TG1 and TG3 deposits.   Volumetrically minor pelagic sedimentary rocks are ubiquitous throughout this formation.   4.4.2  Cerro El Ereo Formation    The Cerro El Ereo Formation is an entirely mafic volcanic sequence of distinct coarse  feldspar porphyritic lava and minor breccia.  Lavas are generally massive with few amygdales.   Volcaniclastic rocks are typically thick‐bedded, non‐stratified, boulder‐sized breccia, though  Chapter 4        94    fairly well sorted lithic and feldspar crystal tuff of mafic composition are present near the upper  contact with the La Bocana Formation.    4.4.3  La Bocana Formation  The La Bocana Formation is a bimodal basalt/basaltic‐andesite and rhyolitic succession that  is notably volcaniclastic‐rich.  Mafic rocks in the formation include highly vesicular, thick flows  and dykes with well developed flow foliations grading into autoclastic deposits.  Felsic rocks  range from quartz‐ and/or feldspar‐porphyritic flows to crystal, lithic, and pumice tuffs.  The  pyroclastic rocks include cross bedded volcanic sandstones which indicate a relatively shallow  water depositional setting. U‐Pb zircon ages range from 99.3‐91.1 Ma (Chap. 2).  4.4.4  Lancones Formation    The Lancones Formation consists of a polylithic, mafic‐dominated, volcaniclastic units  deposited within in a relatively shallow marine environment.  Thick‐bedded and variably  stratified breccias grade upwards into siliciclastic and calcareous sedimentary units (Chapter 2).     Fossils in the age range of late Albian and Early Cenomanian are reported in this formation  (Reyes and Caldas, 1987).  These rocks mark the transition to forearc sedimentary sequences of  the Copa Sombrero Group in the western Lancones Basin, though the contact is defined to lie  west of the study area (Jaillard et al., 1999).  4.5  Lithogeochemistry  4.5.1  Sampling Procedures and Analytical Methods  One hundred and twenty‐nine whole rock samples were collected from volcanic and sub‐ volcanic units, including outcrop and diamond drill core,   Samples from the 2000 field season,  mostly in the vicinity of the VMS deposits, were analyzed at Bondar‐Clegg Laboratories in  Vancouver, British Columbia, Canada using lithium metaborate fusion, inductively coupled  plasma – atomic emission spectrometry (ICP‐AES).  Pressed powder pellet X‐ray fluorescence  (XRF) and for additional trace and rare earth element analyses were completed by using Na2O2  Chapter 4        95    sinter, inductively coupled plasma – mass spectrometry (ICP‐MS) at Memorial University in St.  John’s, Newfoundland, Canada.  Samples collected during 2002 regional mapping program from  outcrop and drill core were analyzed for major and trace elements by a combination of lithium  metaborate fusion ICP‐AES and ICP‐MS and pressed powder pellet XRF at ALS‐Chemex  Laboratories in Vancouver.  The complete dataset, locations and rock types, as well as details  on the analytical technique, precision and accuracy are given in Appendix C.    4.5.2  Alteration and Element Mobility  Element mobility as a result of mineralogical changes during fluid‐rock reactions is a feature  of nearly all submarine volcanic rocks, either as a result of halmyrolysis or burial diagenesis.   Variable mobility of many major elements, principally Ca, K, Na, Si, Mg, and Fe is noted,  whereas Al, Ti, and P are generally immobile in VMS‐related altered rocks (Hajash and Chandler,  1981; Saeki and Date, 1983; Barrett and MacLean, 1999; Large et al., 2001) and indeed exhibit  conservative behavior in this data set.  The trace element suites also display variable mobility,  with low field strength elements (LFSE; e.g., Ba, Rb, Sr) considered highly mobile due to a  chemical behavior similar to Ca and K.  The exception is Th, which is highly immobile.  The high  field strength elements (HFSE; e.g., Ga, Hf, Nb, Ta, Y, Zr) are considered highly immobile as they  are usually hosted in accessory minerals not easily affected by VMS‐related hydrothermal fluids  (e.g., titanite, zircon, monazite, xenotime).  The rare earth element (REE) group is generally  immobile in relatively weakly altered (e.g., sericitized) rocks but can be mobilized under  conditions yielding chlorite‐rich alteration assemblages (Campbell et al., 1984).  Divalent Eu is  the exception within the REE group due to its ability to substitute for alkalies in feldspar.  Sc, V  and Cr are also generally considered relatively immobile.  In this study mobile elements are  used on several plots but some scatter due to alteration is noted.  Plots utilizing mobile  elements are used to make broad characterizations, whereas most of the conclusions of the  Chapter 4        96    report are supported on immobile trace element and trace element ratio plots.  ‘Least altered’  samples are used in all cases.  4.5.3  Geochemical Results   Samples are grouped according to their stratigraphic position within the Cerro San Lorenzo,  Cerro El Ereo and La Bocana Formations.  No samples were collected from the Lancones  Formation for lithogeochemical analyses as it is dominated by volcaniclastic and sedimentary  rocks.  Samples of felsic volcanic rocks within the Cerro San Lorenzo Formation are further  subdivided based on facies and their stratigraphic location relative to VMS deposits (i.e., syn‐ mineralization rhyolite, post‐mineralization dacite, and rhyolite dykes).  Most samples  represent coherent facies of volcanic rocks, except some samples are larger clasts within coarse  volcaniclastic units that are interpreted as relatively proximal deposits.  Samples were collected  throughout the map area and represent a stratigraphic section up to 8 km‐thick and from a  large geographic area (>3,000 km2), though there is a higher sample population density in the  Tambogrande area (Fig 4.4).  Summarized geochemical results for basalt, basaltic andesite,  dacite and rhyolite from each formation are given in table 1.  Key trace element ratios are  provided in table 2.  4.5.3.1 Cerro San Lorenzo Formation  The Cerro San Lorenzo Formation includes mostly basaltic and dacitic to rhyolitic  compositions (Fig. 4.6 A, B), with subordinate intermediate composition rocks.  Low total Na2O  and K2O as well as Nb/Y < 0.5 indicate subalkaline affinities.  On the AFM plot, the samples  define a trend that mostly approximates the calc‐alkaline field, though the mafic rocks overlap  the tholeiitic field as well (Fig 4.6C).    Basalt, defined by < 55% SiO2 and Zr/TiO2 < 106, contains between ~5.0 to 11.5 wt.% MgO  for most samples, which is comparatively higher than either of the Cerro El Ereo or La Bocana  Chapter 4        97    formations (Fig 4.7A).  Though moderate TiO2 values are similar within basalt from all  formations, basalt from Cerro San Lorenzo Formation yields relatively high Ni and Cr values (Fig  4.7B,C) and moderate to low V values (Fig 4.7D).  On various basalt discrimination diagrams  these rocks are defined as arc volcanic rocks of broadly calc‐alkaline affinity (Fig 4.8 A‐C), with  V/Ti ratios typical of oceanic arc or back‐arc settings (Fig 4.8d).  REE abundances span a narrow  range (YbN = 4‐13).  Light REE (LREE) fractionation is evident in the dominantly negative slope of  the normalized REE profiles (Fig 4.9A) and is emphasized by dominantly positive (La/Yb)N 4   values of 0.6 to 7.3 and mimicked by Zr/Y values (1.5 – 5.3).  Slightly more evolved rocks, i.e.,  basaltic‐andesite, have similar normalized trace element profiles similar to basalt but display  negative Ti, Al, Sc, and V depletion and Zr and Hf enrichment, as well as strong LREE  fractionation (Fig 4.9B).  A pronounced negative Nb anomaly characterizes all normalized trace  element profiles.  Basalt in this formation has HFSE and LFSE abundances characterized by low  Nb (Nb/Nb* = 0.06‐0.5), low Ti (Ti/Ti* = 0.5‐1.1), moderate Zr (Zr/Zr* = 0.6‐1.3), and relatively  high Th [(Th/La)PM 5  = 1‐4].  (La/Yb)N and Zr/Y values of basalt from the Cerro San Lorenzo  Formation are distinctively higher than either the Cerro El Ereo or La Bocana formations (Fig.  4.10A, B).  Low HFSE contents for felsic rocks are reflected in Zr versus Ga/Al and Nb versus Y plots (Fig.  4.11 A‐B).  On these discrimination plots, felsic rocks are categorized dominantly as M‐type  whereas some samples plot closer to the I‐type field (M‐type or direct mantle‐type volcanic arc  rocks are generally considered to be derived from a mafic parent rock whereas I‐type are  interpreted to be recycled mantle material due to partial melting of juvenile crust; Pitcher,  1983; Whalen, 1985).  Primitive mantle‐normalized extended trace element plots (Fig. 4.12A)                                                         4 N denotes chondrite-normalized value of Sun and McDonough (1989). 5 PM denotes primitive mantle-normalized value of Sun and McDonough (1989). Chapter 4        98    show broadly similar patterns for all felsic rocks from the Cerro San Lorenzo Formation.   Pronounced negative Ti (Ti/Ti*=0.1 to 0.2) and Nb anomalies (Nb/Nb*=0.1‐0.3) are ubiquitous.   Transition metals (e.g., Al, Sc, V) are also strongly depleted.  With one exception, this group  displays moderate LREE fractionation [(La/Yb)N = 1.2‐6.6)] and moderate Zr/Y ratios (3.0‐7.1),  consistent with transitional affinities. All samples display positive Zr (Zr/Zr* = 1.0‐2.2) and Hf  (Hf/Hf* = 1.0‐2.5) anomalies.  LFSE‐enrichment is evident in the high Th contents relative to  LREE [(Th/La)PM = 1.5‐5.7].   Strong Eu depletion is evident in all samples (Eu/Eu* = 0.4‐0.9).    4.5.3.2 Cerro El Ereo Formation  The Cerro El Ereo Formation includes mafic compositions only (basalt, minor basaltic‐ andesite) with relatively low alkali contents and low Nb/Y (~0.04), indicating a strongly  subalkaline affinity (Fig. 4.6 A,B).  All samples plot within the tholeiitic field on the AFM diagram  (Fig. 4.6C).  Basalt yields relatively low MgO, Ni, and Cr suggesting a relatively fractionated suite  (Fig. 4.7A‐C), and moderate‐high V contents are consistent with a tholeiitic affinity (Fig 4.7d).   Relatively low HFSE and LFSE contents and high V/Ti ratios in basalt are also consistent with  island arc tholeiites on basalt discrimination diagrams (Fig 4.8A‐D).  REE abundances are similar  to basalt from the Cerro San Lorenzo formation (Yb* = 4‐12) but differ on normalized trace  element plots in that relatively flat REE profiles indicate only weak LREE fractionation [(La/Yb)N  = 0.4‐1.6] (Fig 4.9C).  Basalt in this formation is characterized by relatively low Nb (Nb/Nb*=0.1‐ 0.4), low Ti (Ti/Ti* = 0.6‐1.7), moderate Zr (Zr/Zr*=0.6‐1.3), and relatively low Th [(Th/La)PM < 1].   One sample of basaltic‐andesite does not vary significantly from basalt with respect to the trace  element profile (Fig 4.9D).  4.5.3.3 La Bocana Formation  The La Bocana Formation spans a range of compositions from basalt to rhyolite.  These  rocks are characterized as subalkaline (low alkali contents, Nb/Y ~ 0.1; Fig 4.6 A‐B), and overlap  Chapter 4        99    both the tholeiitic (for most mafic rocks) and calc‐alkaline fields (for most felsic rocks) on the  AFM diagram (Fig 4.6C).  Basalt from the La Bocana Formation has the lowest average MgO, Ni  and Cr (Fig 4.7A‐C) and moderate to high V contents (Fig 4.7D).  HFSE and LFSE abundances and  V/Ti ratios are most similar to the Cerro El Ereo Formation, overlapping both the calc‐alkaline  and tholeiitic fields on basalt discrimination diagrams (Fig 4.8A‐D).  On normalized trace  element and REE plots basalt yields HFSE‐depletion with prominent negative Nb (Nb/Nb* ~ 0.1),  Ti (Ti/Ti* = 0.5‐1.4), and Zr anomalies (Zr/Zr* = 0.6‐1.0) and LFSE‐enrichment represented by Th  [(Th/La) PM =1.1‐3.2] (Fig 4.9E).  REE abundances are similar to the other formations (YbN = 6 ‐  13).  Most samples display slight depletion to slight enrichment of LREE relative to HREE  [(La/Yb)N = 0.5 to 2.6] and relatively low Zr/Y (1.3 – 3.0) in comparison to basalt in the above  mentioned formations.  Basaltic‐andesite of the La Bocana Formation yields normalized trace element profiles quite  different from associated basalt within the same formation.  The notable differences include  enrichment of Zr and Hf, depletion of Ti, and strong LREE fractionation [(La/Yb)N = 2.0‐8.0] (Fig  4.9F) in the basaltic andesites.  These variations are difficult to explain by fractionation of a  basaltic magma alone and suggest crustal contamination.  Felsic volcanic rocks from the La Bocana Formation are broadly geochemically similar to  those of the Cerro San Lorenzo Formation.  These rocks yield low HFSE contents and in Zr  versus Ga/Al and Nb versus Y plots fall within the field of M‐type volcanic arc rocks (Fig 4.11 A,  B).  Primitive mantle‐normalized extended trace element plots (Fig 4.12B) are fairly uniform for  all felsic volcanic rocks from this formation and display pronounced negative Ti (Ti/Ti* = 0.04 to  0.3) and Nb anomalies (Nb/Nb* = 0.03‐0.3) and depleted transition metal (e.g., Al, V contents).   Most samples yield modest LREE fractionation [(La/Yb)N = 0.9‐6.1].  Nearly all samples have  Chapter 4        100    positive Zr (Zr/Zr* = 0.6‐2.2) and Hf (Hf/Hf* = 0.9 ‐2.4) anomalies.  LFSE‐enrichment is evident in  the high Th contents relative to LREE [(Th/La)PM = 1.5‐4.4], noting one exception.  Negative Eu  anomalies are a feature of all felsic rocks from this formation (Eu/Eu* = 0.3‐1.0).  4.5.3.4 Chemostratigraphy of the VMS‐Host sequence     Geologic sections are well constrained for the VMS‐bearing volcanic sequence of the  Cerro San Lorenzo Formation and provide a framework for a chemostratigraphic model (Chap.  2; Fig 4.5).  This unit‐scale evaluation permits a study of the geochemical variation within the  volcanic complex and is used to investigate the potential links between the petrogenesis of the  volcanic suite and generation of the massive sulphide deposits.     The dacite‐rhyolite suite encompasses several geochemically distinctive units, including a  syn‐mineralization rhyolite flow‐dome complex, a hanging wall dacite unit, and post‐ mineralization quartz‐phyric rhyolite dykes (Chap. 2).  Basalt forms almost the entirety of the  footwall and the majority of the hanging wall.  SiO2 contents for the basalt units range from 45.32 to 53.48 wt.%, dacite yields 65.35 to  66.54 wt.% SiO2 and rhyolite has 68.18 to 75.16 wt.% SiO2 (Figs. 4.13A).  These compositional  clusters are also readily identified on the Nb/Y versus Zr/TiO2 plot (Fig. 4.13B), where basalt has  low Zr/TiO2 ratios (29‐78) whereas rhyolite yields much higher ratios (534‐723) and dacite has  intermediate ratios (259‐278).  All samples are strongly subalkaline (Nb/Y < 0.27) with low total  alkali contents dominated by Na2O (Fig. 4.13A).  Mg # are substantially higher in basalt (59±8)  than in dacite (46±3) or rhyolite (33±14) (Fig. 4.12C)  Likewise, TiO2 contents are also distinctive  for each group, ranging from 0.24‐0.43 wt.% in rhyolite, 0.58‐0.64 wt.% in dacite, and 0.70‐1.34  wt.% in basalt (Fig. 4.13D).  In contrast, P2O5 contents overlap the three groups (Fig. 4.13E).   Dacite also has intermediate contents of transition metals such as Co, Cr, Ni, and V.  Overall, the  rocks display a systematic decrease of the transition elements with more evolved compositions  Chapter 4        101    (Fig. 4.13F).  Within the basalt data, TiO2 and P2O5 yield a positive linear correlation with Zr and  V displays a negative correlation with Zr/TiO2.  Although these trends suggest fractionation  within the basaltic endmembers, no fractionation trend exists between the mafic and felsic  data.  HFSE systematics indicates complexity in the petrogenesis of the felsic volcanic rocks.  On a  Hf‐Nb plot (Fig. 4.13G), basalt has a strong positive linear correlation, probably as a result of  derivation from a single source, whereas dacite and rhyolite plot with higher Hf‐Nb contents  and show no linear relationship.  On a Zr/Y versus Y plot (Fig. 4.13H) the data define three  distinct clusters, with basalt defining with the lowest Zr/Y and Y values.  Syn‐mineralization  rhyolite from TG1 and TG3 is characterized by relatively high Y contents and moderate Zr/Y.   Post‐mineralization dacite flows and rhyolite dykes at TG1‐TG3, as well as syn‐mineralization  rhyolite from B5, are characterized by moderate Y contents and the highest Zr/Y values.  These  groupings are mimicked on a La/YbN versus YbN plot (Fig.13I).  Finally, a plot of Th versus Zr (Fig.  4.13J) illustrates that rhyolite dykes are more strongly enriched in LFSE (i.e., Th) but yield  comparable HFSE (i.e., Zr) with respect to the other volcanic units.  The non‐systematic  clustering of felsic rocks based on variable REE, HFSE and LFSE abundances and ratios, indicate  variations that do not relate to fractionation and require heterogeneity of the felsic melt  source.    4.6  Discussion  4.6.1  Petrochemical Variations in Mafic Volcanic Rocks of the Lancones Basin  Basalt geochemical data from the various formations within the Lancones basin indicate  broad compositional similarities which are consistent with an arc volcanic setting, though each  formation has distinctive geochemical characteristics.  The HFSE and LFSE systematics of basalt  from all formations in the Lancones basin have low Nb contents and variable Th, Zr, and Y  Chapter 4        102    values.  These low‐moderate HFSE, moderate REE, and variable LFSE contents are akin to those  of basalt of oceanic arc affinity (Ewart and Hawkesworth, 1987; McCulloch and Gamble, 1991;  Pearce and Parkinson, 1993; Pearce and Peate, 1995).  Consistent with a transitional to calc‐ alkaline affinity for the Cerro San Lorenzo Formation, lower V values are indicative of a  relatively oxidized magma source (i.e., higher ƒO2; Shervais, 1982).    These geochemical variations are reemphasized on a Ta/Yb versus Th/Yb plot (Fig. 4.14)  which suggests that basalt from the Cerro San Lorenzo Formation is related to subduction zone  enrichment of an N‐MORB type mantle source producing mildly calc‐alkaline oceanic arc basalt  (Pearce, 1983).  Rocks from the Cerro El Ereo Formation have similar LFSE (i.e., Th) enrichment  with respect to a mantle source, but are derived from a source more depleted than a MORB  source, typical of tholeiitic oceanic arc basalt (Fig. 4.14).  Cerro San Lorenzo Formation basalt  displays higher mean (La/Yb)N but similar YbN values when compared to basalt from the Cerro El  Ereo and La Bocana formations (Fig. 4.10A).  HFSE ratios such as Zr/Y mimic the LREE/HREE  ratios with the highest Zr/Y values occurring in basalt for the Cerro San Lorenzo Formation (Fig.  4.10B).  Lower LREE/HREE and Zr/Y ratios of the La Bocana and Cerro El Ereo Formations are  typical of tholeiitic rocks, whereas the higher ratios of the Cerro San Lorenzo Formation are  characteristic of transitional to mildly calc‐alkaline affinity (cf. Barrett and MacLean, 1999). REE  (e.g., La/Yb) and HFSE (e.g., Zr/Y) ratios, as well as conventional AFM diagrams suggest basalt  from the Cerro San Lorenzo Formation is more akin to calc‐alkalic suites, whereas Cerro El Ereo  and La Bocana formations are mostly island arc tholeiitic basalts.   The variance in both HFSE and REE suggests heterogeneity in the source region for these  rocks.  The younger Cerro El Ereo and La Bocana Formations were generated from a source  more depleted than that of the Cerro San Lorenzo Formation.  One possible explanation is  Chapter 4        103    related to the initial extraction of a melt to form the Cerro San Lorenzo Formation lavas which  would have caused some depletion of incompatible elements from the mantle‐wedge source.   Subsequent lavas from the same region of the mantle would have been relatively depleted.   Alternatively, the geochemical variations may be explained by variations in the melt generation  processes, whereby the earlier and mildly calc‐alkaline Cerro San Lorenzo Formation basalt  formed through lower amounts of partial melting and slightly higher ƒO2 when compared to the  younger formations (Shervais, 1982).  Phase 1 basalt is characterized by MgO, Ni and Cr contents that are on average significantly  higher than for basalt from the phase 2 sequence, indicating a more primitive magma source  for these early‐rift lavas.  ‘Primitive’ arc magmas are those with up to 8 wt% MgO in oceanic  arcs, and lower values for mature arcs (Leate and Larter, 2003).  Cerro San Lorenzo Formation  basalt averages 7.4 ±4.4 wt% MgO, compared to 4.7 ±1.8 wt% and 3.9 wt% MgO in the younger  Cerro El Ereo and La Bocana formations, respectively.  The primitive lavas represented by the  Cerro San Lorenzo Formation were likely erupted through relatively thin, juvenile arc crust.  The  more fractionated basaltic‐andesite compositions of Phase 2 formed in a maturing arc with  thicker crust (Green, 1980; Gill, 1981) during the waning stages of arc rifting.  The data suggest  phase 1 was a period of maximum extension, rifting, and subsidence, with relatively thin arc  crust and high heat flow, and therefore conducive to VMS formation.  4.6.2  Felsic Volcanic Rock Petrochemistry and Association with VMS   Dacitic to rhyolitic rocks occur in the Cerro San Lorenzo and La Bocana Formations, but are  absent in the Cerro El Ereo Formation.  Felsic volcanic rocks from these formations are almost  all subalkaline and show broadly similar patterns on normalized trace element plots.   Pronounced negative Ti and Nb anomalies are ubiquitous and transition metals (e.g., Al, Sc, and  V) are also strongly depleted.  With minor exceptions, nearly all samples have positive Zr and Hf  Chapter 4        104    anomalies.  LFSE‐enrichment is evident in the high Th contents relative to LREE and HFSE.  Weak  to moderate negative Eu anomalies and moderate LREE/HREE ratios are characteristic of nearly  all samples.  There are slight variations in mean Zr/TiO2 ratios, with ratios slightly higher in the  Cerro San Lorenzo Formation (674 ±314) than those of the La Bocana Formation (422 ±341).   Low HFSE contents for felsic rocks reflect M‐ to I‐type magmatic affinities.    In general, M‐ to I‐type felsic rocks generally reflect either a direct mantle source or are the  result of partial melting of juvenile crust due to heat from a subcrustal underplate, possibly  with some influence from the continental crust (Pitcher, 1983; Whalen, 1985).  In a mantle  source scenario, the felsic rocks were likely derived via fractionation of an arc basaltic melt,  though the general lack of abundant intermediate compositions suggests this is not likely the  case.  Partial melting of subcrustal or crustal material which forms the arc is considered more  likely due to the general bimodality of the sequence.  Considering the inherited Proterozoic  zircons (Chap. 2) and evolved Nd and Pb isotope signatures of felsic rocks (Chap. 5), there is  strong evidence for some influence of continental crust either at the source of the melt and/or  during magma ascent.  It is inferred that syn‐mineralization rhyolite, which is the first erupted  unit of the felsic suite and which has the least incompatible element enriched signatures, had a  shorter crustal residence time than either hanging wall dacite or post‐mineral rhyolite dykes.    Much work has been done on assessing the geochemistry of felsic volcanic rocks associated  with VMS deposits in order to understand the petrogenesis of the felsic magmas in relation to  the genesis of the deposits (e.g., Lesher et al., 1986; Barrie et al., 1993; Lentz, 1998; Hart et al.,  2004; Piercey, 2007).  Archean rhyolites are classified into four suites according to HFSE and  REE systematics which are correlated with the relative abundance (and size) of VMS deposits  (Fig. 4.16 A,B; Lesher et al., 1986).  FI alkalic dacites‐rhyodacites yield the lowest HFSE and HREE  Chapter 4        105    (e.g., Y, Yb) and the highest LREE/HREE (La/Yb) and Zr/Y ratios, are abundant in the rock record  but are typically barren of VMS deposits (Fig. 4.16).  FIII tholeiitic rhyolites have the highest Y  and Yb and the lowest La/Yb and Zr/Y ratios and host the greatest number of deposits.  FII  rhyolites have intermediate compositions and also host VMS deposits, but are mostly barren.   For some Phanerozoic and Proterozoic VMS‐associated rhyolites, a class of relatively more Y  and Yb‐depleted rhyolite is defined as FIV (Hart et al., 2004).  These compositions approximate  partial melting of hydrous mafic crust or amphibolite at relatively high temperature and low  pressure conditions, in equilibrium with hornblende (clinopyroxene at higher temperatures)  and plagioclase (Beard and Lofgren, 1991; Wolf and Wyllie, 1994).  As the REE are moderately  to strongly incompatible in this phase assemblage, REE abundances tend to be relatively high in  the melt, though strong partitioning of Eu into plagioclase is likely due to low ƒO2.  FII rhyolites appear to the dominant VMS‐bearing class in the Phanerozoic and Proterozoic,  not because of differences in the generation of VMS systems, but because of the evolution of  plate tectonics and variation in petrogenesis of felsic magmas in these terrains (Lesher et al.,  1986; Lentz, 1998).  Piercey (2007) illustrates that the petrochemical classification of rhyolites  in post‐Archean terrains is dependent on whether the magmas were generated in juvenile or  evolved environments.  In post‐Archean evolved terrains, most VMS‐associated rhyolites are  calc‐alkalic FII‐FIII, though some are associated with FI (Piercey, 2007).   In post‐Archean  juvenile terrains, VMS deposits are associated with tholeiitic, low La/Yb, Zr/Y ratios and strongly  HFSE‐depleted rhyolites that mostly overlap FII and FIV.      Despite time‐dependant geochemical variations, the consensus amongst researchers is that  VMS‐associated magmas are high temperature (>900o) shallow crustal (<10 km) melts of either  hydrated mafic crust (in Archean and post‐Archean juvenile terrain) or continental crust (post‐ Chapter 4        106    Archean evolved settings), whereas non‐VMS rhyolites are generated at deeper crustal levels  and possibly lower temperatures (Lesher et al., 1986; Barrie et al., 1993; Hart et al., 2004;  Piercey et al., 2001).  High temperature melting of crust at shallow depths imply a high  geothermal gradient, a thinned crust and extensional tectonics which favour VMS hydrothermal  systems due to high heat flow and permeability (Lesher et al., 1986; Hart et al., 2004).  VMS‐associated felsic volcanic rocks at Tambogrande (Cerro San Lorenzo Formation) yield  relatively low to moderate (La/Yb)N and Zr/Y,  low Yb, Y and Zr, and moderate‐strong negative  Eu anomalies.  These values overlap with FII to FIII rhyolites (Fig. 4.16 A,B; Lesher et al., 1986;  Hart et al., 2004) and other Archean Superior Province VMS‐associated rhyolites (e.g., group II  of Barrie et al., 1993; Fig. 4.16 C‐D).  VMS‐barren felsic volcanic rocks from the La Bocana  Formation have similar but slightly more depleted HFSE and REE and mostly overlap the FIV  group.    Compared to some Phanerozoic VMS districts (Lentz, 1998), the Tambogrande data  resemble the Mt. Windsor and Kuroko districts, examples of a back‐arc or intra‐arc rift settings  with continental basement (Fig. 4.16E‐F).  Considering the inherited Proterozoic zircons (Chap.  2) and evolved Nd and Pb isotope signatures of felsic rocks at Tambogrande (Chap. 5), there is  strong evidence for some influence of continental crust either at the source of the melt and/or  during magma ascent.  It is inferred that syn‐mineralization rhyolite, which is the first erupted  unit of the felsic suite and which has the least incompatible element enriched signatures, had a  shorter crustal residence time than either hanging wall dacite or post‐mineralization rhyolite  dykes.    These high temperature and aphyric (i.e., at liquidus) felsic magmas ascended rapidly from  the area of melt generation in the middle to lower crust and were erupted in the vicinity of  Chapter 4        107    hydrothermal venting and VMS formation on the seafloor.  Some models propose that a rapid  ascent of high‐temperate felsic magma to surficial environment enhances VMS formation by  driving the hydrothermal system (e.g., Barrie et al., 1999.  However, in the VMS genesis model  proposed in Chapter 5, felsic volcanic rocks have a passive genetic role in the formation of VMS  deposits at Tambogrande.  Rather, high temperature felsic volcanism is symptomatic of the  anomalous tectonic and geothermal setting.  This is supported by the Pb isotope data which  yield distinctively different isotopic signatures for massive sulphide mineralization and felsic  volcanic rock (Chap. 5).  4.6.3  Implications for the Tectonic Setting  The petrochemical volcanic rock assemblages for the Lancones basin suggest oceanic island  arc geochemical affinities.  For the generation of the mafic volcanic rocks, partial melting of a  depleted mantle or MORB‐type source (i.e., the mantle wedge) with the influence of a slab‐ derived ‘fluid’ component is inferred and is the principal process accepted in arc volcanic  settings for the genesis of basalts of arc tholeiitic to calc‐alkalic affinity (McCulloch and Gamble,  1991; Hawkesworth et al., 1993; Pearce and Parkinson, 1993; Pearce and Peate, 1995).  According to HFSE systematics, felsic volcanic rocks from the Lancones Basin are dominantly  M‐type (direct mantle source) transitional to I‐type (mafic, indirect mantle‐derived source, e.g.,  subcrustal underplate), typical of oceanic island arc terrains (Pitcher, 1983; Whalen, 1985).   Geochemical data, such as variable HFSE (Zr, Y, Nb), LFSE (Th) and REE implicate continental  crust in the generation of the source of the felsic volcanic rocks.  Therefore, the volcanic arc  was developed as a ‘continental margin arc‐rift’ but resembles many modern oceanic island arc  rifts or possible nascent back‐arcs.    In order to generate oceanic arc petrochemical affinities for volcanic rocks in a continental  margin setting, crustal thickness of the overriding plate must have been sufficiently thin to  Chapter 4        108    allow for limited modification of ascending mantle‐derived magmas.  This was likely the case  along the western Peruvian margin during the Cretaceous when the Andean orogeny was in the  incipient stages of development and the leading edge of the continental crust was much  thinner than at present (Benavides‐Cáceres, 1999).  Moreover, the newly developed suture  bounding the Amotape allocthon during the Early Cretaceous likely provided a zone of crustal  weakness along which rifting occurred.  A composite margin with inherent structural  weaknesses would have more easily enabled crustal attenuation and rifting than a coherent  zone of uniform crustal composition.    Given that back‐arc basin basalts can show a geochemically continuity with island arc  tholeiites (Taylor and Martinez, 2003), the recognition of the back‐arc in ancient arc settings is a  somewhat difficult task.  Unless MORB‐type rocks are present, which imply well established  spreading away from the arc, back arc processes are difficult to verify.  Geochemical and  geologic data from the Lancones basin suggest that an extensional arc regime (i.e., intra‐arc rift  or nascent back‐arc) was responsible for the development of a marginal basin in northwestern  Perú during the Cretaceous.  No ‘non‐arc’ volcanic rocks (e.g., MORB) were identified which  might indicate intra‐continental rifting or back arc spreading within the Lancones basin.  In the  Western Peruvian Trough, however, Atherton et al. (1985) suggest some basalt may have  MORB geochemical characteristics related to incipient back‐arc spreading.  However,  Cretaceous intra‐continental alkaline volcanic rocks are preserved in the Eastern Cordillera from  Ecuador to Argentina and represent the associated back‐arc (Soler and Bonhomme, 1990;  Viramonte et al., 1999; Barragán et al., 2005).  Therefore, a rifted arc (± incipient back‐arc  spreading) in a peri‐continental setting is an acceptable analogue to the Lancones basin.   Chapter 4        109    Extensional basins such as Bransfield Strait (Barker and Austin, 1998) and Manus Basin (Sinton  et al., 2003) are analogous modern settings.  4.7  Summary  In summary, there are several petrochemical features of the early rift stage volcanism (i.e.,  Cerro San Lorenzo Formation) that are indicative of favourable geologic conditions for VMS  formation.  The presence of petrochemically distinct syn‐ and post‐mineralization felsic volcanic  units suggests a complex igneous system with multiple magma batches.  This favours a  thermally and seismically dynamic setting required to sustained hydrothermal circulation and  VMS formation.    High MgO mafic volcanic rocks of the Cerro San Lorenzo Formation are the most primitive of  all volcanic rocks in the Lancones basin.  Moreover, associated with the VMS deposits are M‐ type, FII‐FIII rhyolite, considered to be a high temperature partial melt of juvenile crustal  derivation.  These bimodal volcanic rocks retained much of the heat of fusion through to  eruption and therefore indicate a high temperature gradient in the crust, conducive to VMS  formation.    Phase I volcanism was associated was a rifting event along the continental margin.   However, subsequent phase II volcanism is derived from a more depleted mantle (recycling of  mantle wedge without advection of ‘new’ mantle) and yields a more fractionated mafic  endmember.  Coupled with the greater abundance of felsic volcanic rocks from a more  depleted source, a waning extensional tectonic regime is inferred.  The more robust extension  during phase 1 favours a high geothermal gradient and enhanced hydrothermal circulation  along syn‐volcanic faults, components integral to VMS formation.  Phase 2 appears to be a  tectonomagmatic stage that is transitional to granitic plutonism of the Coastal batholith.    Chapter 4        110       Figure 4.1.  Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres,  1999).  Cretaceous marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐  are  superimposed.  Also shown are the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from  Steinmüller et al., 2000).  Chapter 4        111        Figure 4.2.  A. Location map for the Tambogrande project; B. regional map showing major  tectonostratigraphic units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1,  TG3, and B5) in the Tambogrande area are also shown and field area of this study outlined (see  Fig. 4.3 for a detailed map).  Modified after Jaillard et al. (1999), Tegart et al. (2000).          Chapter 4        112          Figure 4.3 – Location map and simplified cross sections along the Peruvian continental margin  based on gravity modeling and seismic data from Couch et al. (1981) and Jones (1981).                                          Chapter 4        113    Figure 4.4 (following page).  Regional geologic map for the Tambogrande area of the Lancones  basin reviewed in this study.  The location of VMS deposits TG1, TG3, and B5, as well as  geochemical sampling locations are shown.  Map projection is WGS 84, Zone 17S.  Map is from  this study.    Chapter 4        114        Chapter 4        115        Figure 4.5.  Schematic stratigraphic column of the volcanic arc sequence of the Lancones basin.   Inset section is a more detailed schematic section of the VMS‐bearing sequence at  Tambogrande.  Chapter 4        116        Figure 4.6.  A.  Silica vs. total alkalies classification scheme of Le Bas et al. (1986).  B.  Nb/Y  versus Zr/TiO2 plot of Winchester and Floyd (1977).  C.  AFM plot (Irvine and Baragar, 1971).  Chapter 4        117      Figure 4.7.  Bivariate plots of basalt from the Cerro San Lorenzo, Cerro El Ereo and La Bocana  formations.  A. SiO2 versus MgO, B. Ni versus MgO, C.  Cr versus MgO, and D.  V versus MgO.     The vertical dashed line at 5.5 w% MgO emphasizes the division in the data.  Chapter 4        118        Figure 4.8.  Basalt discrimination diagrams.  A.  Th‐Zr‐Nb plot (Wood, 1980).  B.  Zr‐Nb‐Y plot  (Meschede, 1986); all samples illustrate relatively low Nb but variable Th, Zr, and Y values and  are defined as arc basalt.  C.  Zr‐Ti‐Y plot (Pearce and Cann, 1973).  D.  Ti‐V plot (Shervais, 1982).    Chapter 4        119        Figure 4.9.  Primitive mantle‐ normalized extended trace element diagrams for mafic  intermediate rocks from the various formations.  A.  Cerro San Lorenzo Formation basalt.  B.   Cerro San Lorenzo Formation basaltic‐andesite.   C.  Cerro El Ereo Formation basalt.  D.  Cerro El  Ereo Formation basaltic‐andesite.  D.  La Bocana Formation basalt.  E.  La Bocana Formation  basaltic‐andesite.   Element order and normalizing values follow Sun and McDonough (1989).    Chapter 4        120        Figure 4.10.  Chondrite‐normalized (using values from Sun and McDonough, 1989) HFSE values  for basalt from the Cerro San Lorenzo, Cerro El Ereo, and La Bocana formations.  A.  Yb versus  La/Yb.  B.  Y versus Zr/Y.    Chapter 4        121         Figure 4.11.  Felsic volcanic discrimination diagrams.  A.  Ga/Al versus Zr after Whalen et al.  (1987).  B.  Y versus Nb (Pearce et al., 1984).  All samples plot within the I‐ to M‐type field.       Chapter 4        122        Figure 4.12.  Primitive mantle‐normalized extended trace element diagrams show broadly  similar patterns for felsic volcanic rocks of the Lancones basin.  A.  Cerro San Lorenzo  Formation.   B.  La Bocana Formation.  Inset diagrams are rare earth elements only and are  normalized to chondrite values.  Element order and normalizing values follow Sun and  McDonough (1989).    Figure 4.13 (following page).  Multi‐element bivariate plots for basalt, dacite, and rhyolite in the  vicinity of VMS deposits at Tambogrande.  A. Zr/TiO2 vs. Nb/Y (Winchester and Floyd, 1977).  B.  Na2O+K2O vs. SiO2 (Le Bas et al., 1986).  C. Fe2O3+MgO vs. SiO2.  D. TiO2 vs. Zr.  E.  P2O5 vs. Zr.  F.  V vs. Zr/TiO2.  G. Hf vs. Nb.  H. Zr/Y vs. Y.  I. La/Yb vs Yb (chondrite‐normalized values using Sun  and McDonough (1989)).  J.  Th vs. Zr.  Chapter 4        123    Chapter 4        124         Figure 4.14.  Ta/Yb versus Th/Yb plot after Pearce (1983).  Only Cerro San Lorenzo Formation  and El Ereo Formation basalt shown due to data limits for La Bocana Formation.   D = depleted  mantle.  E = enriched mantle.    Chapter 4        125      Figure 4.15.  Schematic two‐stage tectonic model for arc magmatism in the Lancones basin.   The model proposes a shift from phase 1, extensional tectonics with a steeply dipping  subduction zone to phase 2, waning extension and shallower subduction. Depletion of the  mantle‐wedge explains the relatively HFSE‐ and REE‐depleted mafic volcanic rocks in the phase  2.  The thickened crust due to waning extension forces more fractionation of mafic intrusions.   The partial melting of the arc crust causes phase 2 felsic volcanic rocks to yield lower HFSE  contents.    Chapter 4        126          Figure 4. 16.  Felsic volcanic rock discrimination diagrams (after Lesher et al., 1986; Barrie et al.,  1993; Lentz, 1998; Hart et al., 2004).  A.  (La/Yb)N versus YbN (Chondrite‐normalized using values  from Sun and McDonough (1989)).  B.  Zr/Y versus Y.    Chapter 4        127    Chapter 4        128      Table 4.1 (Following page).  Average lithogeochemical values and 2 σ errors for volcanic rocks of  the Lancones basin, based on volcanic rock type and formation.  Complete data are listed in  Appendix C.                                    CSLF basalt (n=42) 2σ CEEF basalt (n=7) 2σ LBF basalt (n=9) 2σ CSLF basaltic- andesite (n=10) 2σ CEEF basaltic- andesite (n=1) LBF basaltic- andesite (n=10) 2σ CSLF post- mineral- ization andesite (n=7) 2σ CSLF syn- mineral- ization rhyolite (n=22) 2σ SiO2 (wt.%) 49.62 4.67 48.91 3.14 51.43 4.88 58.28 3.29 59.12 61.92 5.63 67.26 5.67 71.68 6.44 TiO2 0.90 0.48 0.74 0.34 0.83 0.44 0.82 3.29 0.97 0.63 0.27 0.63 0.11 0.30 0.15 Al2O3 16.20 2.69 18.67 1.81 16.80 5.10 16.30 0.36 15.32 15.74 3.73 14.47 1.79 13.18 2.44 Fe2O3 9.54 2.61 10.54 1.96 10.59 5.44 6.97 1.90 9.93 6.33 4.82 4.11 1.93 2.99 2.31 MnO 0.16 0.10 0.23 0.29 0.18 0.06 0.13 2.86 0.18 0.13 0.14 0.07 0.05 0.05 0.06 MgO 7.40 4.38 4.74 1.83 3.92 1.46 3.08 0.07 2.08 1.53 1.42 1.62 1.38 1.13 1.73 CaO 8.37 6.96 10.71 6.08 9.76 7.43 4.82 1.75 6.70 5.47 2.79 2.96 3.69 1.59 1.44 Na2O 3.02 2.36 2.60 2.34 3.00 2.20 4.93 3.07 4.54 4.63 2.11 4.85 2.29 5.35 2.84 K2O 0.66 1.25 0.31 0.50 0.39 0.59 1.01 1.74 0.18 0.72 1.28 1.38 2.17 1.03 1.87 P2O5 0.15 0.15 0.06 0.04 0.12 0.11 0.09 0.77 0.15 0.17 0.08 0.17 0.08 0.07 0.06 LOI 3.59 4.83 2.23 2.54 2.99 5.11 2.71 0.22 1.11 2.71 1.97 2.37 2.42 2.00 2.31 TOTAL 99.67 1.38 99.76 1.21 100.05 0.63 99.40 3.55 100.30 100.06 0.55 99.94 0.60 99.44 1.65 Cr (ppm) 227 566 79 94 129 416 61 16 90 86 55 81 66 125 152 Ni 68 121 19 21 24 34 15 50 5 14 14 11 14 6 9 Co 36 19 30 10 33 13 19 17 18 10 7 12 12 4 7 Sc 33 11 40 14 16 19 n/a n/a 15 2 10 12 V 308 154 360 54 434 259 151 7 145 126 121 51 45 15 32 Li 8 9 6 0 n/a 3 127 n/a n/a 2 5 3 4 Cu 89 146 109 156 159 127 71 6 20 61 114 29 27 56 181 Pb 7 7 5 14 6 4 5 140 5 5 0 3 8 2 8 Zn 110 116 83 50 100 60 87 7 100 63 41 52 35 76 116 Rb 16 31 6 10 8 14 2 55 2 22 33 24 40 21 41 Cs 1 1 1 0 1 1 1 15 0 1 2 1 2 1 1 Ba 498 1251 156 157 235 350 758 2 121 520 730 788 1131 642 1739 Sr 225 178 193 78 224 162 255 1177 101 352 240 142 190 99 111 Ga 17.0 4.9 17.4 1.0 18.8 4.8 5 200 22.0 14.6 6.3 16.3 6.2 16.7 4.1 Ta 0.1 0.4 0.0 0.0 n/a 0.4 3.3 <0.5 0.5 0.0 0.2 0.1 0.4 0.3 Nb 2.0 2.3 0.8 0.3 2.0 2.0 4.7 0.2 1.0 3.3 4.4 4.1 1.2 5.4 5.9 Hf 1.6 1.1 1.3 0.4 1.5 1.5 4.0 3.4 1.0 3.1 2.1 4.9 1.5 5.6 2.2 Zr 53 34 30 24 39 49 130.6 1.8 58 109 78 160 32 195 79 Y 17 9 15 8 21 12 28 58 29 23 24 34 13 39 23 Th 2.1 2.9 0.5 0.7 2.3 3.8 7 15 1.0 4.8 4.2 5.2 3.4 7.3 8.2 U 0.7 0.9 0.5 0.0 0.8 0.9 1.8 5.3 0.5 1.4 1.3 2.2 1.2 3.0 2.8 Chapter 4                129    Table 4.1. Continued   CSLF post- mineralization rhyolite dyke (n=3) 2 σ LBF dacite- rhyolite (n=17) 2 σ SiO2 (wt.%) 71.79 5.13 72.66 4.36 TiO2 0.31 0.17 0.31 0.10 Al2O3 13.17 0.94 13.01 1.37 Fe2O3 3.13 1.26 2.77 1.14 MnO 0.08 0.03 0.07 0.06 MgO 0.96 0.33 0.86 0.80 CaO 1.89 1.43 2.13 1.08 Na2O 4.50 1.04 4.91 1.22 K2O 1.06 0.86 0.84 0.74 P2O5 0.06 0.03 0.07 0.04 LOI 2.67 1.62 2.04 1.46 TOTAL 99.63 0.88 99.74 0.44 Cr (ppm) 36 16 121 65 Ni 0 4 12 7 Co 5 4 4 2 Sc 8 3 n/a V 19 19 23 17 Li 1 4 n/a Cu 10 32 46 57 Pb 0 6 8 4 Zn 83 12 63 42 Rb 25 19 17 17 Cs 1 0 Ba 764 906 518 429 Sr 127 20 120 62 Ga n/a 14.0 3.0 Ta 0.3 0.1 0.5 0.0 Nb 3.7 1.9 2.4 1.9 Hf 5.4 0.9 3.7 1.2 Zr 177 37 117 42 Y 31 7 33 10 Th 8.5 0.6 4.5 3.2 U n/a 2.1 1.5 Chapter 4                130    Table 4.1. Continued  CSLF basalt (n=42) 2σ CEEF basalt (n=7) 2σ LBF basalt (n=9) 2σ CSLF basaltic- andesite (n=10) 2σ CEEF basaltic- andesite (n=1) LBF basaltic- andesite (n=10) 2σ CSLF post- mineral -ization andesite (n=7) 2σ CSLF syn- mineral -ization rhyolite (n=22) 2σ La (ppm) 6.8 7.0 2.6 3.1 4.2 7.1 15.6 1.7 6.0 14.3 10.0 15.1 12.1 17.0 10.4 Ce 14.8 13.5 5.8 4.4 8.8 14.4 34.2 10.8 14.5 28.8 22.8 32.8 22.6 37.4 19.5 Pr 2.1 1.7 0.9 0.7 1.3 1.9 4.7 22.1 2.2 3.8 3.1 4.5 3.0 5.0 2.3 Nd 9.7 7.1 4.8 3.5 6.6 8.6 20.1 2.8 11.0 15.4 12.2 19.5 9.9 21.5 8.9 Sm 2.7 1.6 1.6 1.0 2.2 2.1 4.9 11.7 3.5 3.8 3.3 5.1 1.8 5.5 2.4 Eu 0.9 0.5 0.6 0.3 0.8 0.5 1.4 2.5 1.1 1.0 0.5 1.4 0.6 1.3 0.6 Gd 2.9 1.5 2.0 1.2 2.6 1.8 4.9 0.8 3.7 4.0 3.5 5.5 1.6 5.9 2.7 Tb 0.5 0.2 0.4 0.2 0.5 0.3 0.8 2.3 0.7 0.7 0.6 0.9 0.4 1.0 0.5 Dy 3.0 1.5 2.5 1.4 3.3 1.9 4.8 0.4 4.6 3.8 3.8 5.8 1.7 6.5 3.7 Ho 0.7 0.3 0.6 0.3 0.8 0.5 1.1 2.4 1.1 0.9 0.9 1.4 0.5 1.5 0.8 Er 2.0 1.0 1.7 1.0 2.2 1.3 3.2 0.5 2.9 2.4 2.5 4.2 1.4 4.6 2.5 Tm 0.3 0.2 0.2 0.1 0.4 0.2 0.5 1.6 0.5 0.4 0.4 0.6 0.2 0.7 0.4 Yb 1.9 0.9 1.7 0.8 2.3 1.2 3.2 0.2 3.2 2.4 2.6 4.0 1.2 4.5 2.3 Lu 0.3 0.1 0.2 0.2 0.4 0.2 0.5 1.4 0.5 0.4 0.4 0.6 0.2 0.7 0.4   Chapter 4                131    Table 4.1. Continued  CSLF post- mineralization rhyolite dyke (n=3) 2σ LBF dacite- rhyolite (n=17) 2σ La 18.3 2.7 11.2 4.8 Ce 37.5 6.0 23.8 10.8 Pr 4.8 0.8 3.3 1.4 Nd 19.7 4.1 14.5 5.4 Sm 4.8 1.1 4.0 1.2 Eu 1.2 0.5 0.9 0.3 Gd 4.6 1.1 4.4 1.3 Tb 0.8 0.2 0.8 0.2 Dy 5.2 1.2 5.2 1.6 Ho 1.2 0.3 1.2 0.4 Er 3.9 0.8 3.5 1.1 Tm 0.6 0.1 0.5 0.2 Yb 3.8 0.7 3.6 1.2 Lu 0.6 0.1 0.6 0.2   Abbreviations: CSLF = Cerro San Lorenzo Formation; CEEF = Cerro El Ereo Formation; LBF = La Bocana Formation.  Chapter 4                132    Table 4.2.  Summary of average selected trace element ratios for volcanic rocks of the Lancones basin based on volcanic rock type and  formation.    CSLF basalt (n=42) 2σ CEEF basalt (n=7) 2σ LBF basalt (n=9) 2σ CSLF basaltic- andesite (n=10) 2σ CEEF basaltic- andesite (n=1) LBF basaltic- andesite (n=10) 2σ CSLF post- mineral- ization andesit e (n=7) 2σ CSLF syn- mineral -ization rhyolite (n=22) 2σ Nb/Y 0.1 0.1 0.0 0.0 0.1 0.1 0.0 0.1 0.2 0.1 0.1 0.1 0.3 Nb/Yb 1.1 1.2 0.4 0.0 0.6 0.6 1.5 0.1 0.3 1.3 1.7 1.0 1.0 1.2 2.5 Zr/Nb 31.0 19.4 57.7 10.8 45.7 23.7 29.2 1.0 58.0 47.8 59.9 39.6 15.6 43.9 33.9 La/Nb 3.8 3.4 4.1 3.8 5.8 3.3 3.5 10.8 6.0 6.0 5.5 3.6 2.4 3.8 4.2 Th/Nb 1.1 1.3 0.4 0.1 1.3 0.7 1.5 2.4 1.9 2.1 1.2 0.6 1.6 1.9 (Th/La)PM 2.3 1.8 1.0 2.0 2.2 1.8 2.5 1.4 0.0 2.7 2.1 3.1 2.4 2.7 1.5 Zr/TiO2 59 31 40 17 47 40 164 5 60 184 124 255 35 674 314 Zr/Y 3.1 1.7 2.0 0.9 1.8 1.1 4.8 65.7 2.0 5.3 4.6 4.9 2.2 5.4 3.6 (La/Yb)N 2.5 2.7 1.0 0.7 1.1 1.4 42.4 2.0 1.3 4.6 3.9 2.6 2.0 2.8 2.7 Eu/Eu* 0.98 0.17 1.07 0.17 1.00 0.23 0.83 2.41 0.93 0.86 0.28 0.78 0.16 0.68 0.23 Nb/Nb* 0.19 0.18 0.26 0.20 0.12 0.01 0.17 0.29 0.14 0.11 0.10 0.16 0.07 0.17 0.12 Zr/Zr* 0.86 0.34 0.78 0.47 0.71 0.24 1.25 0.17 0.74 1.35 0.89 1.42 0.66 1.60 0.65 Hf/Hf* 0.96 0.55 1.07 0.89 0.89 0.28 1.40 0.60 0.46 1.39 0.81 1.60 0.87 1.66 0.65 Ti/Ti* 0.79 0.37 1.03 0.55 0.88 0.48 0.39 0.84 0.63 0.39 0.17 0.29 0.11 0.13 0.09   Chapter 4                133    Chapter 4                134    Table 4.. Continued  CSLF post- ore rhyolite dyke (n=3) 2σ LBF dacite- rhyolite (n=17) 2σ Nb/Y 0.1 0.3 0.1 0.2 Nb/Yb 1.0 2.7 0.7 1.7 Zr/Nb 49.6 17.4 69.3 31.7 La/Nb 5.2 2.1 6.6 3.6 Th/Nb 2.4 1.2 2.2 1.3 (Th/La)PM 3.8 0.5 2.8 1.0 Zr/TiO2 594 246 422 171 Zr/Y 5.7 0.2 3.7 1.2 (La/Yb)N 3.3 0.2 2.3 1.3 Eu/Eu* 0.7 0.1 0.7 0.2 Nb/Nb* 0.1 0.0 0.1 0.1 Zr/Zr* 1.7 0.1 1.3 0.4 Hf/Hf* 1.9 0.2 1.5 0.4 Ti/Ti* 0.2 0.1 0.2 0.1    Notes:  CSLF, CEEF, LBF as per table 1.   PM = primitive mantle normalized   N = chondrite normalized  Eu/Eu* = 0.5EuPM /(GdPM + SmPM)  Nb/Nb* = 0.5*NbPM/(ThPM + LaPM)  Zr/Zr* = 0.5*ZrPM/(GdPM + SmPM)  Hf/Hf* = 0.5*HfPM/(GdPM + SmPM)   Ti/Ti* = 0.5*TiPM/(GdPM + SmPM)  4.8  References  Aguirre L, Offler, R.  1985.  Burial metamorphism in the Western Peruvian trough: its relation to  Andean magmatism and tectonics.  Edited by W.S. Pitcher, M.P. Atherton, E.J. Cobbing, and  R.D. Beckinsdale.  In Magmatism at a plate edge: the Peruvian Andes, Blackie, Glasgow, pp.  59–71.    Arculus, R.J., Lapierre, H., and Jaillard, E.  1999.  Geochemical window into subduction and  accretion processes; Raspas metamorphic complex, Ecuador.  Geology, 27: 547‐550.    Aspden, J.A., Bonilla, W. and Duque, P., 1995. The El Oro metamorphic complex, Ecuador:  geology and economic mineral deposits.  British Geological Survey, Overseas Geology and  Mineral Resources Series 67, 63 p.    Atherton, M.P., 1990. The Coastal Batholith of Peru: the product of rapid recycling of new crust  formed within rifted continental margin. Geological Journal, 25: 335–349.     Atherton, M.P., Pitcher, W.S., Warden, V.  1983.  The Mesozoic marginal basin of central Perú.   Nature, 350: 303‐306.    Bailes, A.H. and Galley, A.G. 1999.  Evolution of the Paleoproterozoic Snow Lake arc assemblage  and geodynamic setting for associated volcanic‐hosted massive sulphide deposits, Flin Flon  belt, Manitoba, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 36: 1789‐1805.     Barker, D. H. N., and Austin, Jr. J. A.  1998.  Rift propagation, detachment faulting, and  associated magmatism in Bransfield Strait, Antarctic Peninsula, Journal of Geophysical  Research,  103(B10): 24,017‐24,043.     Barragán, R., Babya, P., and Duncan, R.  2005.  Cretaceous alkaline intra‐plate magmatism in the  Ecuadorian Oriente Basin: Geochemical, geochronological and tectonic evidence.  Earth and  Planetary Science Letters, 236: 670‐690.    Barrett, T.J. and MacLean, W.H., 1999.  Volcanic sequences, lithogeochemistry, and  hydrothermal alteration in some bimodal volcanic‐associated massive sulfide systems.  In  Volcanic‐associated massive sulphide deposits: processes and examples in modern and  ancient settings.  Edited by C.T. Barrie and M.D. Hannington.  Reviews in Economic Geology,  Volume 8, p. 101‐131.    Barrie, C.T., Ludden, J.N., Green, T.H.  1993. Geochemistry of volcanic rocks associated with Cu‐ Zn and Ni‐Cu deposits in the Abitibi Subprovince.  Economic, 88: 1341‐1358.     Barrie, C.T. and Hannington, M.D.  1999.  Classification of volcanic‐associated massive sulphide  deposits based on host‐rock composition.  In Volcanic‐associated massive sulphide deposits:  processes and examples in modern and ancient settings.  Edited by C.T. Barrie and M.D.  Hannington.  Reviews in Economic Geology, 8: 1‐11.    Chapter 4            Barrie, C.T., Cathles, L.M., Erendi, A.  1999.  Finite element heat and fluid‐flow computer  simulations of a deep ultramafic sill model for the giant Kidd Creek volcanic‐associated  massive sulphide deposit, Abitibi Subprovince, Canada.  In The Giant Kidd Creek  Volcanogenic Massive Sulphide Deposit, Western Abitibi Subprovince.  Edited by M.D.  Hannington and C.T. Barrie.  Economic Geology Monograph 10, p.529‐540.    Beard, J.S. and Lofgren, G. E.  1991.  Dehydration melting and water‐saturated melting of  basaltic and andesitic greenstones and amphibolites at 1, 3 and 6.9 kb.  Journal of  Petrology, 32: 365‐401.    Benavides‐Cáceres, V.  1999.   Orogenic evolution of the Peruvian Andes: the Andean cycle.  In  Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner.  Society of Economic  Geologists, Special Publication Number 7, pp. 61‐107.    Bosch, D., Gabriele, P., Lapierre, H., Malfere, J., and Jaillard, E.  2002.  Geodynamic significance  of the Raspas metamorphic complex (SW Ecuador); geochemical and isotopic constraints.   Tectonophysics, 345: 83‐102.    Campbell, I.H., Coad, P., Franklin, J.M., Gorton, M.P., Scott, S.D., Sowa, J., and Thurston, P.C.   1982.  Rare earth elements in volcanic rocks associated with Cu‐Zn massive sulphide  mineralization; a preliminary report. Canadian Journal of Earth Sciences, 19: 619‐623.    Chávez, A., and Nuñez del Prado, S.H.  1991.  Evolución vertical de facies de la serie turbiditica  Cretacea (Grupo Copa Sombrero) en el perfíl tipo Huasimal – Encuentros (Cuenca Lancones  en el Noreste del Perú): Boletin de la Sociedad Geológica del Perú, 82: 5‐21.    Cobbing, E.J., Pitcher, W.S., Wilson, J.J., Baldock, J.W., Taylor, W.P., McCourt, W., and Snelling,  N.J.  1981.  The geology of the Western Cordillera of Northern Perú.  Institute of Geological  Sciences, Natural Environment Research Council, Overseas Memoir 5, 143 p.    Couch, R., Whitsett, R., Huehn, B. and Briceno‐Guarupe, L.  1981.  Structures of the continental  margin of Peru and Chile.  Memoirs of the Geological Society of America, 154: 703–726.    Dalziel, I.W.D.  1981.  Back‐arc extension in the southern Andes: A review and critical  reappraisal.  Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 300: 319‐ 335.    Ewart, A. and Hawkesworth, C.J.  1987.  The Pleistocene‐recent Tonga‐Kermadec arc lavas;  interpretation of new isotopic and rare earth data in terms of a depleted mantle source  model.  Journal of Petrology, 28: 495‐530.    Franklin, J.M., Gibson, H.L., Jonasson, I.R., and Galley, A.G.  2005.  Volcanogenic massive sulfide  deposits.  In Economic Geology; one hundredth anniversary volume, 1905‐2005. Edited by  J.W. Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb and J.P. Richards. Society of Economic  Geologists, pp. 523‐560.    Chapter 4            Gibson, H.L. and Watkinson, D.H.  1990.  Volcanogenic massive sulphide deposits of the  Noranda cauldron and shield volcano. CIM Special Volume 43, pp. 119‐132.    Gill, J.E.  1981.  Orogenic Andesites and Plate Tectonics.  Springer Verlag. 390 p.    Green, T.H.  1980.  Island arc and continent‐building magmatism; a review of petrogenic models  based on experimental petrology and geochemistry.  Tectonophysics, 63: 367‐385.    Hajash, A. and Chandler, G.W. 1981.  An experimental investigation of high‐temperature  interactions between seawater and rhyolite, andesite, basalt and peridotite. Contributions  to Mineralogy and Petrology, 78: 240‐254.    Hannington, M.D., and Barrie, C.T.  1999.  The giant Kidd Creek volcanogenic massive sulfide  deposit, western Abitibi subprovince, Canada.  Economic Geology Monograph 10, 672 p.    Hanson, R.E. and Wilson, T.J.  1991.  Submarine rhyolitic volcanism in a Jurassic proto‐marginal  basin; southern Andes, Chile and Argentina.  In Andean magmatism and its tectonic setting.   Edited by R.S. Harmon and C.W. Rapela.  Geological Society of America Bulletin, Special  Paper 265, pp. 13‐27.    Hart, T.R., Gibson, H.L., and Lesher, C.M.  2004.  Trace element geochemistry and petrogenesis  of felsic volcanic rocks associated with volcanogenic massive Cu‐Zn‐Pb sulfide deposits.  Economic Geology, 99: 1003‐1013.    Hawkesworth, C.J., Gallagher, K., Hergt, J.M., and McDermott, F. 1993.  Mantle and slab  contributions in arc magmas, Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 21: 175‐204.    Herrington, R., Maslennikov, V., Zaykov, V., and Seravkin, I.  2005.  VMS deposits of the South  Urals, Russia; geodynamics and ore deposit evolution in Europe. Ore Geology Reviews, 27:  238‐239.    Injoque, J., Miranda, C., and Dunin‐Borkowski, E.  1979.  Estudio de la genesis del yacimiento de  Tambogrande y sus implicancias. Boletin de la Sociedad Geologica del Peru, 64: 73‐99.    Irvine, T. N. and Baragar, W. R. A.  1971.  A guide to the chemical classification of the common  rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8: 523–548.     Jaillard, É, Laubacher, G., Bengston, P., Dhondt, A., and Bulot, L.  1999.  Stratigraphy and  evolution of the Cretaceous forearc “Celica‐Lancones Basin” of Southwestern Ecuador.   Journal of South American Earth Sciences, 12: 51‐68.    Jaillard, É, Ordoñez, M., Bengston, P., Berrones, G., Bonhomme, M., Jiménez, N., and Zambrano,  I.  1996.  Sedimentary and tectonic evolution of the arc zone of Southwestern Ecuador  during the Late Cretaceous and Early Tertiary times.  Journal of South American Earth  Sciences, 9:131‐40.     Chapter 4            Jaillard, E., Herail, G., Monfret, T., Diaz‐Martinez, E., Baby, P., Lavenu, A. and Dumont, J.F. 2000.  Tectonic evolution of the Andes of Ecuador, Perú, Bolivia and northernmost Chile; tectonic  evolution of South America. In Tectonic evolution of South America, 31st International  Geological Congress, Rio de Janeiro, Brazil. Edited by U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz  Filho and D.A. Campos, pp. 481–559    Jones, P.R.  1981.  Crustal structures of the Perú continental margin and adjacent Nazca Plate, 9  degrees S latitude. Geological Society of America, Memoir 154, pp. 423–443.       Large, R.R., Gemmell, J.B., and Paulick, H.  2001.  The alteration box plot; a simple approach to  understanding the relationship between alteration mineralogy and lithogeochemistry  associated with volcanic‐hosted massive sulfide deposits. Economic Geology, 96: 957‐971.    Le Bas, M.J., Le Maitre, R.W., Streckeisen, A., and Zanettin, B.A. 1986. Chemical classification of  volcanic rocks based on the total alkali‐silica diagram. Journal of Petrology, 27: 745‐750.     Leat, P.T. and Larter, R.D.  2003.  Intra‐oceanic subduction systems; introduction.  In Intra‐ oceanic subduction systems; tectonic and magmatic processes.  Edited by R.D. Larter and  P.T. Leat.   Geological Society Special Publications, v.219, pp. 1‐17.    Lentz, D.R.  1998.  Petrogenetic evolution of felsic volcanic sequences associated with  Phanerozoic volcanic‐hosted massive sulphide systems; the role of extensional  geodynamics. Ore Geology Reviews, 12: 289‐327.    Lesher, C.M., Goodwin, A.M., Campbell, I.H., and Gorton, M.P. 1986. Trace‐element  geochemistry of ore‐associated and barren, felsic metavolcanic rocks in the superior  province, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 23: 222‐237.     Litherland, M., Aspden, J.A., Jemielita, R.A.  1994.  The Metamorphic Belts of Ecuador, Overseas  Memoir 11, British Geological Survey, Keyworth, Nottingham, 147 p.    Macfarlane, A.W.  1999.  Isotopic studies of the northern Andean crustal evolution and ore  metal sources.  In Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner,  Society of Economic Geologists Special Publication No. 7, pp. 195‐217.    McCulloch, M.T. and Gamble, A.J.  1991.  Geochemical and geodynamical constraints on  subduction zone magmatism, Earth and Planetary Science Letters, 102: 358‐374.    Meschede, M.  1986.  A method of discriminating between different types of mid‐ocean ridge  basalts and continental tholeiites with the Nb−Zr−Y diagram.  Chemical Geology, 56: 207‐ 218    Mitouard, P., Kissel, C., and Laj, C.  1990.  Post‐Oligocene rotations in southern Ecuador and  northern Perú and the formation of the Huancabamba deflection in the Andean Cordillera.    Earth and Planetary Science Letters, 98: 329‐339.    Chapter 4            Morris, R.C. and Aleman, A.R.  1975.  Sedimentation and tectonics of the Middle Cretaceous  Copa Sombrero Formation in Northwest Perú.  Boletin de la Sociedad Geologica del Perú,  48: 49‐64.    Mourier, T., Laj, C., Mégard, F., Roperch, P., Mitouard, P., and Farfau Medrano, A.  1988.  An  accreted continental terrane in northwestern Perú.  Earth and Planetary Science Letters, 88:  182‐192.    Noble, S.R., Aspden, J.A., and Jemielita, R.A.  1997.  Northern Andean crustal evolution; new U‐ Pb geochronological constraints from Ecuador.  Geological Society of America Bulletin, 109:  789‐798.    Pearce, J.A.  1983.  Role of the subcontinental lithosphere in magma genesis at active  continental margins. In Continental basalts and mantle xenoliths.  Edited by C.J.  Hawkesworth and M.J. Norry, Shiva Publishing, Nantwich, pp. 230–249.    Pearce, J.A., and Cann, J.R.  1973.  Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using  trace element analysis.  Earth and Planetary Science Letters, 19: 290‐300.    Pearce, J.A., Harris, N.B.W., and Tindle, A.G.  1984.  Trace element discrimination diagrams for  the tectonic interpretation of granitic rocks.  Journal of Petrology, 25:956–983    Pearce, J.A. and Parkinson, I.J.  1993.  Trace element models for mantle melting; application to  volcanic arc petrogenesis.  In Magmatic Processes and Plate Tectonics.  Edited by H.M.  Prichard, T. Alabaster, N.B.W. Harris and C.R. Neary.  Geological Society of London, Special   Publication 76, pp. 373–403.    Pearce, J.A. and Peate, D.W.  1995.  Tectonic Implications of the Composition of Volcanic ARC  Magmas.  Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23: 251‐285.    Petford, N. and Atherton, M.  1995.  Cretaceous‐Tertiary volcanism and syn‐subduction crustal  extension in Northern Central Peru. In Volcanism Associated with Extension at Consuming  Plate Margins. Edited by J. L. Smellie. Geological Society Special Publication, No. 81, pp. 233  – 248.    Piercey, S.J.  A Review of Regional‐Scale Lithogeochemical Methods in the Exploration for  Volcanogenic Massive Sulfide (VMS) Deposits.  In Proceedings of Exploration 07: Fifth  Decennial International Conference on Mineral Exploration.  Edited by B. Milkereit.   Exploration in the New Millennium, 5th Decennial International Conference on Mineral  Exploration, Toronto, Canada, Sept 9 to 12, 2007, pp. 223‐246.    Piercey, S.J., Paradis, S., Murphy, D.C., and Mortensen, J.K.  2001.  Geochemistry and  paleotectonic setting of felsic volcanic rocks in the Finlayson Lake volcanic‐hosted massive  sulfide district, Yukon, Canada.  Economic Geology, 96: 1877‐1905.     Chapter 4            Pitcher, W.S.  1983.  Granite type and tectonic environment. In Mountain Building Processes.   Edited by K. Hsu.  Academic Press, London, pp. 19–40.      Reyes, L.R., and Caldas, J.Y.  1987.  Geología de los Cuadránglos de Las Playas, La Tina, Las  Lomas, Ayabaca, San Antonio.  Instituto Geológico Minero y Metalúrgio Boletín 49, 83 p.    Saeki, Y. and Date, J. 1980. Computer application to the alteration data of the footwall dacite  lava at the Ezuri kuroko deposits, Akita Prefecture.  Mining Geology, 30: 241‐250.     Scotese, C.R.  1991.  Jurassic and Cretaceous plate tectonic reconstructions.  Palaeogeography,  Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87: 493‐501.    Shervais, J.W.  1982.  Ti‐V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas.  Earth and  Planetary Science Letters, 59: 101‐118.     Sinton, J.M.,  Ford, L.L., Chappell, B., and McCulloch, M.T.  2003.  Magma genesis and mantle  heterogeneity in the Manus back‐arc basin, Papua New Guinea.  Journal of Petrology, 44:  159‐195.    Soler, P. and Bonhomme, M.G.  1990.  Relation of magmatic activity to plate dynamics in central  Peru from Late Cretaceous to present.  In Plutonism from Antarctica to Alaska.  Edited by  S.M. Kay and C.W. Rapela.  Geological Society of America Special Paper 241, pp. 173‐192.    Steinmüller, K., Chacón Abad, N., and Grant, B.  2000.  Volcanogenic massive sulphide deposits  in Perú.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan.  Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2., pp. 423‐ 437.    Sun, S. S. and McDonough, W. F.  1989.  Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts;  implications for mantle composition and processes.  In Magmatism in the Ocean Basins.   Edited by A.D. Saunders and M.J. Norry.  Geological Society Special Publication, v.42, pp.  313–345.    Swinden, H.S., Jenner, G.A., and Szybinski, Z.A.  1997.  Magmatic and tectonic evolution of the  Cambrian‐Ordovician Laurentian margin of Iapetus; geochemical and isotopic constraints  from the Notre Dame subzone, Newfoundland.  In the nature of magmatism in the  Appalachian orogen.  Edited by K. Sinha, J.B. Whalen, and J.P. Hogan.  Geological Society of  America, Memoir 191, pp. 337‐365.     Swinden, H.S.  1991.  Paleotectonic settings of volcanogenic massive sulphide deposits in the  Dunnage Zone, Newfoundland Appalachians: Canadian Institute of Mining and Metallurgy  Bulletin, 83: 59–69.    Chapter 4            Chapter 4            Syme, E.C. and Bailes, A.H. 1993. Stratigraphic and tectonic setting of early Proterozoic  volcanogenic massive sulfide deposits, Flin Flon, Manitoba, Economic Geology and the  Bulletin of the Society of Economic Geologists, 88: 566‐589.     Taylor, B., and Martinez, F.  2003.  Back‐arc basin basalt systematics.   Earth and Planetary  Science Letters, 210: 481‐497.    Tegart, P., Allen, G., and Carstensen, A., 2000, Regional setting, stratigraphy, alteration and  mineralization of the Tambo Grande VMS district, Piura Department, Northern Perú.  In  VMS deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock, and M.A.V. Logan.  Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No. 2, pp. 375‐405.    Vergara, M., Beatriz, L., Nyström, J.O., and Cancino, A.  1995.  Jurassic and Early Cretaceous  island arc volcanism, extension, and subsidence in the Coast Range of central Chile.  Geological Society of America Bulletin, 107: 1427‐1440.    Viramonte, J. G., Kay, S. M., Becchio, R., Escayola, M., and Novitski, I.   1999.  Cretaceous rift  related magmatism in central‐western South America.  Journal of South American Earth  Sciences, 12: 109‐121.    Winchester, J.A. and Floyd, P.A.  1977.  Geochemical discrimination of different magma series  and their differentiation products using immobile elements, Chemical Geology, 20: 325‐343.     Whalen, J.B.  1985.  Geochemistry of an island‐arc plutonic suite: the Uasilau‐Yau Yau intrusive  complex, New Britain, PNG.  Journal of Petrology, 26: 603–632.    Whalen, J.B., Currie, K.L., Chappell, B.W.  1987.  A‐type granites: geochemical characteristics,  discrimination and petrogenesis.   Contributions to Mineralogy and Petrology, 95: 407–419.    Winter, L.S., Tosdal, R.M., Franklin, J.M., Tegart, P.  2004. A Reconstructed Cretaceous  Depositional Setting for Giant VMS Deposits at Tambogrande, Northwestern Peru.  In  Andean Metallogeny: New Discoveries, Concepts, and Updates.  Edited By R. Sillitoe, Society  of Economic Geologists Special Publication No.11, p. 319‐340.    Wise, J.M.  2000.  Problems with the western Peruvian trough of central Peru: an accreted  oceanic arc or back‐arc rift setting?  2000 Congreso, Sociedad Geological del Peru, Lima.    Wolf, M.B. and Wyllie, P.J.  1994.  Dehydration‐melting of amphibolite at 10 kbar: the effect of  temperature and time.  Contributions to Mineralogy and Petrology, 115: 369–383.    Wood, D.A.  1980.  The application of the Th‐Hf‐Ta diagram to problems of tectonomagmatic  classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the  British Tertiary volcanic province.  Earth and Planetary Science Letters, 50: 11‐30. Chapter 5.  Pb‐Sr‐Nd Isotope Systematics of Cretaceous Arc Volcanic Rocks in the Lancones  Basin near Tambogrande, Perú – Implications for VMS Deposit Formation6    5.1  Overview  Radiogenic (Pb‐Nd‐Sr) isotope data for volcanic rocks and sulphide minerals at the  Cretaceous Cu‐Zn‐Au‐Ag volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits at Tambogrande, Perú  permit a better understanding of the tectonomagmatic setting in which the deposits formed and  help constrain metal sources and models of massive sulphide formation.  Based on the trace  element and isotope compositions, bimodal mafic to felsic volcanic rocks at Tambogrande have a  common parentage but are not related solely by fractional crystallization.   Rather, magma  genesis occurred at multiple stages at various crustal levels and likely involved recycling of  juvenile arc crust as well as contamination with older continental crust.    VMS‐associated mafic volcanic rocks yield Nd (εNdί = 4.73 – 5.93), Pb ( 206Pb/204Pb = 18.94 to  19.02, 207Pb/204Pb = 15.66 to 15.68), and Sr isotopic ratios (87Sr/86Srί = 0.7036‐0.7042) most akin  to ocean arc settings.  These isotopic values reflect binary mixing of a depleted mantle source  (i.e., mantle‐wedge) and a subducted slab component consistent with the inferred tectonic  setting along the western South American continental margin during the mid Cretaceous.  The  slab component was inherited either through subduction of continental crust‐derived  sedimentary rocks and/or possibly by direct assimilation during ascent of magmas through the  upper crust.    Felsic volcanic rocks (εNdί = 1.85 to 5.59) are up to 4 εNd units lower, on average, than the  mafic volcanic rocks, yield significantly higher 206Pb/204Pb ratios (19.64 to 20.35) and define a  relatively flat Pb isotope array extending from the basalt field to a more radiogenic crustal                                                         6 A version of this chapter will be submitted for publication. Winter, L.S. and Tosdal, R., Pb-Sr-Nd Isotope Systematics of Cretaceous Arc Volcanic Rocks in the Lancones Basin near Tambogrande, Perú – Implications for VMS deposit formation. Chapter 5  Page 142    source (i.e., Olmos Complex).  Sr isotope data for felsic volcanic rocks (87Sr/86Srί = 0.7045‐ 0.7050) yield ratios similar but slightly greater than associated mafic rocks.  The felsic volcanic  rocks originated from a melt of direct basalt parentage or a partial melt of juvenile mafic crust  and subsequent assimilation of radiogenic continental crust at upper crustal levels.  Proterozoic  to Paleozoic basement rocks and derived sedimentary successions, exposed adjacent to the  Cretaceous volcanic arc in northwestern Perú, are the probable source of the crustal  contamination.  Pb isotopic data for each of the three VMS deposits at Tambogrande define a narrow range  of values (206Pb/204Pb =18.87 to 18.93, 207Pb/204Pb = 15.67 to 15.70, 208Pb/204Pb = 38.71 to 38.85)  and define steep arrays on Pb isotope plots.  The data indicate a uniform source for the lead, and  by inference the other metals, in these deposits, perhaps extracted during a common  hydrothermal system.  Hydrothermal leaching of a basalt‐dominated substrate is considered the  dominant process of lead addition to the mineralizing fluids, with no apparent contribution from  the more radiogenic felsic volcanic rocks or the continental crust from which the felsic rocks  derive their isotopic signature.  Despite derivation or modification at a shallow crustal level, felsic  source melt regions and continental crust were likely beyond the deepest reaches of the  hydrothermal system.  Therefore, although the felsic volcanic rocks yield an important spatial and  temporal association with massive sulphide deposits at Tambogrande, there is no evidence for a  causal link (i.e., no leaching or magmatic fluid contribution).  The presence of felsic volcanic rocks  in the host rock sequence of the VMS deposits is most likely due to melting of hydrated basaltic  crust and is a function of the thermal anomaly which drove the hydrothermal convection.    Chapter 5  Page 143    5.2  Introduction  The Tambogrande district of northwestern Perú is hosted in a Cretaceous marine volcanic  and sedimentary succession in the Lancones basin.  The district hosts a cluster of anomalously  large deposits of base‐ and precious‐metal‐bearing volcanogenic massive sulphide (VMS)  deposits around Tambogrande (Fig. 5.1, 5.2; Tegart et al., 2000; Chapter 1).  On a grade‐ tonnage basis, the Tambogrande deposits are within the upper 3% of all VMS deposits of their  type globally (Franklin et al., 2005) and are classified as bi‐modal mafic type according to Barrie  and Hannington (1999).  Analogous VMS deposits are of Archean age (e.g., Noranda camp,  Gibson and Watkinson, 1990; Kidd Creek, Hannington and Barrie, 1999), Proterozoic age (e.g.,  Flin Flon, Syme and Bailes, 1993) and Phanerozoic age (e.g., Sibai and Gai, Herrington et al.,  2005a,b).  The deposits are the largest Mesozoic massive sulphide deposits in Perú and are the  most potentially economic group of VMS deposits in South America.  The Lancones basin  contains three deposits (Fig. 5.2b): (i) TG1 with 109 Mt tons grading 1.6% Cu, 1.0% Zn, 0.5 g/t  Au and 22 g/t Ag, (ii) TG3 with 82 Mt grading 1.0% Cu, 1.4% Zn, 0.8 g/t Au and 25 g/t Ag, and  (iii) B5, with comparable massive sulphide intersections to TG1 and TG3, but defined tonnage or  grade.  The TG1 deposit also has an oxide zone of 16.7 Mt grading 3.5 g/t Au and 64 g/t Ag  (indicated, inferred and probable mineral resources; Manhattan Minerals, 2002).  The deposits  remain undeveloped and, prior to this study, research on VMS mineralization and the volcanic  host rocks in the region was limited (Injoque et al., 1979; Tegart et al. 2000; Winter et al.,  2004).    Presented in this paper are the first Pb, Sm‐Nd and Rb‐Sr isotopic data for Cretaceous  marginal basin volcanic rocks in Perú.  Isotope data from this study, along with published data  for older metamorphosed igneous and sedimentary rocks, help establish a regional isotopic  Chapter 5  Page 144    framework.  The isotopic data illustrate the relative contributions of various continental crust  and mantle sources in the petrogenesis of these volcanic rocks, which in turn assists in the  construction and refinement of tectono‐magmatic models for the Cretaceous arc at the  continental margin.    Moreover, massive sulphide mineral (galena, pyrite) Pb isotope compositions from the VMS  deposits establish lead (and by inference, other metal) sources for the Tambogrande VMS  deposits which therefore aid in the development of metallogenic models.  Empirical data from  many VMS districts suggests a strong link between felsic volcanism and massive sulphide  formation (Franklin et al., 2005), yet a range of ‘extensional arc’ tectonomagmatic scenarios  and petrogenetic models have been proposed to explain this association (e.g., Lesher et al.,  1986; Barrie et al., 1993; Lentz, 1998; Hart et al., 2004).  This chapter examines the role of felsic  and mafic volcanism in the genesis of VMS deposits at Tambogrande with respect to metal  contribution and the hydrothermal convection system.  The isotope data help test current VMS  genetic models and assists in understanding the relationship between igneous petrogenesis of  the volcanic suite and massive sulphide formation.  5.3  Regional Geology and Tectonic Setting  The Tambogrande VMS deposits formed in the Lancones basin during the deposition of a  latest Jurassic to Cretaceous volcano‐sedimentary sequence (Reyes and Caldas, 1987; Chap. 2.).   The Lancones basin represents the northern portion of a much larger and segmented, Mesozoic  continental margin rift basin extending southwards along the Peruvian coast (Huarmey‐Cañete  Marginal Trough; Atherton et al., 1983; Benavides‐Cáceres, 1999) and also into southwest  Ecuador (Jaillard et al., 1996).  Similar arc‐related marginal rifts occur in Chile (Vergara et al.,  1995) and Argentina (Dalziel, 1981; Hanson and Wilson, 1991).  These marginal basins  Chapter 5  Page 145    represent an episode of extensional tectonics in the first phase (~Mesozoic) of the Andean cycle  in which Mariana‐type subduction permitted crustal attenuation, deposition of major marine  sequences and eruption of large volumes of mafic‐dominated, subduction‐related volcanic  rocks (Benavides‐Cáceres, 1999).  The rift regime is temporally linked to the final opening of the  South Atlantic in the Early Cretaceous and lasted until the Late Cretaceous when the  geodynamical cycle shifted towards Andean‐type subduction in part due to active spreading in  the South Atlantic.  This resulted in the termination of marine sedimentation and the beginning  of contractional tectonism, continental arc magmatism and a tectonic regime which continues  to the present day.  Located within the Huancabamba deflection, a major oroclinal bend in the Andes which  separates the north‐northwest‐trending Peruvian Andes from the northeast‐trending  Ecuadorian Andes, the Lancones basin records a sequence of accretionary events and  contractional and extensional rotations (Mitouard et al., 1990; Fig 5.1).  This tectonic  development along the Peruvian‐Ecuadorian margin in Mesozoic times also involved shifts in  convergence direction which were critical to the rifting event which formed the Lancones basin.   In Jurassic times a southeast‐directed subduction zone was responsible for continental arc  volcanism along the Ecuadorian segment (Litherland et al., 1994), whereas a sinistral transform  system occurred along the Peruvian segment (Jaillard et al., 2000).  During the Early Cretaceous  a convergence shift to the northeast terminated the Ecuadorian magmatic arc and established  the conditions for subduction along the Peruvian segment.    Accretionary events during the Early Cretaceous also played a major role in the  development of the margin, especially in northwestern Perú and Ecuador where allochthonous  terranes are identified (Litherland et al., 1994).  The Amotape terrane represents a  Chapter 5  Page 146    microcontinental block comprised of early Mesozoic metamorphosed sedimentary, volcanic  and plutonic rocks bordering the Lancones basin to the northwest and north (Mourier et al.,  1988; Aspden et al., 1995; Litherland et al., 1994).  This terrane includes meta‐granites with  Middle to Late Triassic U‐Pb ages (Noble et al., 1997; this study, Appendix A) and in the  northern segment in northernmost Perú and Ecuador, high‐pressure metamorphosed oceanic  terranes comprised of mid‐ocean ridge (N‐MORB) and oceanic plateau basalts (e.g., Raspas  metamorphic complex; Arculus et al., 1999; Bosch et al., 2002).  Mourier et al. (1988) suggest  the Amotape terrane arrived from the south and developed northeast‐trending dextral faults  and clockwise rotation during accretion, the timing of which is constrained by K‐Ar cooling ages  of ~132 to 110 Ma (Feininger  and Silberman, 1982; Bosch et al., 2002).  The accretionary event  likely triggered the initiation of the new subduction zone outboard of the Amotape terrane  resulting in the formation of the Lancones basin.  Subsequent rifting which formed this basin  probably utilized the suture between the Amotape Terrane and continental South America.    To the southeast and east of the Lancones Basin (Fig. 5.2), the Paleozoic(?) Olmos Complex  is probably a reactivated margin of the Amazonian craton (Macfarlane, 1999).  This poorly  defined terrane consists of pre‐Ordovician greenschist facies pelitic to psammitic rocks overlain  by platform carbonate rocks of Triassic to Early Jurassic age.  The Olmos Complex is considered  to be equivalent to the Marañon Geanticline (Cobbing et al., 1981; Reyes and Caldas, 1987;  Mourier et al., 1988; Litherland et al., 1994).    The Olmos and Amotape Complexes represent the Jurassic to Early Cretaceous pre‐rift  Andean margin and acted as topographical highs during Mesozoic times and controlled marine  deposition in the Lancones Basin (Cobbing et al., 1981).  Geophysical models constrain the  crustal architecture of the continental margin of Perú and demonstrate a large arch‐like  Chapter 5  Page 147    structure of dense material (3.0 g/cm3) that coincides with the Mesozoic volcanic rift sequences  and separates the Amotape and Olmos continental blocks (Fig. 5.3; Couch et al., 1981; Jones,  1981).   5.4  Volcanic Stratigraphy of the Lancones Basin   Rocks of the Lancones basin are exposed in northwestern Perú and southwestern Ecuador  for more than 135 km along a northeast trend and approximately 150 km across the trend (Fig.  5.2).  Tertiary cover blankets the basin in the southwest for an additional 50 kilometres.  The  basin can be subdivided into an eastern volcanic arc and western sedimentary forearc.  The  volcanic arc sequence, up to 80 km wide, is dominated by submarine mafic volcanic and  volcaniclastic rocks, and transitions gradationally into forearc sedimentary rocks which  dominate the western portion of the Lancones basin (Jaillard et al., 1999).  The ~3 km thick  Copa Sombrero Group (Chávez and Nuñez del Prado, 1991; Morris and Aleman, 1975; Jaillard et  al., 1996, 1999) represents the western (forearc) turbiditic sub‐basin that temporally overlaps  the volcanic arc sequence.  Volcaniclastic rocks are intercalated with sedimentary rocks in the  western part of the study area (upper part of the volcanic arc sequence) and suggest a  transition to a forearc basin.    The volcanic arc sequence in the Lancones basin comprises four formations with a total  thickness of ~ 8 to 10 km (Figs. 5.4, 5.5; Chapter 2).  These rocks include a wide spectrum of  compositions and volcanic rock facies ranging from mafic to felsic volcanic rocks with lesser  intermediate compositions, and also effusive lava flows to pyroclastic rocks with variable  proportions of intercalated sedimentary rocks.  In general, the sequence evolves from volcanic‐ dominated (lava flows) to volcaniclastic‐rich strata with a greater proportion of sedimentary  interbeds.  The sequence also appears to evolve from a deep to shallow marine and possibly  Chapter 5  Page 148    subaerial facies based on an abundance of pyroclastic rocks, including felsic tuffaceous rocks, in  the upper parts of the sequence.  In Ecuador, the volcanic and volcaniclastic sequence has not  been studied in detail and is described as a 2 to 3 km‐thick package of dominantly mafic pillow  lavas and related volcaniclastic rocks (Jaillard et al., 1996).      The volcanic arc sequence is subdivided into two main tectono‐volcanic phases based on  depositional facies, composition and chronology, with the Cerro San Lorenzo Formation  representing phase I and the Cerro El Ereo, La Bocana and Lancones formations defining phase  II (Fig. 5.5; Chap. 2).  The first phase is a mafic‐dominated sequence characterized by lava flows  and associated breccias, with minor aphyric to weakly porphyritic felsic volcanic units, and is at  least 2500 m thick.  The rocks are interpreted to have been deposited in a deep water  environment.  U‐Pb zircon ages for volcanic rocks range from 99.1 to 104.8 Ma (Chap. 2).   The  phase I volcanic sequence is also of economic interest as it hosts all VMS deposits in the  Lancones basin.    The phase II volcanic cycle is an 8 km‐thick sequence of mafic to felsic volcanic and  volcaniclastic rocks with subordinate calcareous and siliciclastic sedimentary rocks.  These rocks  were deposited in a relatively shallow water setting.  U‐Pb zircon ages range from 99.3 to 91.1  Ma for volcanic rocks of Phase II (Chap. 2).   The Lancones Formation, the youngest rocks of the  phase II cycle, includes abundant volcaniclastic (epiclastic) rocks at its base and grades upwards  into dominantly sedimentary rocks marking a transition to the forearc domain.  The volcanic arc  sequence shows no effects of dynamic metamorphism, which ranges from zeolite to lower  greenschist facies, and primary textures are generally well preserved.  Chapter 5  Page 149    5.5  Andean Isotopic Framework  Metallogenic terrane characterization of the Central Andes defines three geologic provinces  with distinctive sulphide Pb isotope signatures that are attributed to variable geology,  magmatism and metallogeny (Macfarlane et al., 1990; Macfarlane, 1999).  Province I is defined  as the coastal region and includes mineral deposits associated with Jurassic‐early Tertiary  volcanic arc rocks and the Coastal batholith or Perú and Chile (Fig. 5.6).  Pb isotope  compositions of province I plot at or below Stacey and Kramers (1975) average crustal growth  curve and define a gently sloping trend with moderate range of 206Pb/204Pb values (Fig. 5.7).   Province III overlaps the Eastern Cordillera and Altiplano and comprises Paleozoic sedimentary  rocks, underlying Proterozoic(?) basement, and igneous rocks of dominantly crustal derivation,  which record events along the Gondwanan margin.  Pb isotopic compositions of province III  define a broad array of radiogenic Pb isotope ratios that plot mostly above Stacey and Kramers  (1975) average crustal growth curve and extend over a large range of 206Pb/204Pb values.   Province II, broadly defined as the ‘high Andes’ of Perú, includes ore deposits that occur  between provinces I and III and which are associated with Oligocene and younger volcanic  rocks.  Pb isotope ratios in province II yield a narrow range of 206Pb/204Pb and form steep Pb  isotope arrays which approximate a mixing trend.  The Pb isotope reservoirs responsible for this  mixing trend are inferred to be a homogenized mantle‐dominated province I‐type source and a  radiogenic, crustal‐dominated province III‐type source (Macfarlane et al., 1990; Macfarlane,  1999).    More subtle variations in Pb isotopic compositions are reflected as latitudinal variations  within the provinces.  For example, the subprovince Ib in central Perú displays higher  206Pb/204Pb than either of the subprovinces Ia and Ic which extend further south.  Likewise,  Chapter 5  Page 150    subprovince IIIb lies farther north than subprovince IIIa, and yields significantly higher  206Pb/204Pb ratios.  Variations in 207Pb/204Pb and 208Pb/204Pb are less pronounced within a  particular Pb isotopic province.  Sedimentary and basement rocks of northern Perú yield higher  206Pb/204Pb ratios than basement rocks in southern Perú and account, at least in part, for the  diverse variation in sulphide Pb compositions in the region (Macfarlane, 1999).  In northwestern Perú and southwestern Ecuador, distinctive Pb isotopic signatures also  characterize major geologic units that are integral components of the accretionary and  magmatic arc history of the Lancones basin.  A schematic tectonic model of the Cretaceous  northwestern Perú region and the spatial distribution of isotope samples is shown in Figure 5.8.   The Olmos Complex basement rocks yield a broad range of Pb isotope ratios which are also the  most radiogenic of all geological units in the region and are incorporated in subprovince IIIb  (Fig. 5.9).  Likewise, the Cretaceous platform sedimentary rocks, which overly the Olmos  Complex and were likely derived from it, display similar radiogenic Pb compositions though  with steeper Pb isotope arrays, which mostly mimic subprovince IIIb and possibly province II.  A  single sample from an Amotape Complex meta‐granite (this study) yields Pb isotopic ratios that  are similar to the least radiogenic of the Olmos Complex.  Within the Amotape accretionary  terrane, Jurassic‐Cretaceous meta‐basalts from the Raspas metamorphic complex in  southwestern Ecuador yield mid‐ocean ridge basalt (MORB) Pb isotopic compositions that are  similar to Pb values in present day MORB in the east Pacific Ocean.  Meta‐sedimentary rocks  from the Raspas metamorphic complex, however, yield relatively radiogenic Pb compositions  that overlap with the lowermost ratios of the Cretaceous platform sedimentary rocks.  Mafic‐ intermediate plutons of the Coastal batholith of the northern Andes plot just below Stacey and  Kramers (1975) average crustal growth curve, whereas felsic plutons are relatively more  Chapter 5  Page 151    radiogenic with isotope ratios greater than average crust and overlap the least radiogenic  compositions of the Olmos Complex.  No Pb isotope data are reported in the literature for the  volcanic rocks or sulphide deposits of the Lancones Basin.    The Sr and Nd isotopic framework for the Andes is less well established in comparison to Pb,  however, data are available for major geologic units in the northern Andes (Fig. 5.10A).  The  Olmos Complex, basement rocks to the Cretaceous marginal rift basins, yield relatively high  87Sr/86Srpresent‐day (0.732‐0.741) and low εNd present‐day (‐12.1 ‐ ‐11.5) typical of highly radiogenic  lower crustal rocks, whereas overlying Cretaceous sedimentary rocks have comparatively lower  87Sr/86Srpresent‐day (0.708‐0.725) but similar εNd present‐day (‐16.5 ‐ ‐11.7; Macfarlane, 1999).  In the  Jurassic‐Cretaceous Raspas Metamorphic Complex, metapelite yields moderately high initial  87Sr/86Srpresent‐day (0.716‐0.718) and εNd present‐day (‐6.8 ‐ ‐9.9), whereas metabasalts yield MORB‐ like 87Sr/86Sr  (0.707) and εNdpresent‐day = 10.6 (Bosch et al., 2002).  Post‐rift granitoid intrusions  (87Sr/86Sr  = 0.70351 ‐ 0.7051) are generally considered to be the result of subduction zone  enrichment of a subcontinental mantle source and show limited contamination with radiogenic  upper crustal rocks (Soler and Rotach‐Toulhoat, 1990).  Sr and Nd data are not available for  Cretaceous volcanic rocks from the Peruvian marginal rift basins.  5.6  Pb, Sm‐Nd and Rb‐Sr Isotope Geochemistry  Twenty‐two Pb isotopic measurements were made on  sulphide minerals separates from  the TG1, TG3, and B5 VMS deposits (n=6) and whole rock samples of syn‐mineralization  volcanic rocks in the vicinity of TG1 and TG3 (n=10) from the Cerro San Lorenzo Formation.  Pb  isotope data are also reported from post‐mineralization basalt samples from the Cerro El Ereo  Formation (n=2), feldspar separates from Amotape metagranite basement rock (n=1) and post‐ mineralization Cretaceous granitic rocks (n=3).  Additional isotopic constraints are provided by  Chapter 5  Page 152    12 Sm‐Nd and Rb‐Sr isotope analyses of the volcanic rocks.  Sample locations are shown on the  map in Figure 5.4 and descriptions are provided in Tables 5.1 and 5.2.  All samples were  analyzed at the Pacific Centre for Isotopic and Geochemical Research (PCIGR), Department of  Earth, Ocean, and Atmospheric Sciences, University of British Columbia, Vancouver, B.C.,  Canada.    5.7  Analytical Methods  5.7.1  Pb Isotope Analysis, Mineral Separates  1)  Samples of sulphide separates were prepared from 10‐50 mg of hand‐picked pyrite crystals,  and were leached in dilute nitric acid and then hydrochloric acid to remove surface  contamination before dissolution in dilute nitric acid.  2)  Samples of feldspar separates were prepared from 10‐50 mg of hand‐picked feldspar  crystals, and these were leached in dilute hydrochloric acid and then dilute  hydrofluoric/hydrobromic acids to remove surface contamination prior to dissolution in  hydrofluoric acid.  Separation and purification of Pb employed ion exchange column  techniques.  The dissolved samples were evaporated and heated to dryness, converted to  chloride, then dissolved in dilute hydrobromic acid. This solution was passed through ion  exchange columns, and the lead eluted in 6N hydrochloric acid.    3)  Small (≤1 mm), clean galena crystals were dissolved in 2N hydrochloric acid, then rinsed in  4N hydrochloric acid to clean the resulting lead chloride crystals.  Approximately 10‐25 ng of  the lead in chloride form was loaded on a rhenium filament using a phosphoric acid‐silica gel  emitter, and isotopic compositions were determined in peak‐switching mode using a modified  VG54R thermal ionization mass spectrometer.  The measured ratios were corrected for  instrumental mass fractionation of 0.12%/amu (Faraday collector) per mass unit based on  repeated measurements of the N.B.S. SRM 981 Standard Isotopic Reference Material and the  Chapter 5  Page 153    values recommended by Thirlwall (2000).  Errors were numerically propagated including all  mass fractionation and analytical errors, using the technique of Roddick (1987).  All errors are  quoted at the 2σ level.  The analyses have been plotted with the average crust model lead  growth curve of Stacey and Kramers (1975) for comparison. Age assignments follow the time  scale of Harland et al. (1990).  The total procedural blank on the trace lead chemistry was 64 pg.  5.7.2  Pb, Rb‐Sr, Sm‐Nd Isotope Analysis, Whole Rock Samples  Isotopic composition measurements were determined on a Finnigan Triton thermo‐ ionization mass spectrometer (TIMS; Sr, Nd) and on a Nu Instruments (Nu 021) multiple  collector inductively coupled plasma mass spectrometer (MC‐ICP‐MS; Pb) at the Pacific Centre  for Isotopic and Geochemical Research (PCIGR) at the University of British Columbia.  The  complete methodology is described by Weiss et al. (2005).    Sr and Nd compositions were measured in static mode multicollection with relay matrix  rotation (the “virtual amplifier” of Finnigan) on a single Ta and double Re‐Ta filament,  respectively.  The data were corrected for mass fractionation using 86Sr/88Sr = 0.1194 and  146Nd/144Nd = 0.7219, respectively.  Fifty‐five analyses of the NIST SRM 987 Sr standard and  seventy‐six analyses of the La Jolla Nd standard made during the course of this study have  mean values of 87Sr/86Sr = 0.710250 ± 12 (2SD) and 143Nd/144Nd = 0.511853 ± 16 (2SD),  respectively. A single analysis typically consists of 135 cycles (9 blocks of 15) to allow a full  rotation of the virtual amplifier.  Pb isotopic compositions were analyzed by static multicollection.  The collector array on the  Nu Plasma is fixed and a zoom lens is employed to position the masses in the collectors.  The  central collectors (H4‐L2) are 1 amu apart while the outer collectors (H6, H5, L3, L4 and L5) are  2 amu apart.  Masses 208 to 202 are measured in collectors H4 to L2.  Chapter 5  Page 154    5.8  Results  Initial 87Sr/86Sr (87Sr/86Srί) and initial  143Nd/144Nd (143Nd/144Ndί) isotopic ratios, as well as  initial εNd (εNdί) for whole rock samples have been calculated to 100 Ma, the approximate age of  the volcanic rocks in this study (Chapter 2).  143Nd/144Ndί and εNdί were calculated using the  present day values of 143Nd/144Nd = 0.5123638 for the chondrite‐uniform reservoir (CHUR)  (Hamilton et al., 1983), 147Sm/144Nd = (Sm/Nd)*0.602 and a decay constant λ of 6.54 x 10‐12yr‐1  (Faure and Mensing, 2005).  87Sr/86Srί was determined using a  87Rb/86Sr ratio = (Rb/Sr)*2.8935  (Faure and Mensing, 2005) and a decay constant λ of 1.42 x 10‐11yr‐1.  208,207,206Pb/204Pb values  are given as present day measured values as precise Pb and U concentration data are not  available for these samples.  Sr, Nd, and Pb isotope data are listed in tables 5.2 and 5.3  5.8.1  Volcanic Rocks    Mafic and felsic volcanic rocks yield distinctively different Pb isotope compositions that do  not overlap on 207Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb and 208Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb plots (Figs. 5.7 & 5.9).   Moreover, these rocks define markedly distinctive arrays with different slopes.  Basalt samples  define a line with a steep slope and yield relatively less radiogenic Pb ratios which overlap the  lower 206,207,208Pb/204Pb section of Province IIIb field.  In contrast, felsic volcanic rocks plot along  an array with a relatively flat slope, yield a broad range of 206Pb/204Pb values, and have highly  radiogenic Pb ratios which correspond to the higher Pb ratios of the Province IIIb field.  Despite  being erupted in the same setting at approximately the same time, the isotopic variations  suggest variable processes in magma genesis for these units due to the varying influence of  relatively old and radiogenic continental crust.  Pb isotope ratios for three whole‐rock basalt samples from the Cerro San Lorenzo  Formation plot above Stacey and Kramers (1975) crustal growth curve and yield a narrow range  of Pb isotope compositions (206Pb/204Pb = 18.94 – 19.02).  Albeit only a small number of  Chapter 5  Page 155    samples, the group forms a steep array (slope = 0.676), though a fourth basalt sample is an  outlier with higher 206Pb/204Pb (19.36) and is intermediate between the main basalt cluster and  the felsic volcanic rocks in Pb isotope space.  This outlier also has slightly higher Th (i.e., 1.04  ppm versus 0.25‐0.89 ppm Th in the other basalt samples).  This sample is from hanging wall  rocks at TG3 and therefore may have been contaminated by felsic volcanic strata which  underlie this unit.  Pb isotope ratios of whole‐rock basalt samples from the stratigraphically  higher Cerro El Ereo Formation are similar to the main cluster of basalts from the Cerro San  Lorenzo Formation.  The basalt samples have Pb isotope compositions similar to continental  crust of the Olmos Complex and overlying Cretaceous platform sedimentary rocks.  The basalt  samples also have equal or slightly greater 207Pb/204Pb ratios than felsic phases of the Coastal  batholith which intrude them, suggesting the basalts were generated in a slightly higher U/Pb  environment than subsequent granites in the same region.  Compared to the Pb provinces of  Macfarlane et al. (1990), these rocks have Pb isotope ratios that overlap province IIIb, though  they also have similar Pb isotope to province II, except for slightly greater 206Pb/204Pb values.  Six whole‐rock felsic volcanic samples associated with VMS deposits at TG1 and TG3, which  include syn‐mineralization rhyolite lava flows, post‐mineralization rhyolite dykes, and post‐ mineralization dacite lava flows, yield much higher 206Pb/204Pb (19.64 – 20.35) and 206Pb/204Pb  (39.40‐39.79) than contemporaneous basalt.  The data define a line with a relatively flat slope  (0.056, correlation coefficient = 0.98) that projects above the average crustal growth curve of  Stacey and Kramers (1975) and yields an errorchron age of 452 Ma (Fig. 5.9B; calculated using  Isoplot 3.0; Ludwig, 2003).  This errorchron does not have any geological significance.  These  samples have Pb isotope ratios comparable to the Olmos (and Marañón) basement rocks and  overlying platform sedimentary rocks, and overlap the subprovince IIIb Pb fields.    Chapter 5  Page 156    Rb‐Sr isotope data define a relatively narrow range of whole rock 87Sr/86Srί values ranging  from 0.703675 to 705860 (Fig. 5.10).  Felsic volcanic rocks have the most restricted range in  values, with 87Sr/86Srί ranging from 0.704374 to 0.705063.  A coherent array defined by the  felsic volcanic rocks yields a crude errorchron of ~65 Ma (calculated using Isoplot 3.0; Ludwig,  2003) which does not have any geologic significance (Fig 5.10B).  Basalt from the Cerro San  Lorenzo Formation in the footwall to massive sulphide deposits has been hydrothermally  altered by the mineralizing fluid and has depleted Sr concentrations (111‐150 ppm) in  comparison to relatively unaltered hanging wall basalt (350‐483 ppm).  Sr contents in basalt  correlate negatively with loss on ignition values (L.O.I.).  Moreover, as a result of hydrothermal  alteration, Sr mobility, and Sr isotope exchange, footwall basalt has higher initial 87Sr/86Srί  values (0.705208‐0.705235) than hanging wall basalt (0.703675‐0.704276; Fig 5.10A).  These  ‘modified’ higher values are slightly greater than the felsic volcanic rock Sr isotope  compositions.  Basalt from the hanging wall, which is a better estimate of the primary igneous  Sr isotope composition, has Sr isotope ratios that are somewhat lower than the group of felsic  volcanic rocks.  Younger basalt from the Cerro El Ereo Formation has Sr isotope compositions  that are similar to basalt from the Cerro San Lorenzo Formation.   Sm‐Nd isotope data yield positive εNdί values for all samples, though there is a systematic  variation between volcanic rocks of basaltic to rhyolitic compositions.  Cerro San Lorenzo  Formation basalt has relatively low Sm (1.22 – 2.61 ppm) and Nd (3.26 – 9.52 ppm) contents  and yields a narrow range of εNdί  (4.73 ‐ 5.93). Similarly, Cerro El Ereo Formation basalt also has  relatively low Sm (1.17 – 2.38 ppm) and Nd (3.38 – 7.23 ppm) contents and a slightly broader  range of εNdί  (3.82 – 6.83).  In contrast, felsic volcanic rocks have higher Sm and Nd contents  and somewhat lower εNdί values.   Syn‐mineralization rhyolite has the highest Sm and Nd  Chapter 5  Page 157    contents (5.76 ‐ 6.72 ppm and 18.72 ‐ 22.93 ppm, respectively) and εNdί values (4.40 ‐ 5.59) that  overlap with the  mafic volcanic rocks.  However, both post‐mineralization dacite (Sm = 4.30 ‐  4.32, Nd = 16.08 – 16.62, εNdί = 3.01) and rhyolite dykes (Sm = 4.01 – 5.28, Nd = 16.85 – 21.45,  εNdί =1.85 ‐ 1.95) yield distinctly more evolved Nd isotopic signatures.  In summary, the volcanic rocks display a broad range of positive εNdί values (1.85 to 5.93)  that are beyond the range of analytical error (±0.8) and are evidence of depleted mantle‐ derived magma sources with variable influence of more radiogenic crustal sources.  This is  consistent with Sr isotope systematics whereby the volcanic rocks have Sr isotopic compositions  close to bulk‐earth.  In Sr‐Nd isotope space all volcanic rocks from this study lie above the  mantle array and are more enriched than Mesozoic or present‐day Pacific MORB, trending  towards the highly enriched fields for crustal rocks (Fig. 5.11A).  The lead isotope systematics  reflect the crustal component more effectively as all volcanic rocks in the study are  characterized by high Pb isotope ratios.  5.8.2  Massive Sulphide Deposits  Six galena and pyrite mineral separates from the TG1, TG3 and B5 massive sulphide deposits  yield a narrow range of Pb isotope ratios (206Pb/204Pb = 18.87‐18.93) that partly overlap when  analytical uncertainty is accounted for.  A steep linear array (slope = 0.676, correlation  coefficient = 0.98) plots within the Pb isotope field for Olmos basement rocks and is also close  to the field of Cretaceous sedimentary rocks (Fig. 5.9B).  The sulphide Pb isotope ratios are  similar to, but slightly greater, than those of the samples from the Cerro San Lorenzo Formation  basalt, their host rocks.  The sulphide separates yield unreasonably old model ages and no  chronologic significance is attached, as the trend line does not intersect the average crustal  growth curve of Stacey and Kramers (1975).  Rather, the trend reflects either mixed Pb sources  Chapter 5  Page 158    or analytical uncertainty due to mass fractionation.  Steep trends are typical of province II Pb,  which are interpreted to be mixed sources (Mcfarlane et al., 1990).  5.9  Discussion  5.9.1  Volcanic Rock Petrogenesis  Pb, Rb‐Sr and Sm‐Nd isotope systematics can be used to elucidate the variability of the  magma sources for Cretaceous volcanic rocks in the vicinity of VMS deposits in the Lancones  Basin and suggest a depleted upper mantle (i.e., mantle‐wedge) source for volcanic rocks which  was variably hybridized by crustal assimilation of older continental rocks.  The crustal isotopic  signature is most notable in the Pb isotopic data, but is also evident in the Sr and Nd isotope  data, and in all systems (i.e., Pb, Sr, Nd isotopic), the felsic volcanic rocks yield the most  radiogenic signatures.    Mafic volcanic rocks in the Lancones basin display geochemical characteristics of weakly  calc‐alkaline to weakly tholeiitic oceanic arc volcanic rocks related to subduction zone  enrichment of an N‐MORB mantle source (Chap. 4).  Isotopically, the mafic rocks are typical of  arc volcanic sequences and are displaced from MORB signatures to more enriched isotopic  compositions.  There are two possible explanations for the isotopic enrichment which caused  the basalt to inherit the signature of crustal rocks.  One possibility is via the subduction and  recycling of sedimentary rocks derived from ancient cratonal sources.   Mixing of depleted  mantle source and slab‐derived component is well established in oceanic arc volcanic rocks  (McCulloch and Gamble, 1991; Hawkesworth et al., 1993).  The assimilation of crustal rocks,  either metamorphic basement or platform sedimentary rocks, by the arc magma on ascent into  the upper crust is a viable alternative.  Since both Jurassic‐Cretaceous metasedimentary rocks  of the Raspas metamorphic complex, which are equivalent to the subducted sedimentary rocks,  Chapter 5  Page 159    and the Olmos metamorphic complex have overlapping Pb isotope ratios, either or both are  possible sources for the isotopic enrichment of the mafic rocks.          Felsic volcanic rock yield Pb isotope compositions are significantly more radiogenic than the  basalt samples and also show significant variation in 206Pb/204Pb ratios and linear arrays on the  Pb isotope diagrams.  These data do not plot along a growth curve nor do they define an  isochron; rather the relatively linear trend of the data indicates a mixing line between two  sources.  The lower endmember of this mixing line intersects the basalt field which is consistent  with geochemical affinities signifying mantle derivation (i.e., M‐type magmas; Chap. 4), either  as modified products of basalt‐parent magmas or as partial melting of juvenile arc (mafic) crust  during underplating of the mid‐upper crust.  The upper endmember of the trend is within the  field of Olmos Complex basement rocks and represents homogenized Pb from this relatively old  crust.  Since there are no other known reservoirs with Pb signatures as radiogenic as the Olmos  basement, and considering the proximity to this crustal material, the Olmos is the most likely  radiogenic component for the felsic lavas.    That mafic and felsic lavas, erupted contemporaneously within the same volcanic edifice,  have such variable isotopic signatures suggests that the parent melts were generated or  hybridized at different crustal levels.  The effect of crustal contamination is further illustrated  geochemically in plots of εNdί versus Th/Yb and  206Pb/204Pb and versus Th/Yb (Fig. 5.12A,B).   Higher Th/Yb reflects the increased effect of crustal contamination which in this dataset shows  a strong negative correlation with εNd values.  There is no correlation between Th/Yb and  206Pb/204Pb, though all felsic rocks yield higher Pb ratios when compared with basalts.  Despite  higher Pb isotope ratios for the syn‐mineralization rhyolite, Th/Yb and εNd values broadly  overlap with the basalt data.  In contrast, post‐mineralization dacite flows and rhyolite dykes  Chapter 5  Page 160    are clearly distinguished by lower εNd values and higher Th/Yb due to greater crustal  assimilation in the parent magmas.  Further direct evidence for crustal contamination includes  minor inheritance of older zircons in some of the volcanic rocks (Chapter 2).  Granites from the Coastal Batholith are much less radiogenic than older felsic volcanic rocks  but are isotopically similar to basalt.  The granitoids of the coastal region (Western Cordillera)  are voluminous and yield isotopic compositions that suggest there was little influence from  radiogenic old crust (Soler and Rotach‐Toulhoat, 1990).  Further, Eastern Cordillera batholiths  contain little evidence from contamination of old continental crust, despite traversing  basement rocks up to >50 km thick (Petford et al., 1996).  The isotopic data presented here  have implications for the genesis of magma and the processes of crustal growth along the  Peruvian margin.  Felsic volcanic rocks in the Cretaceous rift basins were generated in part by  small batch crustal recycling in the upper crustal sectors and are not voluminous mantle‐ derived, evolved melts such as the subsequent granitic rocks.    5.9.2  Metal Sources for VMS Deposits  Pb isotope data from different deposits within individual VMS camps commonly plot as tight  clusters on Pb isotope plots (Thorpe, 1999). At Tambogrande, Pb isotope data from the three  massive sulphide deposits are broadly similar with many of the values being identical, within  analytical error.  This suggests a large hydrothermal system with homogenized Pb isotopic   composition was responsible for the formation of the three VMS deposits.  Such as  interpretation is consistent with the equivalent stratigraphic position and uniform features for  these deposits (Chapter 3).  Using Pb isotope systematics, an approximation of the relative  metal contributions from the host rocks to the sulphide deposits can be determined.    Chapter 5  Page 161    As described in the previous section, mafic volcanic rocks form a cluster on the Pb isotope  plots and are the least radiogenic of the volcanic rocks (Fig. 5.13).  Felsic volcanic rocks,  however, are highly radiogenic and plot on an array that indicates mixing between a basalt  source and radiogenic crustal rocks.  Massive sulphide Pb isotope data plot between the mafic  and felsic data, though the values are closest to the basalt suite (using conceptual time‐ adjusted 206Pb/204Pb values; 100 Ma), based on Stacey and Kramers (1975) average crustal  growth curve with a µ value of 9.85).  Assuming the steep linear trend of the sulphide Pb  isotope array is not solely a function of analytical error, two main components are inferred.   The upper endmember is probably homogenized Pb from crustal material, such as the Olmos  Complex or sedimentary rocks overlying the metamorphic basement.  That the most radiogenic  sulphide samples plot near the upper limits of the Olmos Complex field (Fig. 5.9) suggests that  materials in the crustal column may be more radiogenic than previously recognized.   Alternatively, as noted by Macfarlane (1999), leachates of Olmos Complex rocks yield more  radiogenic 206Pb/204Pb (also for 208Pb/204Pb, less so for 207Pb/204Pb) than whole‐rock samples and  therefore hydrothermal leaching may have scavenged Pb with higher average Pb ratios.  The lower component of the sulphide mineral Pb array is similar to the basalt Pb isotope  field but is displaced to slightly higher 206Pb/204Pb ratios, specifically in the direction towards  felsic volcanic rocks (Fig. 5.13).  Although the volcanic strata are largely dominated by basalt,  the slight displacement to higher 206Pb/204Pb ratios suggests the volcanic component reflects  mineralizing hydrothermal fluid homogenization of the Pb isotopic compositions of both mafic  and felsic volcanic rocks which comprise the footwall.  The homogenized volcanic rock Pb  isotope composition is determined by the intersection of the steep sulphide mineral Pb isotope  array with the relatively flat felsic volcanic rock array (essentially the same as the mixing line  Chapter 5  Page 162    between syn‐mineralization rhyolite and basalt).  The intersection of these lines represents the  approximate homogenized Pb composition of the footwall volcanic rocks (206Pb/204Pb ≈ 18.90,  207Pb/204Pb ≈ 15.67, labeled in Fig. 5.13).     Using approximate average Pb isotopic compositions for the mafic and felsic volcanic rocks,  as well their respective Pb contents, it is possible to estimate the relative Pb contributions of  each of these volcanic rock units to the VMS deposits.  Based on average 206Pb/204Pb ratios for  basalt = 18.80, rhyolite = 19.95, and massive sulphide minerals = 18.90, as well as an  approximate Pb content for rhyolite that is nominally 2.5 times greater than basalt (rhyolite ≈ 5  ppm, basalt < 2 ppm), massive sulphide Pb contributions are 3% for rhyolite and 97% for basalt.   This is consistent with field observations which suggest an almost wholly mafic footwall  sequence in the Cerro San Lorenzo Formation.  Therefore, despite an intimate spatial and  temporal association, contemporaneous felsic volcanic rocks apparently provided a negligible  contribution to the Pb metal budget of the VMS deposits at Tambogrande.  The proportion of  other metals (copper, zinc, gold) from the mafic volcanic rocks is perhaps even higher  considering the abundance of these metals in the mafic rocks in comparison to the felsic rocks.   The data suggest that the bulk of metals for the Tambogrande VMS deposits were derived via  hydrothermal leaching of the underlying mafic volcanic strata and/or from a magmatic volatile  phase from mafic subvolcanic intrusions of the same isotopic character.    5.9.2  Possible Linkages Between Petrogenesis of the Felsic Volcanic Suite and VMS  Formation   Current VMS genetic models suggest a link between the nature and extent of VMS  hydrothermal circulation systems and contemporaneous igneous rocks (Lydon, 1988; Franklin,  1995; Franklin et al., 2005; Galley, 1993).  All VMS genetic models require a thermal source to  drive the hydrothermal convective system (and possibly contribute metals), that is generally  Chapter 5  Page 163    considered to be new magma input to the upper crust.  Heat‐ and fluid‐flow modeling indicates  that substantial thermal input into the upper crust is required in order to sustain a  hydrothermal convection system capable of producing giant massive sulphide deposits (Cathles  et al., 1997; Barrie et al., 1999).  Therefore, the thermal input required is most likely  accommodated by mantle‐derived intrusions (ultramafic‐mafic) emplaced within the upper  crust.  These intrusions are responsible for the generation of the hydrothermal system, but also  generate rhyolitic magmas through partial melting of crust above the intrusion (Fig. 5.14).   Felsic volcanic rocks at Tambogrande have geochemical signatures that are characterized by  relatively enriched HREE and Y and weak LREE/HREE fractionation (Chap. 4) and are considered  to be high temperature melts (Chap. 2), similar to felsic volcanic rocks from other VMS camps  globally (Lesher et al., 1986; Barrie et al., 1993; Barrett and Maclean, 1994; Lentz, 1998).  These  geochemical compositions are consistent with partial melting of hydrated mafic crust at  relatively high temperature and low pressure conditions in equilibrium with hornblende (or  clinopyroxene at higher temperatures) and plagioclase (Hart et al., 2004, and references  therein).  Using this model, Pb isotope data of the massive sulphide deposits and volcanic rocks at  Tambogrande are used to further constrain the relationship between VMS formation and the  petrogenesis of the associated igneous rocks.  Any proposed genetic model must incorporate  the fact that felsic volcanic rocks are not simply the result of fractionation from a basaltic  parental magma, nor are they solely melts of continental crust.  Rather, the felsic rocks are a  two‐component hybridized melt comprised of (i) enriched mantle (~arc basalt source) and (ii)  old continental crust, as evidenced by the radiogenic Pb isotope ratios.  The mantle component  may have been either a melt of the same parentage as the mafic lavas or a melt derived from  Chapter 5  Page 164    partial melting of juvenile arc crust and therefore of the same geochemical affinity.  In either  case, a mafic source melt was able to assimilate basement rocks at mid‐upper crustal levels,  and this implies a significant thermal input to the crust at relatively shallow levels.  As outlined above, Pb contribution from the felsic volcanic rocks was trivial, most likely  because felsic strata are volumetrically insignificant within the footwall sequence.  The Pb  isotope data also imply that negligible metal was contributed from the basement rocks which  were responsible for the isotopic signature of the felsic volcanic rocks.  The maximum depth  reached by a hydrothermal system in oceanic crust is determined in part by the maximum  depth of brittle fracture permeability and has been estimated to be 8‐10 km in oceanic crust  (Barrie et al., 1999).  If the source region of partial melting and/or crustal contamination  producing the rhyolitic melts was below the maximum depth of the hydrothermal system,  mineralizing fluids would not have encountered the regions where continental basement  material occurs.  Indeed, the hydrothermal system was limited to upper sections consisting of  juvenile arc crust of basaltic composition as evidenced by the basalt‐dominant Pb isotope  signature of the massive sulphide minerals.    The close spatial and temporal association of felsic rocks with penecontemporaneous VMS  deposits at Tambogrande is symptomatic of the thermal anomaly present at the time of  massive sulphide formation.  High‐level crustal input of subduction‐related mafic magma, either  directly or via partial melting of juvenile arc crust, assimilated continental crust to generate  isotopically distinct felsic melts.   These mafic melts also fuelled the hydrothermal system  responsible for the VMS deposits by underplating the upper crust and perhaps also by forming  nested intrusions at even higher levels (Fig. 5.13).  Felsic magmas ascended rapidly from the  area of generation in the upper or mid‐crust(?) and were erupted in the general vicinity of  Chapter 5  Page 165    hydrothermal venting on the seafloor and VMS formation.  Felsic magmas likely utilized the  same pathways that enabled focused hydrothermal fluid flow and VMS formation.  The felsic  volcanic rocks are therefore considered to have played a passive role in the formation of VMS  deposits at Tambogrande and are only indirectly genetically linked.   5.10  Summary and Conclusions  The Tambogrande VMS deposits are associated with volcanic rocks of variable radiogenic  (Pb, Sr, Nd) isotopic compositions that indicate two major components: (i) a depleted upper  mantle, MORB‐type source (i.e., the mantle‐wedge) and (ii) old continental crust.  Basalt from  the Lancones Basin displays Pb isotopic compositions that plot above the average crustal  growth curve and suggest mixing between a depleted mantle source and continental crust,  yielding an enriched‐mantle signature.  This radiogenic Pb component was likely added through  assimilation of sedimentary rocks in the subduction zone and possibly also through  contamination during ascent through the crust.    Felsic volcanic rocks have more radiogenic Pb, Sr and Nd isotope ratios than basalt and  define a mixing line between the basalt and a highly radiogenic source.  The crustal signature is  most evident in the Pb isotope systematics but is also present in the Sr and Nd data.  The basalt  component is either a primary melt equivalent to the basalt or re‐melted juvenile arc (mafic)  crust, whereas the radiogenic source is old continental crust such as the Olmos Complex or  sedimentary rocks of similar provenance.  Hybridization of the mafic magmas resulted from the  assimilation of continental crust in the mid‐upper crustal column.  That these bimodal volcanic  rocks were erupted essentially in the same space and time attests to the complexity of VMS‐ associated volcanic magmas.  This interpretation is consistent with the inferred geodynamic  setting of a continental margin volcanic arc‐rift.  Chapter 5  Page 166    The uniformity of massive sulphide  Pb isotope compositions from the TG1, TG3 and B5  deposits suggests homogenization of Pb in the VMS‐forming hydrothermal system.  The  deposits either formed from a common hydrothermal system or derived metals from the same  source rocks.  Based on the Pb isotope data, metal sources for the VMS deposits are dominated  by basaltic footwall rocks, whereas felsic volcanic rocks contributed insignificant amounts of  metal.  This is consistent with observations of a footwall sequence composed nearly entirely of  mafic volcanic rocks.  The Pb isotope data occur along a steep array on Pb isotope plots,  indicating two‐component mixing, very similar to the Province II Pb isotope field of Mcfarlane  et al. (1990).  The least radiogenic endmember is the mafic‐dominant volcanic sequence,  whereas the more radiogenic endmember is homogenized lead from the continental crust.   Genetic models for VMS formation at Tambogrande favour hydrothermal leaching of the  footwall mafic volcanic rocks (and/or a metal contribution from magmatic devolatilization of a  mafic intrusion).  The close spatial and temporal association of felsic volcanism with the VMS  deposits is linked to the thermal anomaly generated at mid‐upper crustal levels by the  introduction of mafic magmas which likely underplated the upper crust.  These magmas, or  partial melts of the existing juvenile arc crust, were subsequently hybridized by older  continental crust and resulted in high‐temperature felsic magmatism.  The heat input into the  upper crust was sufficient to generate large‐scale hydrothermal convective circulation that  resulted in deposition of massive sulphides at and on the seafloor.  Therefore, the petrogenesis  of the felsic volcanic rocks associated with the Tambogrande VMS deposits has no causal  relationship with these deposits, but it is a symptom of anomalous heat input to the upper  crust during VMS deposit formation.  This passive role of felsic volcanism associated with VMS  Chapter 5  Page 167    systems is likely a common feature to many other VMS camps, especially in the mafic‐ dominated class.      Chapter 5  Page 168         Figure 5.1.   Morphostructural units of the Peruvian Andes (modified after Benavides‐Cáceres,  1999).  Cretaceous marginal basins ‐ Lancones (LB), Huarmey (HB) and Cañete (CB) basins ‐  are  superimposed.  Also shown are the locations of VMS deposits and prospects (circles) (data from  Steinmüller et al., 2000).  Chapter 5  Page 169         Figure 5.2.  A.  Location map for the Tambogrande project B. Regional map showing major  tectonostratigraphic units of coastal northwestern Perú.  The locations of VMS deposits (TG1,  TG3, and B5) in the Tambogrande area are also shown and field area of this study outlined (see  Fig. 5.3 for a detailed map).  Modified after Jaillard et al. (1999), Tegart et al. (2000).        Chapter 5  Page 170        Figure 5.3.  Location map and simplified cross sections along the Peruvian continental margin  based on gravity modeling and seismic data from Couch et al. (1981) and Jones (1981).                                      Chapter 5  Page 171        Figure 5.4 (next page).   Regional geologic map for the Tambogrande area of the Lancones  Basin.  The location of VMS deposits TG1, TG3, and B5,  where the bulk of the isotope samples  were collected are shown  Other individual samples from the region are labeled.  Map  projection is WGS 84 (World Geodetic System), UTM Zone 17 Southern Hemisphere.  Chapter 5  Page 172       Chapter 5  Page 173          Figure 5.5.  Schematic stratigraphic column of the volcanic arc sequence of the Lancones basin.   Inset section shows a more detailed schematic section of the VMS‐bearing sequence at  Tambogrande.  Chapter 5  Page 174            Figure 5.6.  Map depicting Pb isotope provinces of the Andes (modified after Macfarlane et al.,  1990; Tosdal et al, 1999).  The location of Tambogrande and other VMS deposits within the  Cretaceous marginal basins of Perú are shown.     Chapter 5  Page 175         Figure 5.7.  Thorogenic (A) and Uranogenic (B) Pb isotope diagrams for data from the Lancones  basin and fields for Pb isotope provinces of the Andes (after Macfarlane et al., 1990).  All data  points are from this study.  Symbols for rocks and sulphide samples and fields for Pb provinces  are given in inset boxes in B.  S & K = Stacey and Kramers (1975) growth curve.  Chapter 5  Page 176        Figure 5.8.  Schematic east‐west cross section through the Lancones basin showing the main  tectonic units and the spatial distribution of units sampled for isotopic analysis (including this  study and data available from the literature; see references in the text).                                    Chapter 5  Page 177      Figure 5.9.  Thorogenic (A) and Uranogenic (B) Pb isotope diagrams for data from the Lancones  Basin and fields for Pb isotope signatures of various tectonic units of the northern Andes or  Perú and Ecuador.  Data for ’Cretaceous platform sedimentary rocks’ and ‘continental crust  (Olmos Complex)’ from the central Andes, Perú, after Macfarlane et al. (1990) and Macfarlane  (1999).  Data for ‘Jurassic‐Cretaceous metasedimentary rocks’ and ‘Jurassic‐Cretaceous MORB’,  from Ecuador, after Bosch et al. (2002).  Data for ‘Coastal Batholith’ from Mukasa (1986) and  this study.  Data for ‘East Pacific MORB’, East Pacific Rise, from Sun (1980).  All data points are  from this study.  Symbols for rocks and sulphide samples and fields for Pb provinces are given in  inset boxes in B.    Chapter 5  Page 178        Figure 5.10.  Rb‐Sr isotope plots for volcanic rocks of the Lancones Basin.  A. Sr versus 87Sr/86Srί.   B. 87Sr/86Sr versus  87Rb/86Sr.  The line shown is defined by the felsic volcanic rocks only (n=6) and  yields an errorchron of ~65 Ma.  Chapter 5  Page 179               Figure 5.11 ‐ 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr for volcanic rocks of the Lancones basin.  A.   Compared to fields for regional geologic units. B.  Enlargement of data shown in A.  Fields are  given in the legend in A and symbols for both plots are shown in B.  Data sources as per Fig. 5.9.  Chapter 5  Page 180            Figure 5.12.  Geochemical discrimination diagrams for volcanic rocks from the Lancones Basin.   A. εNd versus Th/Yb.  B.   206Pb/204Pb versus Th/Yb.    Chapter 5  Page 181          Figure 5.13.  Uranogenic Pb isotope diagram showing isotope compositions for mafic and felsic  volcanic rocks at Tambogrande, as well as ore mineral isotope compositions.  Volcanic rock data  is conceptually time‐adjusted to 100 Ma based on Stacey and Kramers (1975) crustal growth  curve with µ=9.85.  Mixing lines are shown and labeled.    Chapter 5  Page 182        Figure 5.14 ‐ Conceptual magmatic‐hydrothermal model relating petrogenesis of bimodal  mafic‐felsic volcanic rocks at Tambogrande to hydrothermal system that formed VMS deposits  (adopted from the petrogenetic model of Hart et al. (2004) for FII‐FIII felsic volcanic rocks).   Depth of magma chamber is suggested by geochemical data which indicate partial melting or  fractionation with amphibole ± pyroxene and plagioclase at shallow crustal depths.  Isotope  data support partial melting models as felsic volcanic rocks are substantially different  isotopically as compared to basalts, and, yield more heterogeneous isotopic results.   Hydrothermal leaching of metals, which is limited by the depth of fracture permeability, did not  penetrate crustal rocks that were responsible for the unique isotope values (high 206Pb/204Pb) in  the VMS‐associated felsic rocks.  Chapter 5  Page 183    Table 5.1.  Sample location data, approximate age and rock descriptions.  All samples are from diamond drill core except for LW002.  Coordinates  are in map projection WGS 84, UTM Zone 17 Southern Hemisphere.      Sample  Easting  Northing  Formation  Lithology  Age Ma  Comments  LW002  571930  9475394  Cerro El Ereo  basalt  91‐100  plagioclase porphyritic flow  SU‐2 169.5       549200  9455650  Cerro El Ereo  basalt   91‐100  plagioclase porphyritic flow  00TG1‐219 69.5       573816  9454987  Cerro San Lorenzo  footwall basalt  >104.8  autobreccia (clast sample); sericite‐chlorite alteration  99‐TG3‐048 426.35     573612  9453492  Cerro San Lorenzo  footwall basalt  >104.8  basalt flow; sericite‐chlorite alteration  99TG3‐006 86.5       573746  9453675  Cerro San Lorenzo  hanging wall basalt  < 104.8  feldspar‐augite phyric flow  99TG3‐030 31.75      573815  9453628  Cerro San Lorenzo  hanging wall basalt  < 104.8  feldspar‐augite phyric flow  99TG3‐023 132.65     573823  9453765  Cerro San Lorenzo  hanging wall  dacite  < 104.8  feldspar phyric flow  99TG3‐041 101        573823  9453915  Cerro San Lorenzo  hanging wall  dacite  < 104.8  feldspar phyric flow  00TG1‐351 112        573691  9455166  Cerro San Lorenzo  rhyolite dyke  100.2  feldspar‐quartz porphyry dyke  99TG1‐111 83.4       573696  9454532  Cerro San Lorenzo  rhyolite dyke  100.2  feldspar‐quartz porphyry dyke  99TG3‐019 365.5      573434  9453030  Cerro San Lorenzo  syn‐mineralization rhyolite  104.8  aphyric flow  99‐TG3‐048 337.5      573612  9453492  Cerro San Lorenzo  syn‐mineralization rhyolite  104.8  aphyric flow      Chapter 5          Page 184    Table 5.2.  Pb, Nd and Sr isotope data from volcanic rocks associated with VMS deposits at Tambogrande.  ‘Initial’ isotope values are calculated to  100 Ma.       Sample  Pb  ppm  U  ppm  Th  ppm  206Pb/204Pb  207Pb/204Pb  208Pb/204Pb  Sm  ppm  Nd  ppm  143Nd/144Nd  εNdί  Rb  ppm  Sr  ppm  87Sr/86Sr  87Sr/86Srί LW002  5  <0.5  0.33  19.0147  15.6985  38.9072  1.17  3.38  0.512841  3.82  3  190  0.705667  0.705602 SU‐2 169.5       <2  n/a  0.22  18.8013  15.6518  38.6763  2.38  7.23  0.512989  6.83  15  234  0.704872  0.704608 00TG1‐219 69.5       <2  n/a  0.25  18.9723  15.6835  38.7822  1.22  3.26  0.512961  5.93  17  111  0.705865  0.705235 99‐TG3‐048 426.35     3  n/a  0.65  19.0173  15.6861  38.8287  2.08  6.04  0.512899  4.95  7  150  0.705400  0.705208 99TG3‐006 86.5       <2  n/a  1.04  19.3685  15.6860  38.8556  2.54  8.68  0.512867  4.73  11  483  0.704370  0.704276 99TG3‐030 31.75      <2  n/a  0.89  18.9365  15.6608  38.6997  2.61  9.52  0.512903  5.57  33  350  0.704063  0.703675 99TG3‐023 132.65     <2  n/a  4.12  19.6574  15.7143  39.4066  4.30  16.08  0.512769  3.01  20  61  0.705722  0.704374 99TG3‐041 101        <2  n/a  4.66  20.3492  15.7463  39.7863  4.32  16.62  0.512766  3.01  9  94  0.705254  0.704860 00TG1‐351 112        <2  n/a  8.96  19.8028  15.7158  39.6656  5.28  21.45  0.512706  1.95  13  143  0.705437  0.705063 99TG1‐111 83.4       <2  n/a  8.27  19.6391  15.7056  39.4937  4.01  16.85  0.512698  1.85  26  117  0.705501  0.704587 99TG3‐019 365.5      <2  n/a  4.17  20.0273  15.7333  39.7836  6.72  22.93  0.512850  4.40  11  57  0.705621  0.704828 99‐TG3‐048 337.5      <2  n/a  3.21  20.1869  15.7380  39.4124  5.76  18.72  0.512917  5.59  3  60  0.704778  0.704572   n/a = not analyzed  Chapter 5          Page 185    Chapter 5          Page 186      Table 5.3.  Pb isotope compositions of Tambogrande ore deposits and post‐mineralization intrusive phases in the Lancones basin.    Sample  Easting  Northing  rock type  Age  Ma  Mineral  206Pb/204Pb  207Pb/204Pb  208Pb/204Pb  B5 005‐542  569883  9442360  massive sulphide  ~104  galena  18.8747  15.6942  38.7636  TG1 028 20.4  573638  9454725  massive sulphide  ~104  pyrite  18.9211  15.6951  38.8118  TG1 237‐79.2  573460  9455147  massive sulphide  ~104  galena  18.9126  15.6890  38.7835  TG1 352‐94.5  573455  9455227  massive sulphide  ~104  galena  18.8928  15.6726  38.7227  TG3 009‐216  573357  9453138  massive sulphide  ~104  galena  18.8850  15.6726  38.7069  TG3‐037‐217  573822  9453844  massive sulphide  ~104  galena  18.9325  15.7025  38.8548  LW‐31  484306  9426178  Muscovite‐bearing granodiorite,  Amotape Terrane.  ~230  plagioclase  18.5962  15.6682  38.5807  LW‐06  559404  9481200  Las Lomas batholith; hornblende  granodiorite  ~47  plagioclase  18.7234  15.6565  38.6497  LW‐36  567854  9479640  Las Lomas batholith; hornblende  granodiorite porphyry  ~52  plagioclase  18.7142  15.6577  38.6888  LW‐85  581496  9485511  Las Lomas batholith; hornblende granite  ~80  plagioclase  18.9158  15.6638  38.9134         5.11  References  Aspden, J. A., Bonilla,W., and Duque, P.  1995. The El Oro metamorphic complex, Ecuador: Geology  and economic mineral deposits. Overseas Geology and Mineral Resources, no. 67, 63 p.     Atherton, M.P., Pitcher, W.S., Warden, V.  1983.  The Mesozoic marginal basin of central Perú.   Nature, 350: 303‐306.    Arculus, R.J., Lapierre, H., and Jaillard, E.  1999.  Geochemical window into subduction and accretion  processes; Raspas metamorphic complex, Ecuador. Geology, 27: 547‐550.    Barrie, C.T. and Hannington, M.D.  1999.  Classification of volcanic‐associated massive sulphide  deposits based on host‐rock composition.  In Volcanic‐associated massive sulphide deposits:  processes and examples in modern and ancient settings.  Edited by C.T. Barrie and M.D.  Hannington.  Reviews in Economic Geology, Volume 8, pp. 1 ‐ 11.    Barrie, C.T., Ludden, J.N., Green, T.H., Spooner, E.T.C.  1993. Geochemistry of volcanic rocks  associated with Cu‐Zn and Ni‐Cu deposits in the Abitibi Subprovince, Economic Geology and the  Bulletin of the Society of Economic Geologists, 88: 1341‐1358.   Barrie, C.T., Cathles, L.M., and Erendi, A. 1999. Finite element and fluid‐flow computer simulations of  a deep ultramafic sill model for the giant Kidd Creek volcanic‐associated massive sulphide deposit,  Abitibi subprovince, Economic Geology Monograph, 10: 529‐540.  Barrett, T.J. and MacLean, W.H.  1994.  Mass changes in hydrothermal alteration zones associated  with VMS deposits of the Noranda area. Exploration and Mining Geology, 3: 131‐160.   Benavides‐Cáceres, V.  1999.   Orogenic evolution of the Peruvian Andes:  the Andean cycle.  In  Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner.  Society of Economic  Geologists, Special Publication Number 7, pp. 61‐107.    Bosch, D., Gabriele, P., Lapierre, H., Malfere, J., and Jaillard, E.  2002.  Geodynamic significance of the  Raspas metamorphic complex (SW Ecuador); geochemical and isotopic constraints.  Tectonophysics, 345: 83‐102.  Cathles, L.M., Erendi, A.H.J., Barrie, T., Stein, H.J.  1999.  How long can a hydrothermal system be  sustained by a single intrusive event? Economic Geology, 92: 766‐771.  Chávez, A., and Nuñez del Prado, S.H.  1991.  Evolución vertical de facies de la serie turbiditica  Cretacea (Grupo Copa Sombrero) en el perfíl tipo Huasimal – Encuentros (Cuenca Lancones en el  Noreste del Perú). Boletin de la Sociedad Geológica del Perú, 82: 5‐21.    Cobbing, E.J., Pitcher, W.S., Wilson, J.J., Baldock, J.W., Taylor, W.P., McCourt, W., and Snelling, N.J.   1981.  The geology of the Western Cordillera of Northern Perú.  Institute of Geological Sciences,  Natural Environment Research Council, Overseas Memoir 5, 143 p.    Couch, R., Whitsett, R., Huehn, B. and Briceno‐Guarupe, L.  1981.  Structures of the continental  margin of Peru and Chile.  Memoirs of the Geological Society of America, 154: 703–726.  Chapter 5  Page 187      Daziel, I.W.D.  1981.  Back‐arc extension in the southern Andes: A review and critical reappraisal.  Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A, 300: 319‐335.    Faure, G. and Mensing, T.M.  2005.  Isotopes: Principles and Applications. 3rd Edition, John Wiley and  Sons, 897 p.    Feininger, T., and Silberman, M. L.  1982.  K‐Ar geochronology of basement rocks on the northern  flank of the Huancabamba deflection, Ecuador. U.S. Geological Survey Open‐File Report 82‐206,  21 p.    Franklin, J.M.  1995. Volcanic‐associated massive sulfide base metal: Geological Survey of Canada,  Geology of Canada, no.8, pp. 158–183.    Franklin, J.M., Gibson, H.L., Jonasson, I.R., and Galley, A.G.  2005.  Volcanogenic massive sulfide  deposits.  In Economic Geology; one hundredth anniversary volume, 1905‐2005. Edited by J.W.  Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb and J.P. Richards. Society of Economic Geologists, pp.  523‐560.    Galley, A.G., Bailes, A.H., and Kitzler, G.  1993.  Geological setting and hydrothermal evolution of the  Chisel Lake and North Chisel Zn‐Pb‐Cu‐Ag‐Au massive sulfide deposits, Snow Lake, Manitoba.   Exploration and Mining Geology, 2: 271‐295.    Gibson, H.L. and Watkinson, D.H.  1990.  Volcanogenic massive sulphide deposits of the Noranda  cauldron and shield volcano. CIM Special Volume 43, pp. 119‐132.    Hamilton, P. J., R. K. O'Nions, D. Bridgwater, and A. Nutman.  1983.  Sm‐Nd studies of Archean  metasediments and metavolcanics from West Greenland and their implications for the Earth's  early history.  Earth Planetary Science Letters, 62: 263–272.    Hannington, M.D., and Barrie, C.T.  1999.  The giant Kidd Creek volcanogenic massive sulfide deposit,  western Abitibi subprovince, Canada.  Economic Geology Monograph 10, 672 p.    Hanson, R.E. and Wilson, T.J.  1991.  Submarine rhyolitic volcanism in a Jurassic proto‐marginal basin;  southern Andes, Chile and Argentina.  Geological Society of America Bulletin, Special Paper 265,  pp. 13‐27.    Hart, T.R., Gibson, H.L., and Lesher, C.M.  2004.  Trace element geochemistry and petrogenesis of  felsic volcanic rocks associated with volcanogenic massive Cu‐Zn‐Pb sulfide deposits, Economic  Geology, 99: 1003‐1013.    Harland, W.B.; Armstrong, R.L.; Cox, A.V.; Craig, L.E.; Smith, A.G.; and Smith, D.G., 1990, A geologic time  scale: 1989.  Cambridge University Press, Cambridge, 263 p.    Hawkesworth, C.J., Gallagher, K., Hergt, J.M., and McDermott, F.  1993.  Mantle and slab  contributions in arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 21: 175‐204.    Chapter 5  Page 188    Herrington, R., Maslennikov, V., Zaykov, V., and Seravkin, I.  2005a.  VMS deposits of the South Urals,  Russia; geodynamics and ore deposit evolution in Europe. Ore Geology Reviews, 27: 238‐239.    Herrington, R., Maslennikov, V., Zaykov, V., Seravkin, I., Kosarev, A., Buschmann, B., Orgeval, J.,  Holland, N., Tesalina, S., Nimis, P., and Armstrong, R.  2005b.  Classification of VMS deposits;  lessons from the Uralides; geodynamics and ore deposit evolution in Europe.  Ore Geology  Reviews, 27: 203‐237.     Injoque, J., Miranda, C., and Dunin‐Borkowski, E.  1979.  Estudio de la genesis del yacimiento de  Tambogrande y sus implicancias, Boletin de la Sociedad Geologica del Perú, 64: 73‐99.    Jaillard, É, Laubacher, G., Bengston, P., Dhondt, A., and Bulot, L.  1999.  Stratigraphy and evolution of  the Cretaceous forearc “Celica‐Lancones basin” of Southwestern Ecuador.  Journal of South  American Earth Sciences, 12: 51‐68.    Jaillard, É, Ordoñez, M., Bengston, P., Berrones, G., Bonhomme, M., Jiménez, N., and Zambrano, I.   1996.  Sedimentary and tectonic evolution of the arc zone of Southwestern Ecuador during the  Late Cretaceous and Early Tertiary times.  Journal of South American Earth Sciences, 9: 131‐40.     Jaillard, E., Herail, G., Monfret, T., Diaz‐Martinez, E., Baby, P., Lavenu, A. and Dumont, J.F.  2000.   Tectonic evolution of the Andes of Ecuador, Perú, Bolivia and northernmost Chile; tectonic  evolution of South America.  In Tectonic evolution of South America, 31st International Geological  Congress, Rio de Janeiro, Brazil.  Edited by U.G. Cordani, E.J. Milani, A. Thomaz Filho and D.A.  Campos, pp. 481–559.    Jones, P.R.  1981.  Crustal structures of the Perú continental margin and adjacent Nazca Plate, 9  degrees S latitude. Geological Society of America, Memoir 154, p. 423–443.       Lentz, D.R.  1998.  Petrogenetic evolution of felsic volcanic sequences associated with Phanerozoic  volcanic‐hosted massive sulphide systems; the role of extensional geodynamics. Ore Geology  Reviews, 12: 289‐327.    Lesher, C.M., Goodwin, A.M., Campbell, I.H., and Gorton, M.P.  1986.  Trace‐element geochemistry of  ore‐associated and barren, felsic metavolcanic rocks in the Superior province, Canada.  Canadian  Journal of Earth Sciences, 23: 222‐237.     Litherland, M., Aspden, J.A., Jemielita, R.A.  1994.  The Metamorphic Belts of Ecuador, Overseas  Memoir 11, British Geological Survey, Keyworth, Nottingham.      Ludwig, K.R.  2003.  Isoplot 3.0 ‐ A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel, Berkeley  Geochronology Center, Special Publication No. 4.      Lydon, J.W. 1988. Volcanogenic massive sulphide deposits, part 2, genetic models. Geoscience  Canada, 15: 43‐65.     Macfarlane, A.W.  1999.  Isotopic studies of the northern Andean crustal evolution and ore metal  sources.  In Geology and ore deposits of the central Andes.  Edited by B.J. Skinner, Society of  Economic Geologists Special Publication No. 7, pp. 195‐217.  Chapter 5  Page 189    Macfarlane, A.W., Marcet, P., LeHuray, A.P., and Petersen, U.  1990.  Pb isotope provinces of the  central Andes inferred from ores and crustal rocks.  Economic Geology, 85: 1857‐1880.   Manhattan Minerals Corp.  2002.  Annual Report.    McCulloch, M.T. and Gamble, A.J.  1991.  Geochemical and geodynamical constraints on subduction  zone magmatism.  Earth and Planetary Science Letters, 102: 358‐374.     Mitouard, P., Kissel, C., and Laj, C.  1990.  Post‐Oligocene rotations in southern Ecuador and northern  Perú and the formation of the Huancabamba deflection in the Andean Cordillera.  Earth and  Planetary Science Letters, 98: 329‐339.    Morris, R.C. and Aleman, A.R.  1975.  Sedimentation and tectonics of the Middle Cretaceous Copa  Sombrero Formation in Northwest Perú.  Boletin de la Sociedad Geologica del Perú, 48: 49‐64.    Mourier, T., Laj, C., Mégard, F., Roperch, P., Mitouard, P., and Farfau Medrano, A.  1988.  An accreted  continental terrane in northwestern Perú.  Earth and Planetary Science Letters, 88: 182‐192.  Mukasa, S.B.  1986.  Common Pb isotopic compositions of the Lima, Arequipa and Toquepala  segments in the Coastal batholith, Peru; implications for magmagenesis.  Geochimica et  Cosmochimica Acta, 50: 771‐782.   Noble, S.R., Aspden, J.A., and Jemielita, R.A.  1997.  Northern Andean crustal evolution; new U‐Pb  geochronological constraints from Ecuador. Geological Society of America Bulletin, 109: 789‐798.    Petford, N., Atherton, M.P., and Halliday, A.N.  1996.  Rapid magma production rates, underplating  and remelting in the Andes: isotopic evidence from northern‐central Peru (9‐11°S).  Journal of  South America Earth Sciences, 9: 69‐78.    Reyes, L.R. and Caldas, J.Y.  1987.  Geologia de los Cuadranglos de las Playas, La Tina, Las Lomas,  Ayabaca, San Antonio.  Instituto Geologico Minero y Metalurgio, Bul. 49., 83 p.    Roddick, J.C.  1987.  Generalized numerical error analysis with application to geochronology and  thermodynamics.  Geochimica et Cosmochimica Acta, 51: 2129‐2135.     Soler, P., and Rotach‐Toulhoat, N.  1990.  Implications of the time‐dependent evolution of Pb‐ and Sr‐ isotopic compositions of Cretaceous and Cenozoic granitoids from the coastal region and the  lower Pacific slope of the Andes of central Peru.  Geological Society of America, Special Paper  241, pp. 161‐172.    Spikings, R.A., Winkler, W., Hughes, R.A. and Handler, R.  2005.  Thermochronology of allochthonous  terranes in Ecuador: Unraveling the accretionary and post‐accretionary history of the Northern  Andes.  Tectonophysics, 399: 195‐220.    Stacey, J.S. and Kramers, J.D.  1975.  Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two‐stage  model:  Earth and Planetary Science Letters, 26: 207‐221.      Chapter 5  Page 190    Chapter 5  Page 191    Steinmüller, K., Chacón Abad, N., and Grant, B.  2000.  Volcanogenic massive sulphide deposits in  Perú.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2. pp. 423‐437.    Sun, S.S.  1980.  Lead isotopic study of young volcanic rocks from mid‐ocean ridges, ocean islands and  island arcs.  Philosophical Transactions of the Royal Society of London, Series A., 297: 409‐445.    Syme, E.C. and Bailes, A.H.  1993.  Stratigraphic and tectonic setting of Early Proterozoic volcanogenic  massive sulfide deposits, Flin Flon, Manitoba.  Economic Geology, 88: 566‐589.     Tegart, P., Allen, G., Carstensen, A.  2000.  Regional setting, stratigraphy, alteration and  mineralization of the Tambo Grande VMS district, Piura Department, Northern Perú.  In VMS  Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological Association of  Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2., pp. 375‐405..    Thirlwall, M.F.  2000.  Interlaboratory and other errors in Pb‐isotope analyses investigated using a 207Pb‐204Pb  double spike.  Chemical Geology, 163: 299‐322.  Thorpe, R.I.  1999.  The Pb isotope linear array for volcanogenic massive sulfide deposits of the  Abitibi and Wawa subprovinces, Canadian shield.  Economic Geology Monographs, 10: 555‐575.   Tosdal, R.M., Wooden, J.L., and Bouse, R.M.  1999.  Pb isotopes, ore deposits, and metallogenic  terranes.  Reviews in Economic Geology, Volume 12, pp. 1‐28.  Weis D., Kieffer B., Maerschalk C., Pretorius W. and Barling J.  2005.  High‐precision Pb‐Sr‐Nd‐Hf  isotopic characterization of USGS BHVO‐1 and BHVO‐2 reference materials.  Geochemistry,  Geophysics, Geosystems, DOI number 10.1029/2004GC000852.  Winter, L.S., Tosdal, R., Franklin, J.M., Tegart, P.  2004.  A Reconstructed Cretaceous Depositional  Setting for Giant Volcanogenic Massive Sulfide Deposits at Tambogrande, Northwestern Perú.  In  Special Publication 11 ‐ Andean Metallogeny: New Discoveries, Concepts, and Updates, Edited by  R.H. Sillitoe, J.Perello, and C.Vidal.   Society of Economic Geologists, pp. 319‐340.     Vergara, M., Levi, B., Nyström, J.O., Cancino, A.  1995.  Jurassic and Early Cretaceous island arc  volcanism, extension, and subsidence in the Coast Range of central Chile.  Geological Society of  America Bulletin, 107: 1427‐1440.  Chapter 6.  Summary, Discussion and Unresolved Questions  6.1  Summary and Main Conclusions  The Cu‐Zn‐Au‐Ag volcanogenic massive sulphide (VMS) deposits at Tambogrande, are one  of most significant metal accumulations of their type globally.  The deposits formed in the  Cretaceous Lancones basin of northwestern Perú, the result of an early Andean continental  margin arc‐rift system.  The elucidation of the timing of VMS formation, as well as the tectonic,  regional geological, and paleo‐deposition setting are the salient goals of this study.  A  multidisciplinary approach was employed for this research project, which included mapping,  three‐dimensional paleo‐seafloor reconstructions, geochronology, lithogeochemistry and  isotope geochemistry.  Using this broad scope, the ultimate goal of this research is to develop a  comprehensive understanding of the genesis of the Tambogrande deposits, and to apply this  knowledge to generic genetic models for VMS deposits.  The results are summarized as follows:  1) The tectonic setting of the Lancones basin is a subduction‐related, continental  margin arc‐rift system where arc volcanic rocks were deposited in segmented basins from  Ecuador to southern Perú.  The timing of volcanism within the Lancones basin ranges from a  minimum of ~105 to 91 Ma (Chapter 2) and coincides broadly with the opening of the South  Atlantic Ocean in the late stages of Gondwana break‐up (Scotese, 1991).  The timing of volcanic  arc formation is preceded by the accretion of the Amotape terrane to the Perú‐Ecuador  continental margin in Early Cretaceous times (~132‐110 Ma; Arculus et al., 1999; Bosch et al.,  2002).  The accretion of this continental block precedes the initiation of the Lancones basin  volcanism and therefore may have induced a new subduction system leading to the  development of the volcanic arc.  Slab rollback caused attenuation and rifting in the overriding  plate led to the opening of the Lancones basin (Chapter 4).  The final break‐up of Gondwana  Chapter 6  Page 192    and westward drift of South America may have altered the dynamic along the western  continental margin, limiting further expansion of the Lancones basin as the South American  plate kept pace with the retreating arc (Soler and Bonhomme, 1990).  The combination of a  terrane accretion event and major plate tectonic reorganizations are the key factors leading to  the development of the Lancones basin, and ultimately to the formation of VMS deposits at  Tambogrande.    Analogous modern ensialic arc rift settings include the Manus Basin (Taylor and  Martinez, 1996) and Bransfield Strait (Lawver et al., 1995; González‐Casado et al., 2000).  The  Bransfield Strait may be the best analogue, and is an example of a marginal basin undergoing  extension with mafic dominated, bi‐modal volcanism and has only minor MORB volcanism as  part of incipient back‐arc spreading (Keller et al., 2002).    2) Volcanism in the Lancones basin is characterized by a diverse assemblage of marine  volcanic and volcaniclastic rock facies that can be grouped into two major phases (Chapter 2).   Phase 1, ca. 105 ‐ 100 Ma, comprises a mafic‐dominated volcanic stratigraphy represented by  relatively deep water pillow lava flows and much less common felsic volcanic rocks.  Felsic  volcanic rocks represent a minor component during phase 1 and sedimentary rocks, other than  minor pelagic sedimentary rocks, are rare.  Phase 2, ca. 99 ‐ 91 Ma, is represented by relatively  shallow water facies with a greater abundance of felsic pyroclastic, volcaniclastic and  sedimentary rocks.  Four formations are defined in this study, including the Cerro San Lorenzo  Formation (Phase 1), and the Cerro El Ereo, La Bocana and Lancones formations (Phase 2).  VMS  deposits are associated with rhyolite flow dome complexes of the Cerro San Lorenzo Formation  only and are confined to a narrow time‐stratigraphic horizon (Chapter 3).  Chapter 6  Page 193    3) The paleo‐depositional setting of the Tambogrande VMS deposits (Chapter 3) is  characterized by the development of a subaqueous, ~250 m‐thick rhyolite lava flow‐dome  complex built upon a basaltic volcanic sequence.  The deposits have low aspect ratios (average  width/height) of approximately 2:5 and formed in deep, steep‐sided sub‐basins within the  paleoseafloor, nested within the rhyolite complex.  Massive sulphide lenses are up to 285 m  thick and have an internal architecture characterized by a Cu‐rich base, pyrite‐rich core, and Zn‐ (Ba, Pb)‐rich upper margins, along with an underlying stockwork sulphide zone (Tegart et al.,  2000).  Both syn‐mineralization basalt and syn‐mineralization rhyolite flows were erupted  episodically during VMS deposition, though these flows were not sufficient to completely bury  or disrupt the hydrothermal circulation system.  Northwest‐trending, syn‐volcanic structures at  TG1 controlled basin development, volcanism and, ultimately, VMS deposit formation.   The  geometry of the sub‐basins was an important factor controlling the geometry and size of the  deposits as they served as efficient ‘traps’ for depositing and preserving the massive sulphide  deposits.  In contrast to most other ancient ‘giant’ VMS deposits, models for the genesis of  sulphide deposition at Tambogrande do not invoke substantial sub‐seafloor replacement of  pre‐existing volcanic or sedimentary rocks.  The focusing of mineralizing hydrothermal fluid  through growing sulphide mounds within deep seafloor depressions resulted in efficient  deposition and is considered key to forming and preserving the large accumulations of sulphide  at Tambogrande.   4) A regional evaluation of the igneous petrogenesis of the bimodal, mafic‐dominated  volcanic rocks of the Lancones Basin suggests magma genesis occurred in a supra‐subduction  zone setting and was dominated by mantle sources, though continental basement was variably  involved.  All mafic volcanic rocks of the Lancones basin display prominent negative Nb  Chapter 6  Page 194    anomalies on primitive mantle‐normalized trace element plots, similar to arc magmatic rocks  (Chapter 4).  The island arc geochemical affinities are attributed to the development of the  extensional volcanic arc within relatively thin continental crust, unlike the modern Andes.  This  interpretation is consistent with geophysical modeling of the western Peruvian margin (Couch  et al., 1981; Jones, 1981).  No ‘non‐arc’ volcanic rocks (e.g., MORBs) were identified, indicating  that back‐arc spreading did not occur within the Lancones basin.  Therefore, the Lancones basin  is interpreted to have formed in a rifted arc.  However, Cretaceous intra‐continental alkaline  volcanic rocks are preserved in the Eastern Cordillera from Ecuador to Argentina and represent  the associated back‐arc (Soler and Bonhomme, 1990; Viramonte et al., 1999; Barragán et al.,  2005).  Back‐arc volcanism, however, did not evolve to sea‐floor spreading.  Phase 1 and phase 2 volcanic events reflect different depositional environments  (Chapter 2) and also yield subtly different geochemical signatures (Chapter 4) which can be  used to interpret the tectonic evolution of the Lancones basin.  Phase 1 Cerro San Lorenzo  Formation basalt displays relatively high LREE/HREE ratios (i.e., La/Yb) and Zr/Y and have more  calc‐alkaline affinities than the relatively tholeiitic Cerro El Ereo and La Bocana formations.   These subtle lithogeochemical variations suggest progressive partial melting and depletion of  the mantle wedge.  In addition, phase 1 mafic volcanic rocks are relatively primitive (i.e., higher  Mg) compared with phase 2 mafic rocks and were probably erupted through relatively thin  crust.   The more basaltic‐andesite dominant compositions of phase 2 formed in a maturing arc  with thickened crust (Green, 1980; Gill, 1981).  Phase 1 primitive lavas erupted during a period  of extension, attenuated crust, basin subsidence, and a high geothermal gradient.    Pb‐Nd‐Sr isotope systematics for mafic rocks indicate juvenile sources consistent with  suprasubduction zone (mantle–wedge) derivation (Chapter 5).  All felsic volcanic rocks analyzed  Chapter 6  Page 195    in the study are subalkaline, M‐type, with negative Nb and Ti and positive Zr anomalies  (Chapter 4).  These felsic rocks have a basaltic parentage that was obtained either directly or  indirectly, but exhibit variable radiogenic isotope signatures indicative of interaction  continental basement rocks.  This suggests these felsic rocks were generated within, or at least  modified by, upper crustal material.  Proterozoic zircon inheritance exhibited by some felsic  volcanic rocks (Chapter 2) also supports the conclusion that continental crust influenced felsic  magma genesis.  The phase 1, VMS‐associated rhyolites at Tambogrande have low to moderate  HFSE contents, flat REE patterns and tholeiitic‐transitional affinities characteristic of FII‐type  rhyolites.  Phase 2 rhyolites are relatively more depleted and are akin to FIV‐type felsic volcanic  rocks.  The phase 1 rhyolites originated from high‐temperature partial melts generated at  shallow crustal levels.  The petrogenetic assemblage of primitive mafic volcanic rocks and FII‐FIII  rhyolites is an important feature of phase 1 and highlights the (i) high‐temperature magmatism  and elevated geothermal gradient and (ii) extensional setting, both of which are critical to the  initiation of a robust hydrothermal circulation system and VMS formation.  5) Lead isotope systematics (Chapter 5) provide a constraint on metal sources and  therefore aid in the understanding of the hydrothermal system responsible for VMS formation  at Tambogrande.  The uniformity in Pb isotope compositions of massive sulphides from  deposits TG1, TG3 and B5 suggests homogenization of Pb in the hydrothermal system.  Massive  sulphide Pb isotope compositions define a steep array on Pb isotope plots and are much less  radiogenic than continental crust‐like felsic volcanic rocks, but very similar to basalt Pb isotope  values.  The spatially and temporally associated felsic volcanic rocks and VMS deposits at  Tambogrande are genetically linked due to anomalous heat input in the upper crust, i.e.,  underplating of arc magmas.  The emplacement of a mafic intrusion to sub‐crustal levels acted  Chapter 6  Page 196    as a thermal driver for the hydrothermal system.  In addition, this anomalous thermal input into  the upper crust also caused partial melting of the juvenile mafic volcanic rocks.  The resultant  felsic partial melts were contaminated by continental basement rocks and erupted as felsic  volcanic rocks.  Although the felsic rocks may have played a role in heat transfer and enhanced  the robustness of the hydrothermal system, the role of these rocks is considered largely passive  in the formation of the Tambogrande VMS deposits.  Metals were leached almost exclusively  from mafic footwall strata.  In summary, the key contributions of this research project are summarized as follows:  (1) the thesis provides comprehensive baseline documentation of an economically significant  VMS district that has not hitherto been studied in any significant detail.  The work here is built  on a foundation of first understanding the regional geology, deposit‐scale volcanic setting, and  deposit architecture; (2) research on the Lancones basin has helped fill a regional void in the  understanding of the geology of Cretaceous volcanism and tectonics in the northwest Perú  Andean segment.  The data also provide a better understanding of VMS metallogenesis within  marginal basins of Perú; (3) the reconstruction of the paleo‐depositional environment for  massive sulphide mineralization at Tambogrande provides a well constrained model for the  seafloor depositional setting of a giant VMS deposit.  As many ancient VMS deposits are often  too deformed to construct any meaningful models, this study provides a unique perspective; (4)  the thesis provides a synopsis of a continental‐margin VMS setting with strong constraints on  the relationship to global plate tectonics; and (5) the research helps constrain models for VMS  genesis in terms of the relationship to associated felsic volcanic rocks, metal sources and  hydrothermal system generation.  Chapter 6  Page 197    6.2  Discussion and Ideas  6.2.1  Timing and Tectonic Setting  A peri‐cratonic extensional setting for the Lancones Basin is implicit because the present  day volcanic sequence is ~150 km wide, with continental crust preserved adjacent to both  margins.  Further, it is also underlain in part by continental basement as evidenced by  radiogenic isotopes and zircon inheritance.  The role of extensional geodynamics in the  formation of VMS deposits has been frequently emphasized in ancient VMS settings (e.g.,  Sillitoe, 1982; Cathles, 1983; Swinden, 1991; Lentz, 1998; Hart et al., 2004) and observed in  modern VMS environments (Hannington et al., 2005).  Although the kinematics of such modern  environments are relatively well understood, though often debated (e.g., Bransfield Strait;  Lawver et al., 1995; Barker and Austin, 1998; González‐Casado et al., 2000; Fretzdorff et al.,  2004), the forces that controlled extension in ancient marginal arcs  remain less well  understood.  Extension can be accommodated in various ways.  Extension at Tambogrande was  probably associated with slab rollback and oceanwards retreat of the overlying arc due to  subduction of relatively old and dense oceanic material during Albian times (Soler and  Bonhomme, 1990).  Alternatively, and considered less likely due to the volume of volcanic  material erupted, transpressional or transtensional tectonics may also have controlled the  development of the Lancones Basin as a pull‐apart basin.    The timing of VMS formation at Tambogrande is temporally linked with major plate tectonic  reorganizations, specifically, the final breakup of Gondwana and the Albian rifting of the  equatorial South Atlantic (Scotese, 1991).  The extensional basin tectonics and VMS‐setting was  terminated with the ultimate separation of South America from Africa and the onset of  spreading in the South Atlantic, causing the rotation and westward drift of the South American  continent and contractional tectonics along the western margin, although the exact kinematics  Chapter 6  Page 198    are uncertain (Soler and Bonhomme, 1990).  In general, there appears to be an association of  VMS deposits with major plate re‐organizations elsewhere in the rock record (Barley and  Groves, 1992; Groves and Bierlein, 2007).  This conclusion is often made based on the shift from  arc to non‐arc (i.e., MORB) volcanism, indicating the transition from arc rifting to active  spreading (e.g., Swinden, 1991; Swinden et al., 1997; Wyman et al., 1999; Piercey, 2007).  At  Tambogrande, the transition was not from arc to non‐arc volcanism, rather a continuous arc  volcanic sequence evolved from extensional to a more neutral and eventually contractional  tectonic regime.  VMS deposits are commonly associated with ‘aborted arc rifts’ (e.g., Kuroko;  Cathles et al., 1983) which typify microplate tectonic regimes of the SW Pacific Manus Basin  (Martinez and Taylor, 1996).  6.2.2  Where’s the Intrusion?    VMS genetic models advocate an igneous heat source to drive a hydrothermal circulation  system and possibly to contribute metals (Lydon, 1988; Large, 1992; Galley, 1993; Franklin,  1995; Ohmoto, 1996;  Hart et al., 2004; Franklin et al., 2005) .  This source of heat is generally  considered to be new magma input to the upper crust.  Heat‐ and fluid‐flow modeling indicate  that substantial thermal input into the upper crust is required in order to sustain a  hydrothermal convection system capable of producing giant massive sulphide deposits (Cathles  et al., 1981; Cathles et al., 1999; Barrie et al., 1999).  Furthermore, the thermal input required is  most likely accommodated by mantle‐derived intrusions (mafic, or ultramafic) emplaced within  the upper crust (Barrie et al., 1999).  That bimodal‐volcanism did not bury the deposits at  Tambogrande but was episodic during deposition of the massive sulphides suggests stable and  likely periodic replenishment of the magma chamber(s).  The presence of petrochemically  variable, volumetrically minor felsic volcanic rocks intercalated with massive sulphide suggests  a complex magmatic system erupted small batches of magma during and after massive sulphide  Chapter 6  Page 199    deposit formation, likely the result of a long‐lived magma chamber and area of elevated  geothermal gradient.  The volcanic stratigraphy at Tambogrande is near flat lying and not  deeply eroded, therefore, such intrusions are not likely exposed in the region.    6.3  Outstanding Issues and Directions for Future Research  6.3.1  At Tambogrande and in the Lancones Basin  • Was Tambogrande related to a long‐lived hydrothemal system?  An attempt to date the  immediate footwall and hanging wall rocks at Tambogrande was not successful due to  the lack of zircons in most of the felsic volcanic rocks, likely due to the inferred high  temperatures at eruption (Chapter 2).  For comparison, Bleeker et al. (1999) suggest the  Kidd Creek ore body formed during a prolonged, but episodic, period of hydrothermal  activity spanning ~ 5 Ma.  How else can these (and other) stratiform volcanic‐hosted  deposits be dated?  • What is the maximum age of volcanism in the Lancones Basin?  When did the basin  open?  Do granitic plutonism and phase 2 volcanism temporally overlap in the Lancones  basin?  In the Western Peruvian Trough?  • Where is the northern terminus of the arc in Ecuador?  In Columbia?  • Based on known resources, the Tambogrande district contain approximately 3.5 million  tonnes of Cu metal in the three massive sulphide deposits.  In a hypothetical metal mass  balance model the footwall basalt rocks, which served as the source of the metals,  contain a nominal 100 ppm Cu and have a density of 2.7 g/cm3, and Cu is leached to the  hydrothermal fluid at 10% efficiency rate (cf. Barrie et al., 1999).   In modern settings,  metal loss from hydrothermal vents to ocean water is 95% to >99% (Converse et al.,  1984; Feely et al., 1994).  This explains why most mound style VMS deposits forming on  the ocean floor are less than 1 Mt, whereas modern subseafloor replacement systems  Chapter 6  Page 200    tend to be substantially larger (Goodfellow and Zierenberg, 1999).  If depositional  efficiency at the vent site during the formation of the Tambogrande deposits was 5%  like modern seafloor mound‐type settings, the volume of footwall rocks affected by the  hydrothermal system would be ~1300 km3.   Where in the rock record or in modern  systems do such giant hydrothermal systems exist?  Chapter 3 suggests sulphide  deposition at Tambogrande was different from many mound type deposits and was  quite efficient, though this is difficult to quantify precisely.  Was deposition  exceptionally efficient?  If such large‐scale hydrothermal systems cannot be  demonstrated in the rock record or in modern settings, the probability is enhanced of  exceptional depositional efficiency from an ‘average’ hydrothermal system at  Tambogrande.    Many of the outstanding questions at Tambogrande will only be answered by additional  drilling, geophysical surveys, and generally with more exploration producing more data,  such as:  • What are the key structural controls that link the deposits?  Are TG1, TG3 and B5 sites of  NNW directed pull‐apart sub‐basins linked to a NNE striking transtensional fault?  • What is the ultimate sulphide tonnage of the district?  VMS districts usually contain a  range of deposit sizes with a range of metal grades.  The three deposits discovered at  Tambogrande so far are very uniform in their grade and tonnage.   Are there any smaller  or ‘normal’ size deposits?  Are there higher grade deposits?    6.3.2  In the Western Peruvian Trough  Massive sulphide deposits throughout the Cretaceous Western Peruvian Trough of Perú are  hosted within the Casma Group (Vidal, 1987).  However, the age of some VMS deposits (i.e.,  Chapter 6  Page 201    Perúbar) of the Western Peruvian Trough are reported as latest Late Cretaceous (ca. 69 Ma)  and suggested to have formed in pull‐apart basins related to wrench tectonics (Polliand et al.,  2005).  The geochronology of the Lancones basin presented herein shows the Tambogrande  VMS deposits formed ca. 105 Ma.  In comparison, based on fossil ages, Casma Group volcanism  is limited to the middle Albian (Myers, 1974; Cobbing et al., 1981).  Therefore, the Cerro San  Lorenzo formation is the temporal and stratigraphic equivalent to the VMS‐hosting volcanic  successions of the Casma Group.  Excluding Perúbar, VMS deposits of the Western Peruvian  Trough and Lancones basin represent a major VMS‐forming event in Albian times along  marginal rift basins of the central Andes.  The following are avenues for additional research:  • Limited geochronological work has been undertaken in the Western Peruvian Trough.   What is the duration of arc volcanism in each of these basins?   Oblique collisional zones  can result in hinged rift basins.  Are there variations that might indicate the direction of  rift propagation, or rift termination?  Did VMS deposits in the Western Peruvian Trough  and Lancones basin form at the same time?  Are there multiple episodes of VMS  formation?  How does these relate with respect to the precise timing of formation plate  tectonic reorganization in the South Atlantic?  • The Lancones Basin and Western Peruvian Trough are pericratonic arc‐related basins,  but the influence of continental crust is variable as evidenced in the isotopic data for  mafic and felsic volcanic rocks in the Lancones basin.  What are the variations in  continental crust involvement with respect to magmatism along the length of the arc?   Are there both oceanic‐dominated and continental arc‐dominated domains?  Additional  geochemical and isotopic data are required in these other basins to address this issue.  Chapter 6  Page 202    • Extension and rifting of an arc complex are indicated for the Lancones basin, but no  subsequent seafloor spreading is known to have occurred (i.e., absence of mid‐ocean  ridge basalt, or MORB).  The Western Peruvian Trough may have MORB‐type basalt in  upper sections (Atherton et al., 1983), indicating that back‐arc spreading evolved to a  greater degree than in the Lancones Basin.  Otherwise, back‐arc rifting is represented by  alkaline volcanism farther east.  Additional lithogeochemical and isotopic studies are  required to document the petrochemistry of these sequences.  • Why are there no giants in Western Peruvian Trough?  Cerro Lindo is by far the largest  at 42 Mt (Steinmüller, 2000).  Does this suggest something unique about the massive  sulphide forming environment in the Lancones basin segment of the Peruvian marginal  basins?    6.3.3  Globally  • Most VMS tectonic setting classifications are based on volcanic rock compositions, facies  analysis and geochemistry.  The Tambogrande example illustrates that well constrained  plate tectonic models and paleogeographic reconstructions are necessary to fully  appreciate the tectonic setting of many VMS districts.  Are continental margin arc  volcanic settings underestimated in terms of importance in the rock record?  In  deformed terranes are they too often incorrectly interpreted as allocthonous oceanic  arc terranes?  • VMS deposits are often confined to specific time stratigraphic horizons.  The timing  relative to various magmatic and tectonic processes is an area where a better  understanding is required.  Also, the longevity of these systems remains poorly  understood.  Chapter 6  Page 203    • The genesis of giant VMS systems remains enigmatic, with the world’s largest deposits  yielding variable compositions and occurring in various host rocks in different settings  and within rocks of all ages.  Different controls on the genesis of giant deposits have  been demonstrated though much work is required before these criteria can have  practical applications to mineral exploration.        Chapter 6  Page 204    6.4  References  Arculus, R.J., Lapierre, H., and Jaillard, E.  1999.  Geochemical window into subduction and  accretion processes; Raspas metamorphic complex, Ecuador, Geology, 27: 547‐550.    Atherton, M.P., Pitcher, W.S., Warden, V.  1983.  The Mesozoic marginal basin of central Perú.   Nature, 350: 303‐306.    Barker, D. H. N., and Austin, Jr. J. A.  1998.  Rift propagation, detachment faulting, and  associated magmatism in Bransfield Strait, Antarctic Peninsula, Journal of Geophysical  Research,  103(B10): 24,017‐24,043.    Barley, M. E., and Groves, D. I.  1992.  Supercontinent cycles and the distribution of metal  deposits through time.  Geology, 20: 291‐294.    Barragán, R., Babya, P., and Duncan, R.  2005.  Cretaceous alkaline intra‐plate magmatism in the  Ecuadorian Oriente Basin: Geochemical, geochronological and tectonic evidence.  Earth and  Planetary Science Letters, 236: 670‐690.  Barrie, C.T., Cathles, L.M., and Erendi, A.  1999.  Finite element and fluid‐flow computer  simulations of a deep ultramafic sill model for the giant Kidd Creek volcanic‐associated  massive sulphide deposit, Abitibi subprovince.  Economic Geology Monographs, 10: 529‐ 540.  Bleeker, W., Parrish, R.R., and Sager‐Kinsman, A.  1999.  High‐precision U‐Pb geochronology of  the Late Archean Kidd Creek Deposit and Kidd Volcanic Complex.  In The Giant Kidd Creek  Volcanogenic Massive Sulphide Deposit, Western Abitibi Subprovince.  Edited by M.D.  Hannington, and C.T. Barrie.  Economic Geology Monograph 10, pp. 43‐70.  Bosch, D., Gabriele, P., Lapierre, H., Malfere, J., and Jaillard, E.  2002.  Geodynamic significance  of the Raspas metamorphic complex (SW Ecuador); geochemical and isotopic constraints;  Tectonophysics, 345: 83‐102.    Cathles, L. M.  1981.  Fluid flow and genesis of hydrothermal ore deposits.  In Economic  geology; Seventy‐fifth Anniversary Volume; 1905‐1980. Edited by B.J. Skinner. Economic  Geology Publishing Co., pp. 424‐457.  Cathles, L.M.  1983.  An analysis of the hydrothermal system responsible for massive sulfide  deposition in the Hokuroko basin of Japan. In Kuroko and Related Volcanogenic Massive  Sulphide Deposits.  Edited by H. Ohmoto and B.J. Skinner.  Economic Geology Monograph 5,  pp. 439‐487.  Cathles, L.M., Erendi, A.H.J., Barrie, T., Stein, H.J.  1999.  How long can a hydrothermal system  be sustained by a single intrusive event?; A special issue on the timing and duration of  hydrothermal events, Economic Geology and the Bulletin of the Society of Economic  Geologists, 92: 766‐771.  Chapter 6  Page 205    Cobbing, E.J., Pitcher, W.S., Wilson, J.J., Baldock, J.W., Taylor, W.P., McCourt, W., and Snelling,  N.J.  1981.  The geology of the Western Cordillera of Northern Perú.  Institute of Geological  Sciences, Natural Environment Research Council, Overseas Memoir 5, 143 p.    Converse, D.R., Holland, H.D., and Edmond, J.M.  1984.  Flow rates in the axial hot springs of the  East Pacific Rise (21oN): implications for the heat budget and the formation of massive  sulphide deposits.  Earth and Planetary Science Letters, 69: 159‐175.    Couch, R., Whitsett, R., Huehn, B. and Briceno‐Guarupe, L.  1981.  Structures of the continental  margin of Peru and Chile.  Memoirs of the Geological Society of America, 154: 703–726.    Feely, R.A., Massoth, G.J., Trefry, J.H., Baker, E.T., Paulson, A.J., and Lebon, G.T.  1994.   Composition and sedimentation of hydrothermal plume particles from the North Cleft  segment, Juan de Fuca Ridge.  Journal of Geophysical Research, 99: 4985‐5006.    Franklin, J.M.  1995.  Volcanic‐associated massive sulfide base metal: Geological Survey of  Canada, Geology of Canada, no.8, p. 158–183.    Franklin, J.M., Gibson, H.L., Jonasson, I.R., and Galley, A.G.  2005.  Volcanogenic massive sulfide  deposits.  In Economic Geology; one hundredth anniversary volume, 1905‐2005. Edited by  J.W. Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb and J.P. Richards. Society of Economic  Geologists, pp. 523‐560.    Fretzdorff, S., Worthington, T. J., Haase, K.M., Hékinian, R., Franz, L., R. Keller, A., and Stoffers,  P.  2004.  Magmatism in the Bransfield Basin: Rifting of the South Shetland Arc?  Journal of  Geophysical Research, 109, B12208, 19p.    Galley, A.G.  1993.  Semi‐conformable alteration zones in volcanogenic massive sulphide  districts.  Journal of Geochemical Exploration, 48: 175‐200.    Gill, J.E.  1981.  Orogenic Andesites and Plate Tectonics.  Springer Verlag, 390 p.    González‐Casado, J.M., Giner Robles, J.L., López‐Martínez, .J  2000.  Bransfield Basin, Antarctic  Peninsula: Not a normal backarc basin.  Geology: 28, 1043–1046.    Goodfellow, W.D. and Zierenberg, R.A.  1999.  Genesis of massive sulphide deposits at  sediment‐covered spreading centers.  Reviews in Economic Geology, Volume 8, pp. 297‐ 324.    Green, T.H.  1980.  Island arc and continent‐building magmatism; a review of petrogenic models  based on experimental petrology and geochemistry.  Tectonophysics, 63: 367‐385.    Groves, D. I. and Bierlein, F. P.  2007.  Geodynamic settings of mineral deposit systems.   Journal  of the Geological Society, 164: 19‐30.     Chapter 6  Page 206    Hannington, M.D., de Ronde, C.E.J., and Petersen, S.  2005.  Sea‐floor tectonics and submarine  hydrothermal systems.  In 100th Anniversary Volume, 1905‐2005.  Edited by Jeffrey W.  Hedenquist, J.F.H. Thompson, R.J. Goldfarb, and J.P. Richards.  Society of Economic  Geologists, pp. 111‐142.    Hart, T.R., Gibson, H.L., and Lesher, C.M.  2004.  Trace element geochemistry and petrogenesis  of felsic volcanic rocks associated with volcanogenic massive Cu‐Zn‐Pb sulfide deposits.  Economic Geology, 99: 1003‐1013.    Jones, P.R.  1981.  Crustal structures of the Perú continental margin and adjacent Nazca Plate, 9  degrees S latitude. Geological Society of America, Memoir 154, pp. 423–443.    Keller, R.A., Fisk, M.R., Smellie, J.L., Strelin, J.A., Lawver, L.A.  2002.  Geochemistry of back arc  basin volcanism in Bransfield Strait, Antarctica; subducted contributions and along‐axis  variations.  Journal of Geophysical Research, 107: 10.1029/2001, JB000444, 17p.    Large, R.R.  1992.  Australian volcanic‐hosted massive sulfide deposits: Features, styles, and  genetic models.  Economic Geology, 87: 471–510.    Lawver, L. A., Keller, R. A., Fisk, M. R. and Strelin, J.  1995.  Bransfield Strait, Antarctic Peninsula:  Active Extension Behind a Dead Arc.  In Back‐Arc Basins: Tectonics and Magmatism.  Edited  by B. Taylor.  Plenum Publishing Corp., New York, pp. 315–342.    Lentz, D.R.  1998.  Petrogenetic evolution of felsic volcanic sequences associated with  Phanerozoic volcanic‐hosted massive sulphide systems; the role of extensional  geodynamics. Ore Geology Reviews, 12: 289‐327.    Lydon, J.W.  1988.  Volcanogenic massive sulphide deposits, part 2, genetic models; Geoscience  Canada, 15: 43‐65.     Martinez, F., and Taylor, B.  1996.  Fast backarc spreading, rifting, and microplate rotation,  between transform faults in the Manus Basin, Bismarck Sea.  Marine Geophysics Research,  18:  203‐224.    Myers, J.S.  1974.  Cretaceous stratigraphy and structure, Western Andes of Perú between  latitudes 10o‐10o30.  The American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 58: 474‐ 487.    Ohmoto, H.  1996.  Formation of volcanogenic massive sulfide deposits: The Kuroko  perspective.  Ore Geology Reviews, 10: 135‐177.    Piercey, S.J.  2007.  A Review of Regional‐Scale Lithogeochemical Methods in the Exploration for  Volcanogenic Massive Sulfide (VMS) Deposits.  In Proceedings of Exploration 07: Fifth  Decennial International Conference on Mineral Exploration.  Edited by B. Milkereit.   Exploration in the New Millennium , 5th Decennial International Conference on Mineral  Exploration, Toronto, Canada, pp. 223‐246.  Chapter 6  Page 207      Polliand, M., Schaltegger, U., Frank, M. and Fontboté, L.  2005.  Formation of intra‐arc  volcanosedimentary basins in the western flank of the central Peruvian Andes during Late  Cretaceous oblique subduction: field evidence and constraints from U–Pb ages and Hf  isotopes.  International Journal of Earth Sciences, 94: 231‐242.    Scotese, C.R.  1991.  Jurassic and Cretaceous plate tectonic reconstructions.  Palaeogeography,  Palaeoclimatology, Palaeoecology, 87: 493‐501.    Soler, P. and Bonhomme, M.G.  1990.  Relation of magmatic activity to plate dynamics in central  Peru from Late Cretaceous to present.  In Plutonism from Antarctica to Alaska.  Edited by  S.M. Kay and C.W. Rapela.  Geological Society of America Special Paper 241, pp. 173‐192.    Sillitoe, R.H.  1982.  Extensional habitats of rhyolite‐hosted massive sulfide deposits. Geology,  10: 403‐407.    Steinmüller, K., Abad, N.C., and Grant, B.  2000.  Volcanogenic massive sulphide deposits of  Perú.  In VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2., pp. 423‐437.    Swinden, H.S.  1991.  Paleotectonic settings of volcanogenic massive sulphide deposits in the  Dunnage Zone, Newfoundland Appalachians.  Canadian Institute of Mining and Metallurgy  Bulletin, 84: 59‐89.    Swinden, H.S., Jenner, G.A., and Szybinski, Z.A.  1997.  Magmatic and tectonic evolution of the  Cambrian‐Ordovician Laurentian margin of Iapetus; geochemical and isotopic constraints  from the Notre Dame subzone, Newfoundland.  In the nature of magmatism in the  Appalachian orogen.  Edited by K. Sinha, J.B. Whalen, and J.P. Hogan.  Geological Society of  America, Memoir 191, pp. 337‐365.     Taylor, B., and Martinez, F.  2003.  Back‐arc basin basalt systematics.  Earth and Planetary  Science Letters, 210: 481‐497.    Tegart, P., Allen, G., Carstensen, A.  2000.  Regional setting, stratigraphy, alteration and  mineralization of the Tambo Grande VMS district, Piura Department, Northern Perú.  In  VMS Deposits of Latin America.  Edited by R. Sherlock and M.A.V. Logan. Geological  Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Paper No.2. pp. 375‐405.    Vidal, C.E.  1987.  Kuroko‐type deposits in the Middle‐Cretaceous marginal basin of central  Peru.  Economic Geology, 82: 1409‐1430.    Viramonte, J. G., Kay, S. M., Becchio, R., Escayola, M., and Novitski, I.   1999.  Cretaceous rift  related magmatism in central‐western South America.  Journal of South American Earth  Sciences, 12: 109‐121.    Chapter 6  Page 208    Chapter 6  Page 209    Wyman, D.A., Bleeker, W., and Kerrich, R.  1999.  A 2.7 Ga plume, proto‐arc, to arc transition  and the geodynamic setting of the Kidd Creek deposit: evidence from precise ICP MS trace  element data.  In The Giant Kidd Creek volcanogenic massive sulfide deposit, western Abitibi  subprovince.  Edited by M.D. Hannington and T.C. Barrie. Economic Geology, Monograph  10, pp. 525–542.    Appendix A.  U‐Pb Zircon Sample Preparation, Analysis and Additional Data  A.1  Methodology  Zircon was separated from approximately 10‐15 kg of fresh rock material was used of each  sample.  Samples for U‐Pb dating were processed using a Rhino™ jaw crusher, a Bico™ disk  grinder equipped with ceramic grinding plates, and a Wilfley wet shaking table equipped with a  machined Plexiglass top, followed by conventional heavy liquids and magnetic separation using  a Frantz™ magnetic separator.  Samples were hand‐picked using a binocular microscope.    Thermal Ionization Mass Spectrometry (TIMS) U‐Pb analyses were done at the Pacific Centre  for Isotopic and Geochemical Research at the University of British Columbia.  The methodology  for zircon grain selection, abrasion, dissolution, geochemical preparation and mass  spectrometry are described by Mortensen et al. (1995).  All zircon fractions were air abraded  (Krogh, 1982) prior to dissolution to minimize the effects of post‐crystallization Pb‐loss.   Procedural blanks for Pb and U were 2 and 1 pg, respectively.  Analytical data are listed in Table  A1.  Errors attached to individual analyses were calculated using the numerical error  propagation method of Roddick (1987).  Decay constants used are those recommended by  Steiger and Jäger (1975).  Compositions for initial common Pb were taken from the model of  Stacey and Kramer (1975). All errors are given at the 2 sigma level.  Sensitive High Resolution Ion Microprobe ‐ Reverse Geometry (SHRIMP) analysis was carried  out Stanford University, Stanford, California.  All samples were embedded in 25.4 mm epoxy  rounds.  Morphology and internal structure was examined by SEM using both BSE imaging and  cathodoluminescence to view polished grain mounts (Fig. A1).  Data is presented in table A2.  Appendix A    Page 210   Table A1.  U‐Pb zircon analytical data obtained using ID‐TIMS method.     Sample  Description 1    Wt  (mg)  U  (ppm)  Pb 2   (ppm)  206Pb/204Pb  (meas.) 3   total  common  Pb (pg)  %  208Pb 2  206Pb/238U 4   (± % 1σ )  207Pb/235U 4   (± % 1σ )  207Pb/206Pb 4   (± % 1σ )  206Pb/238U age  (Ma; ± % 2 σ)  207Pb/206Pb age  (Ma; ± % 2σ )  Sample 99TG‐1  A: N2,+74  B: N2,+74  C: N2,+74  D: N2,+74  E: N2,+74  0.021  0.023  0.024  0.023  0.039  334  270  271  98  231  5.5  4.3  4.5  1.6  3.7  1653  909  385  624  1006  4  7  17  4  9  13.9  12.5  14.0  13.9  12.9  0.01567(0.23)  0.01553(0.42)  0.01587(0.22)  0.01566(0.38)  0.01569(0.16)  0.1043(0.50)  0.1028(0.57)  0.1090(0.73)  0.1085(1.24)  0.1040(1.00)  0.04826(0.42)  0.04799(0.66)  0.049840.62)  0.05029(1.17)  0.04805(0.96)  100.2(0.5)  99.3(0.8)  101.5(0.4)  100.2(0.8)  100.4(0.3)  112.0(20.0)  98.8(31.1)  187.4(28.9)  208.4(54.3)  101.8(45.6)  Sample LW‐010  A: N1,74‐104  C: N1,‐74  D: N1,‐74  E: N1,‐74  0.032  0.027  0.028  0.032  280  404  295  294  4.4  6.5  4.7  4.6  843  570  698  749  10  18  11  12  13.1  14.7  14.2  13.8  0.01514(0.13)  0.01518(0.15)  0.01516(0.13)  0.01510(0.12)  0.1001(0.68)  0.1004(1.50)  0.1002(1.03)  0.0998(0.57)  0.04795(0.62)  0.04797(1.43)  0.04796(0.98)  0.04794(0.51)  96.9(0.3)  97.1(0.3)  97.0(0.3)  96.6(0.2)  96.8(29.5)  97.5(67.9)  97.3(46.2)  96.5(24.2)  Sample LW‐077  A: N2,+74  B: N2,‐74  C: N2,‐74  D: N2,‐74  E: N2,‐74  F: N2,‐74  0.043  0.018  0.048  0.053  0.068  0.055  294  371  334  361  443  401  4.4  6.0  5.2  5.6  6.8  6.1  459  336  1139  405  642  915  25  19  13  44  42  22  14.2  16.7  15.1  14.8  15.1  14.6  0.01422(0.22)  0.01483(0.26)  0.01457(0.19)  0.01470(0.18)  0.01442(0.13)  0.01452(0.12)  0.0938(2.30)  0.0974(0.87)  0.0961(0.37)  0.0972(1.29)  0.0952(1.33)  0.0958(0.78)  0.04783(2.19)  0.04764(0.75)  0.04781(0.29)  0.04795(1.21)  0.04788(1.27)  0.04786(0.74)  91.1(0.4)  94.9(0.5)  93.3(0.4)  94.1(0.3)  92.3(0.2)  92.9(0.2)  91.0(105.5)  81.5(35.6)  89.8(13.4)  96.6(57.2)  93.3(60.6)  92.4(35.0)  Sample LW‐086  A: N2,+74  B: N2,+74  C: N2,+74  D: N2,+104  E: N2,+74  F: N2,+74  0.044  0.043  0.058  0.048  0.015  0.017  531  441  432  306  631  392  8.6  7.3  7.0  4.9  10.3  6.3  1189  1750  1274  1150  825  318  19  10  19  12  11  20  14.9  15.1  13.9  11.3  15.1  15.4  0.01534(0.13)  0.01553(0.13)  0.01551(0.14)  0.01562(0.13)  0.01540(0.28)  0.01502(0.24)  0.1034(0.86)  0.1027(0.60)  0.1027(0.81)  0.1053(0.31)  0.1013(0.61)  0.0993(2.91)  0.04889(0.82)  0.04794(0.56)  0.04802(0.77)  0.04888(0.24)  0.04771(0.50)  0.04795(2.79)  98.1(0.3)  99.3(0.3)  99.2(0.3)  99.9(0.3)  98.5(0.5)  96.1(0.5)  142.7(38.3)  96.5(26.4)  100.1(36.2)  141.9(11.4)  84.8(23.8)  96.7(132.4)  Sample LW‐151  A: N2,+74  B: N2,+104  C: N2,<74  0.018  0.052  0.060  489  486  303  10.8  5.8  19.0  2583  1417  1005  4  13  67  14.2  13.7  11.0  0.02069(0.19)  0.01147(0.18)  0.05982(0.14)  0.1808(0.29)  0.0785(0.39)  0.7176(0.28)  0.06337(0.21)  0.04963(0.33)  0.08700(0.20)  132.0(0.5)  73.5(0.3)  374.5(1.0)  720.8(8.8)  177.5(15.2)  1360.5(7.6)    1  N1,N2 = non‐magnetic at n degrees side slope on Frantz magnetic separator; grain size given in microns.  2  radiogenic Pb; corrected for blank, initial common Pb, and spike  3  corrected for spike and fractionation  4  corrected for blank Pb and U, and common Pb      Appendix A              Page 211   Table A2.  U‐Pb zircon analytical data obtained using the SHRIMP‐RG method.  Spot  Name  Meas  204Pb/  206Pb  %  err  Meas  207Pb/  206Pb  %  err  Meas  208Pb /  206Pb  %  err  Th  ppm  U  ppm  232Th /238U  Corr  206Pb /238U  %  err  Rad  206Pb  (ppm)  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  207Pb  /206Pb  %  err  204  corr  207Pb /235U  %  err  204  corr  206Pb /238U  %  err  err  corr  TG1‐136 ‐ dacite pebble breccias  1.1*  0.001146  65  .053  6.2  .082  8.9  39  129  0.26  .016  2.1  2.1  100.9  2.1  .0358  33.5  0.08  33.6  .0156  2.4  .073  2.1*  0.000000  0  .049  3.8  .168  3.0  158  287  0.50  .016  1.3  4.4  100.1  1.4  .0489  3.8  0.11  4.1  .0157  1.3  .330  3.1*  0.000453  47  .049  4.3  .152  3.6  117  227  0.46  .016  1.5  3.6  99.8  1.5  .0424  9.3  0.09  9.4  .0155  1.5  .163  4.1  0.000000  0  .050  4.6  .141  3.9  102  208  0.43  .017  1.6  3.5  106.4  1.7  .0500  4.6  0.11  4.8  .0167  1.6  .321  5.1  0.000071  52  .050  1.7  .246  1.0  1521  1807  0.76  .016  0.7  29.3  104.8  0.8  .0494  2.1  0.11  2.2  .0164  0.7  .334  6.1  0.000000  0  .051  3.2  .263  1.8  690  771  0.79  .016  1.4  12.5  103.1  1.5  .0506  3.2  0.11  3.5  .0162  1.4  .404  7.1  0.000574  55  .049  5.6  .200  2.6  218  329  0.58  .017  1.1  5.6  106.5  1.2  .0408  13.8  0.09  13.8  .0165  1.2  .090  8.1*  0.000000  0  .058  4.7  .140  3.8  110  228  0.43  .018  1.3  4.0  111.6  1.5  .0577  4.7  0.14  4.9  .0176  1.3  .271  9.1  0.000120  49  .050  2.7  .228  1.6  611  769  0.70  .016  0.9  12.6  104.1  0.9  .0487  3.3  0.11  3.5  .0163  0.9  .256  10.1  0.000291  49  .051  4.2  .148  3.1  153  309  0.44  .017  1.7  5.3  108.4  1.8  .0469  6.6  0.11  6.8  .0169  1.7  .247  11.1  0.000000  0  .045  5.3  .114  4.9  88  232  0.34  .016  1.4  3.7  102.0  1.5  .0452  5.3  0.10  5.5  .0159  1.4  .261  12.1  0.000703  56  .049  5.0  .141  7.7  119  253  0.42  .016  1.3  4.2  104.6  1.4  .0386  17.1  0.09  17.2  .0162  1.5  .086                                                                  LW‐016 ‐ rhyolite quartz porphyry dyke  1 64  .048  4.6  .215  2.9  127  197  0.66  .016  1.2  2.8  105.1  1.3  .0522  7.1  0.12  7.2  .0165  1.3  .175  2*  0.000329  38  .048  2.9  .283  1.7  417  495  0.87  .017  0.7  7.1  106.9  0.8  .0436  5.4  0.10  5.5  .0166  0.8  .142  3  0.000922  27  .067  3.8  .225  2.8  133  237  0.58  .016  1.1  3.3  101.1  1.2  .0536  8.5  0.12  8.6  .0159  1.2  .141  4  0.000127  40  .050  3.1  .338  1.7  483  483  1.03  .016  0.8  6.8  104.2  0.9  .0482  3.6  0.11  3.7  .0163  0.8  .221  5 63  .067  6.9  .231  4.9  43  86  0.52  .017  2.0  1.2  103.8  2.1  .0782  10.5  0.18  10.7  .0168  2.1  .200  6  0.000377  39  .052  4.7  .181  3.4  113  213  0.55  .016  1.2  3.0  103.0  1.3  .0466  7.1  0.10  7.2  .0161  1.3  .176  7  0.000523  40  .049  4.5  .190  3.2  143  251  0.59  .016  1.2  3.5  104.4  1.2  .0416  9.3  0.09  9.4  .0162  1.2  .130  8 3  .049  5.8  .249  3.5  139  179  0.80  .016  1.5  2.5  102.9  1.5  .0582  4.9  0.13  5.1  .0163  1.5  .284  9  0.000407  30  .048  3.2  .356  2.0  512  480  1.10  .016  1.0  6.7  103.4  1.0  .0418  5.8  0.09  5.9  .0160  1.0  .167  10*  0.000000  0  .050  2.3  .414  1.1  1219  986  1.28  .017  0.6  14.2  107.0  0.6  .0496  2.3  0.11  2.3  .0168  0.6  .250  11 61  .049  12.8  .147  8.5  24  57  0.43  .016  2.7  0.8  100.6  2.8  .0498  12.5  0.11  12.8  .0158  2.7  .212  12 2  .049  4.7  .265  2.8  253  326  0.80  .016  1.2  4.4  101.0  1.2  .0553  4.1  0.12  4.3  .0159  1.2  .274      Appendix A              Page 212   Table A2 continued.      Meas  204Pb/  206Pb  %  err  Meas  207Pb/  206Pb  %  err  Meas  208Pb /  206Pb  %  err  Th  ppm  U  ppm  232Th  /238U  Corr  206Pb  /238U  %  err  Rad  206Pb  (ppm)  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  207Pb  /206Pb  %  err  204  corr  207Pb  /235U  %  err  204  corr  206Pb  /238U  %  err  err  corr  LW‐013 ‐ rhyolite quartz porphyry dyke  1  0.000982  16  .048  4.3  .089  5.3  52  198  0.27  .015  1.5  2.6  96.6  1.4  .0334  11.0  0.07  11.1  .0148  1.5  .135  2a  0.000758  34  .047  3.0  .174  2.9  185  358  0.53  .016  1.1  4.9  102.4  1.2  .0352  12.4  0.08  12.4  .0158  1.2  .098  2b  0.000661  38  .050  3.0  .155  3.2  150  343  0.45  .015  1.1  4.5  97.8  1.1  .0404  10.5  0.08  10.5  .0151  1.2  .116  3*  0.001972  16  .051  4.5  .151  4.0  107  268  0.41  .017  1.4  3.9  106.5  1.6  .0209  32.2  0.05  32.3  .0161  1.6  .048  4  0.000201  67  .046  4.0  .091  5.2  57  198  0.30  .015  1.5  2.6  98.4  1.5  .0430  6.4  0.09  6.6  .0153  1.5  .231  5  0.000457  69  .046  2.8  .191  3.8  235  410  0.59  .016  1.2  5.5  100.7  1.2  .0396  12.6  0.09  12.7  .0156  1.3  .104  6                                                                              108  .049  1.7  .171  2.1  590  1160  0.53  .016  0.6  15.5  99.5  0.6  .0493  1.9  0.11  2.0  .0156  0.6  .318  7  0.012278  9  .235  3.9  .601  4.5  120  273  0.46  .020  1.1  4.7  98.5  4.0  .0566  65.8  0.12  65.8  .0156  2.8  .042  8* 42  .050  6.2  .135  4.5  74  198  0.39  .017  1.7  2.9  110.5  1.9  .0657  11.5  0.16  11.7  .0177  1.9  .164  9  0.001503  30  .048  3.7  .164  3.8  117  246  0.49  .016  1.4  3.5  104.6  1.5  .0253  31.0  0.06  31.0  .0159  1.6  .053  10  0.001397  28  .050  3.1  .201  2.9  168  307  0.56  .016  1.2  4.1  99.3  1.2  .0289  23.3  0.06  23.3  .0152  1.4  .059  11*  0.003831  24  .066  3.5  .156  4.7  124  274  0.47  .017  1.5  4.1  108.5  1.7 .0162  2.3 LW‐078 ‐ rhyolite boulder volcaniclastic  1*  0.000814  32  .050  4.6  .140  3.7  89  216  0.43  .015  1.2  2.8  95.4  1.2  .0374  12.5  0.08  12.6  .0147  1.3  .103  2  0.000802  27  .046  6.3  .090  6.0  34  125  0.28  .016  1.6  1.7  100.4  1.6  .0342  13.2  0.07  13.3  .0154  1.6  .122  3 56  .052  5.9  .128  5.1  47  150  0.32  .016  1.5  2.0  99.9  1.6  .0666  13.2  0.15  13.3  .0160  1.8  .138  4  0.000860  26  .058  4.9  .139  4.3  55  170  0.33  .016  1.4  2.3  98.4  1.4  .0450  10.1  0.10  10.2  .0153  1.4  .141  5 2  .051  6.4  .095  6.1  36  125  0.29  .016  1.6  1.7  99.4  1.7  .0543  5.9  0.12  6.2  .0157  1.6  .265  6  0.000416  67  .049  4.7  .128  3.9  77  214  0.37  .015  1.2  2.8  96.5  1.2  .0429  11.1  0.09  11.2  .0150  1.3  .118  7  0.000180  65  .048  3.6  .155  2.7  149  336  0.46  .016  0.9  4.5  100.5  0.9  .0450  5.5  0.10  5.5  .0157  0.9  .171  8  0.000032  1278  .059  6.3  .089  6.8  23  109  0.22  .015  1.7  1.4  97.6  1.7  .0585  11.9  0.12  12.1  .0155  1.9  .155  9  0.000418  47  .049  3.9  .133  3.2  114  287  0.41  .016  1.0  3.8  99.7  1.0  .0428  8.3  0.09  8.4  .0155  1.1  .129  10  0.000990  44  .050  5.2  .144  4.1  67  161  0.43  .016  1.4  2.1  99.0  1.4  .0348  20.8  0.07  20.8  .0152  1.6  .076  11 46  .049  2.6  .177  1.9  344  647  0.55  .015  0.7  8.6  98.4  0.7  .0511  3.0  0.11  3.1  .0154  0.7  .222  12  0.001679  23  .054  7.5  .104  9.4  21  73  0.29  .015  2.0  1.0  96.9  2.0  .0291  25.7  0.06  25.8  .0148  2.1  .082        Appendix A              Page 213   Table A2 continued.  Spot  Name  Meas  204Pb/  206Pb  %  err  Meas  207Pb/  206Pb  %  err  Meas  208Pb /  206Pb  %  err  Th  ppm  U  ppm  232Th  /238U  Corr  206Pb  /238U  %  err  Rad  206Pb  (ppm)  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  207Pb  /206Pb  %  err  204  corr  207Pb  /235U  %  err  204  corr  206Pb  /238U  %  err  err  corr  LW‐043 ‐ rhyolite quartz‐feldspar porphyry dyke  1*  0.001361  89  .047  12.0  .164  8.4  37  90  0.42  .007  2.7  0.5  43.7  1.2  .0262  74.9  0.02  75.0  .0066  3.5  .046  2  0.000407  37  .050  2.9  .057  2.7  169  1071  0.16  .014  0.6  13.3  92.3  0.5  .0435  6.2  0.09  6.3  .0143  0.6  .100  3  0.000078  96  .048  2.3  .053  2.9  173  1109  0.16  .014  0.6  13.7  92.0  0.5  .0467  3.3  0.09  3.4  .0144  0.6  .177  4  0.000215  53  .049  2.3  .054  2.9  177  1087  0.17  .014  0.6  13.2  90.5  0.5  .0462  4.5  0.09  4.5  .0141  0.6  .139  5  0.000052  211  .047  3.6  .181  2.5  198  377  0.54  .014  0.9  4.6  90.5  0.8  .0466  5.0  0.09  5.1  .0141  0.9  .180  6  0.001839  40  .077  12.3  .464  5.6  426  422  1.04  .015  1.0  5.5  93.1  1.5  .0505  29.8  0.10  29.8  .0146  1.7  .058  7*  0.000596  51  .053  4.1  .211  2.8  344  546  0.65  .007  1.0  3.5  47.0  0.5  .0440  11.5  0.04  11.6  .0073  1.2  .101  8                                  91  .050  2.1  .054  2.7  174  1144  0.16  .014  0.6  14.2  91.9  0.5  .0518  3.6  0.10  3.7  .0144  0.6  .159  9*  0.000259  46  .050  1.8  .077  2.3  342  1586  0.22  .015  0.5  20.3  95.2  0.5  .0459  4.3  0.09  4.4  .0148  0.6  .132  10 2  .047  3.9  .150  2.9  149  347  0.44  .014  1.0  4.2  89.5  0.9  .0525  3.5  0.10  3.7  .0141  1.0  .266  11  0.000077  40  .049  2.4  .049  3.2  98  744  0.14  .014  0.6  8.9  89.0  0.6  .0480  2.7  0.09  2.8  .0139  0.6  .230  12  0.001341  45  .046  6.0  .129  4.8  52  149  0.36  .014  1.5  1.8  91.0  1.4  .0257  38.1  0.05  38.1  .0138  1.8  .048    LW‐066 ‐ quartz porphyritic rhyolite breccias  1 1  .128  2.7  .218  2.2  109  545  0.44  .195  0.7  43.1  1079.8  12.5  .1276  2.7  3.44  2.7  .1953  0.7  .238  2  0.003032  31  .091  3.5  .223  3.4  74  1484  0.33  .016  1.2  3.2  99.6  1.4  .0464  35.0  0.10  35.1  .0155  2.2  .062  3  0.000481  48  .055  3.9  .143  3.7  127  710  0.40  .016  1.1  4.4  99.8  1.1  .0482  8.7  0.10  8.7  .0156  1.1  .131  4 4  .045  10.0  .182  7.4  142  4113  0.56  .004  2.2  0.8  24.1  0.5  .0561  8.4  0.03  8.7  .0038  2.2  .251  5  0.002298  31  .050  6.8  .213  5.2  416  264  0.60  .002  1.6  1.4  14.4  0.2  .0147  86.7  0.00  86.8  .0022  2.1  .024  6  0.000029  67  .115  1.2  .607  1.1  149  230  2.09  .342  1.0  21.7  1899.8  20.3  .1150  1.2  5.43  1.6  .3421  1.0  .648  7 51  .049  10.4  .150  8.9  241  328  0.46  .002  2.3  0.8  10.4  0.2  .0962  24.8  0.02  25.1  .0017  3.7  .149  8  0.001324  24  .065  2.5  .157  3.1  1487  29  0.37  .002  0.7  8.2  14.6  0.1  .0456  12.8  0.01  12.8  .0023  0.9  .072  9  0.000013  606  .097  1.5  .041  3.5  9  257  0.14  .273  1.1  15.5  1554.4  16.8  .0969  1.9  3.65  2.2  .2729  1.1  .501  10  0.001595  25  .095  2.7  .166  3.1  12  66  0.42  .193  1.6  4.8  1114.5  18.4  .0722  10.0  1.87  10.1  .1876  1.8  .179  11  0.004730  22  .089  3.7  .283  3.2  739  74  0.51  .002  1.1  2.7  13.0  0.2 .0019  2.4       Appendix A              Page 214   Appendix A              Page 215    Table A2 continued.  Spot  Name  Meas  204Pb/  206Pb  %  err  Meas  207Pb/  206Pb  %  err  Meas  208Pb/  206Pb  %  err  Th ppm  U ppm  232Th /238U  Corr  206Pb /238U  %  err  Rad  206Pb  (ppm)  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  207Pb  /206Pb  %  err  204  corr  207Pb /235U  %  err  204  corr  206Pb /238U  %  err  err  corr  LW‐026  1  0.000175  71  .063  2.6  .265  2.1  172  523  0.84  .100  0.7  18.2  614.4  4.2  .0607  4.1  0.84  4.1  .1001  0.7  .172  2  0.000043  35  .073  1.1  .002  9.5  3  495  0.01  .158  0.7  55.0  942.7  6.1  .0727  1.2  1.58  1.4  .1579  0.7  .483  3  0.000016  67  .161  4.7  .103  1.4  47  207  0.32  .454  1.1  59.4  2395.7  41.7  .1609  4.7  10.08  4.8  .4543  1.1  .229  4  0.000085  41  .050  2.6  .251  1.8  334  716  0.76  .030  0.7  11.7  191.6  1.4  .0487  2.9  0.20  3.0  .0301  0.7  .247  5  0.000016  3231  .052  10.0  .141  7.2  191  452  0.40  .004  1.6  1.7  25.8  0.4  .0515  18.0  0.03  18.1  .0040  1.8  .102  6  0.000140  48  .051  2.2  .234  1.6  292  393  0.77  .045  0.7  15.3  284.7  1.9  .0494  3.1  0.31  3.2  .0450  0.7  .214  7  0.000094  41  .071  1.2  .100  1.5  95  211  0.32  .151  0.6  39.9  906.6  5.1  .0692  1.4  1.44  1.6  .1510  0.6  .373  8                                                                            4  .050  7.9  .139  7.7  83  307  0.41  .007  1.9  1.3  47.2  0.9  .0677  6.8  0.07  7.0  .0075  1.9  .265  9  0.001478  28  .052  3.1  .177  2.6  349  405  0.50  .014  0.8  8.9  92.2  0.8  .0294  24.6  0.06  24.6  .0141  1.1  .045  10  0.000047  46  .080  0.9  .124  1.1  115  294  0.40  .196  0.6  49.4  1149.6  6.3  .0792  1.0  2.13  1.2  .1955  0.6  .472  11 4  .052  9.5  .175  7.9  241  152  0.48  .002  2.2  0.8  11.8  0.3  .0958  8.0  0.03  8.3  .0019  2.2  .266          LW‐033 ‐quartz‐feldspar porphyritic rhyolite dyke  1.1  0.000267  47  .047  3.8  .075  4.6  364  2097  0.23  .003  0.9  4.9  21.8  0.2  .0433  6.1  0.02  6.2  .0034  0.9  .148  1.1  0.000302  17  .183  0.6  .142  1.9  94  475  0.57  .485  0.7  70.7  2490.6  24.2  .1794  0.8  11.94  1.1  .4827  0.7  .676  2  0.000082  52  .082  1.1  .139  1.3  86  1671  0.45  .199  0.7  33.9  1167.5  7.6  .0804  1.4  2.21  1.6  .1989  0.7  .431  4  0.000883  43  .052  5.1  .126  5.1  727  98  0.36  .001  1.3  2.5  9.0  0.1  .0393  16.7  0.01  16.8  .0014  1.4  .086  5  0.005973  32  .086  9.2  .183  5.9  30  3219  0.32  .016  1.9  1.4  98.2  2.2 .0144  4.3 6  0.033547  8  .480  3.1  1.264  3.9  365  1689  0.79  .008  1.2  3.1  22.8  3.3 .0030  15.6 7  0.000056  49  .083  0.7  .091  1.2  154  1533  0.30  .218  0.4  99.6  1271.5  5.3  .0820  0.8  2.46  1.0  .2177  0.4  .447  10  0.000037  78  .051  1.1  .020  2.7  94  156  0.06  .037  0.3  48.7  234.0  0.8  .0505  1.4  0.26  1.5  .0369  0.3  .235  11  0.003089  5  .093  2.9  .122  6.1  314  98  0.10  .030  0.3  82.7  179.9  1.5  .0479  15.7  0.19  15.8  .0282  0.5  .033  12  0.000089  16  .052  1.2  .018  3.1  82  198  0.05  .036  0.3  51.8  225.8  0.8  .0507  1.3  0.25  1.4  .0357  0.3  .250  13  0.000091  35  .129  0.7  .192  0.9  132  532  0.57  .252  0.5  52.3  1378.0  12.1  .1280  0.8  4.44  1.0  .2513  0.5  .551  14 1  .060  2.5  .053  4.0  15  242  0.16  .097  1.0  8.1  596.5  5.9  .0618  2.5  0.83  2.7  .0972  1.0  .372  15  0.000128  86  .057  2.5  .206  2.0  99  170  0.66  .066  0.9  8.8  410.3  3.6  .0554  3.9  0.50  4.0  .0658  0.9  .223     Figure A1.  SEM Cathodoluminesence images of zircons showing location of spot analyses for  SHRIMP‐RG data.    Appendix A    Page 216   Appendix A    Page 217  A.2  Additional U‐Pb Zircon Geochronologic Data  Sensitive High Resolution Ion Microprobe ‐ Reverse Geometry (SHRIMP‐RG) data are  provided here for 4 samples not reported elsewhere in the thesis.   Two samples, LW‐30 and  LW‐31, were collected by the author in the Amotape range to the west of the main study area  (refer to Fig. A2; locations and sample descriptions are given in table A3).  Samples 1601 and  3763 were provided to the author by personnel working for BHP Billiton and represent  mineralized porphyry Cu type occurrences within the Lancones basin.  Sample 3763, the  Chancadora porphyry prospect, is within the study area whereas 1601, the Linderos porphyry  prospect, is located in Ecuador.  No detailed description was available for these units, though  the Linderos porphyry prospect has been referred to with respect to a lead isotope study by  Chiaradia et al. (2004).  A.3  Results   Sample 3763, a granodiorite porphyry, yielded a weighted mean 206Pb/238U age of 78.7 ± 1.4  Ma (MSWD=3.2), based on 11 analyses and one rejected analyses (Fig. A3).  Sample 1601, also a  granodiorite porphyry, yield a weighted mean 206Pb/238U age of 88.1 ± 1.4 Ma (MSWD=8.5)  based on 11 single grain analyses (Fig. A4).  The 78.7 Ma age determined for sample 3763 is  broadly similar to a few of the Ar‐Ar ages determined for granitic rocks in the regions (Appendix  B).  However, the older age determined for sample 1601 is slightly younger than the youngest  of the volcanic rocks dated in the Lancones basin (Chap. 2).  Samples from the Amotape range represent basement rocks of the northwest Peruvian  margin.  Though most of the 19 analyses of zircons from sample LW‐30 yielded a highly  scattered range of 206Pb/238U ages representing Paleozoic and Proterozoic inheritance, 8  analyses form a relatively tight cluster and give a weighted mean 206Pb/238U age of 230.2 ± 2.9  Ma (MSWD=65; Fig. A5).  This age is in very good agreement with Middle to Late Triassic U‐Pb  ages reported from the northernmost part of the Amotape range in Ecuador (Noble et al.,  1997).  Sample LW‐31 yields an abundance of Proterozoic inherited zircons, though three  analyses cluster ca. 230 Ma (Fig. A6).  A few samples display probable Pb loss and no age has  been calculated for this sample.       Table A3. Description of additional rock samples for U‐Pb zircon analysis (not included in the Chapters).    ID  Eas Northi g ul   y   method sUTM  ting  UTM  n   Calc ated  age +/‐ error (Ma)  Description Anal tical   CommentSample        3763  556 7   7 +/ a   rphyr   r i " . I Py d     o 1601  601 2   8 +/   r y o t r i . I ab a zirco LW‐030  504 3   2   2 + r blende g g e a o / . I abunda zirco LW‐031  484306  2   n determined i ‐ e   it I abunda zirco 970  94 4559 8.6  ‐ 1.9  "Chanc dora G anod oritic veining   176  95 8120 7.5  ‐1.6 "Linderos Po G anod oritic veining   492  94 0344 29.8 +/‐  .9  Biotite  /‐ho coarse  rain w  some xen 94 6178 ot    Muscovite‐b grained gran Po y" prospect.    porphyry with  A"  SHR MP phyr " pr spec .    porphyry with  SHR MP n ‐bearin   d meta‐gr nodi rite  oliths   SHR MP otite bearing m d‐ e  SHR MP rite floate  off; a few very fine  grained zirc ns  und nt  ns. nt  ns nt  ns Appendix A            Page 218   Table A4.  U‐Pb zircon data from SHRIMP‐RG analysis.  Sp Na Meas  04P 206P % err Meas  Pb/  % Meas  err  ppm  U  ppm  232Th /238U  Corr  206Pb /238U  err Rad  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  / Pb    err  204  corr  207Pb  /235U  %  err  204  corr  206Pb /238U  %  err  err  corr  ot  me  2 b/  b      207 206Pb    err  208Pb/  206Pb  %  Th  %    206Pb  (ppm)  207Pb  206 % 37 3 ‐ "C  Porphyry" prospect.   anodioritic porphyry with "A" veining. 6 hancadora Gr 1  0.00     2.8   9  8.9  .0124  2.8  .315  2  0.001592  35  .052  6.7  .213  13  1.7  1.2  282  34.0  0.05  34.1  .0122  2.0  .059  3  0.000898  40  .051  8.3  .137  24  76  0.33  .012  2.1  0.8  78.0  1.7  .0378  18.5  0.06  18.7  .0120  2.2  .119  4  0.00 4   .012  2.0   9  37.5  0.05  37.6  .0120  2.3  .062  5  0.000657  33  .053  3.2  .115  .012  0.8  6.2  76.2  0.6  .0430  8.6  0.07  8.6  .0118  0.9  .105  6  0.001168  43  .057  6.4  .127  36  112  0.33  .013  2.0  1.2  81.3  1.7  .0391  21.8  0.07  21.9  .0126  2.2  .102  7      3  1.2     7.2  0.08  7.3  .0126  1.2  .168  8  ‐0.000647  54  .051  .082    1.1  3.4  80.6  0.9  .0604  9.1  0.11  9.1  .0128  1.2  .134  9  00 6   .102  13  1.7   93  40.9  0.05  41.0  .0123  2.2  .054  10  0.000778  21  .050  271  0.27  .012  1.1  2.9  78.4  0.9  .0381  9.0  0.06  9.1  .0121  1.2  .128  11  0.000005  7280  .050  4.6  .180  3.2  134  258  0.54  .013  1.2  2.9  83.6  1.0  .0500  11.1  0.09  11.2  .0131  1.3  .118  1601 ‐ "Linderos Porphyry" prospect.  Granodioritic porphyry with veining.  1  0.002663  48  .054  9.2  .079  10.2  11  52  0.22  .014  2.5  0.6  86.1  2.2          .0129  3.5    2  0.001124  67  .053  7.9  .083  8.4  13  71  0.19  .014  2.1  0.9  90.5  2.0  .0362  33.9  0.07  34.0  .0139  2.5  .074  3  0.000000  0  .054  6.0  .076  6.6  24  125  0.20  .014  1.6  1.5  87.2  1.4  .0543  6.0  0.10  6.3  .0137  1.6  .258  4  ‐0.000769  3  .048  6.2  .066  6.8  26  138  0.19  .014  1.5  1.6  87.9  1.4  .0594  5.1  0.11  5.3  .0139  1.5  .285  5  0.001286  66  .048  8.4  .101  7.9  16  69  0.24  .013  2.1  0.8  84.4  1.8  .0291  47.4  0.05  47.5  .0129  2.6  .056  6  0.000946  72  .048  6.7  .076  7.0  25  113  0.23  .014  1.7  1.4  91.8  1.6  .0336  32.4  0.07  32.4  .0141  2.1  .064  7  0.000000  0  .057  7.3  .073  8.9  16  80  0.20  .014  2.0  0.9  85.9  1.8  .0572  7.3  0.11  7.6  .0136  2.0  .265  8  0.001973  26  .049  8.0  .093  7.8  18  72  0.26  .014  2.1  0.9  91.2  1.9  .0188  48.8  0.04  48.9  .0138  2.3  .047  9  0.000717  41  .050  4.0  .214  5.8  173  279  0.64  .014  1.0  3.4  89.4  0.9  .0390  12.6  0.07  12.6  .0138  1.2  .093  10  ‐0.000381  50  .051  5.0  .093  5.0  51  187  0.28  .014  1.3  2.2  87.4  1.2  .0570  6.6  0.11  6.8  .0138  1.3  .199  11  0.001837  41  .047  5.2  .083  5.7  37  172  0.22  .013  1.3  2.0  86.3  1.2  .0190  64.4  0.03  64.5  .0130  1.9  .030    0000  0  .053 8.4  .124  7.8  19  62  0.31  .012 4.5  66  114  0.60  .0 6.8    0.7 79.1  2.2  .0528  8.4  0.0 79.8  1.4  .0 1547  1  .052 7.7  .216  5.2  46  83  0.57  2.9  241  604  0.41  5.9    0.9 78.5  1.6  .028 0.000359  41  .050 4.7  .123 4.1  5.3  84  238  0.36  .01 4.2  69  315  0.23  .013   2.6 80.7  1.0  .0448 0. 1194  2  .047 7.0  4.4  .094  9.0  30  112  0.27  .0 4.3  70    1.2 80.7  1.4  .02 Appendix A            Page 219   Table A4 continued.    206 206 206 238 238 206 235 Corr  206Pb / U  %  err  Rad  206Pb  (ppm)  207  corr  206Pb  /238U  Age  1σ  err  204  corr  207Pb  / Pb  %  err  204  corr  207Pb  / U  204  corr  206Pb /238U  Meas  204Pb/  Pb  Meas  207Pb/  Pb  %  err  Meas  208Pb/  Pb  232Th / U  Spot  Name  %  err  %  err  Th  ppm  U  ppm  %  err  %  err  err  corr  LW‐30 ‐ Biotite +/‐hornblende‐bearing coarse grained meta‐granodiorite w/ some xenoliths  1  0.000151  32  .054  1.2  .024  2.9  81  1 4 2 1 8 23 4 2 1 7 2 1 5 2 2 6 20 1 5 2 1 1 2 4 2 1 2 0.25  .128  0.4  73.4  771.3  3.7  .0685  2.3  1.21  2.4  .1277  0.4  .189  3  1 2 2 4 .0593  1.6  0.65  1.7  4  1 10 5  3 1 3 5 6  2 1 5 7  1 1 4 8  1 10 1 9  1 2 5 4 520  41  0.06  .037  0.4  5.7  32.8  0.9  .0515  1.9  0.26  2.0  .0368  0.4  .189  2  0.000184  51  .069  2.5  .221  2.2  45  0.68  .134  1.2  7.9  09.3  9.5  .0667  3.4  1.23  3.6  .1339  1.2  .338  3  0.000024  41  .050  1.2  .018  3.0  78  32  0.05  0.4  8.6  35.5  1.0  .0499  1.3  0.26  1.3  .0372  0.4  .313 .037  4  0.000068  22  .051  1.1  .018  2.7  177  8 737  66  0.08  .036  0.3  1.8  27.1  0.8  .0497  1.2  0.25  1.3  .0358  0.3  .258  5  0.000217  22  .051  1.0  .007  4.2  54  0.03  .036  0.3  8.1  29.3  0.7  .0479  2.1  0.24  2.1  .0361  0.3  .147  6  0.000034  39  .062  1.3  .024  3.2  26  587  0.08  .103  0.6  8.8  28.8  3.5  .0614  1.4  0.87  1.5  .1026  0.6  .374  7  0.000001  78  .052  1.1  .015  3.0  80  324  0.05  .036  0.3  3.5  26.7  0.7  .0516  1.2  0.25  1.2  .0358  0.3  .262  8  0.000152  21  .051  1.9  .058  2.7  03  528  0.18  .036  0.6  8.2  28.3  1.3  .0490  2.3  0.24  2.4  .0360  0.6  .242  9  0.000090  38  .051  1.3  .019  3.1  88  366  0.07  .037  0.4  2.3  35.4  0.9  .0493  1.7  0.25  1.7  .0371  0.4  .225  20  0.000085  14  .051  1.9  .020  4.6  32  .279 305  0.06  .036  0.6  6.4  28.8  1.3  .0496  2.0  0.25  2.1  .0361  0.6  21  0.000107  42  .054  1.5  .056  2.7  50  210  0.14  .055  0.7  17.4  347.1  2.4  .0528  2.0  0.40  2.2  .0553  0.7  .329  22  0.000029  34  .069  2.3  .085  2.9  161  88  2 0.000096  22  .061  1.4  .165  1.6  22  12  0.41  .080  0.6  .372  .417  1.0  94.0  3.1  .0799  0.6  2 ‐0.000135  56  .077  1.5  .269  1.6  83  340  0.87  .181  0.9  5.5  69.9  9.7  .0791  2.0  1.98  2.2  .1815  0.9  .339 2 0.000159  9  .059  2.6  .342  1.2  51  326  4.13  .091  1.1  6.9  60.8  6.3  .0568  3.2  0.71  3.4  .0907  1.1  .343 2 0.000038  67  .058  1.9  .444  1.1  86  668  1.39  .097  0.7  7.6  96.1  4.3  .0572  2.0  0.76  2.1  .0966  0.7  .368 2 ‐0.000058  59  .057  1.8  .218  1.7  38  69  0.68  .080  0.8  4.4  96.2  3.9  .0581  2.0  0.64  2.1  .0801  0.8  .524 2 0.000082  52  .080  1.3  .135  1.8  45  120  0.39  .178  1.0  8.4  50.5  0.0  .0790  1.6  1.94  1.9  .1780  1.0  2 0.000051  44  .063  2.6  .128  3.8  33  99  0.40  .098  0.6  8.5  97.8  3.9  .0622  2.7  0.84  2.7  .0975  0.6  .234  Appendix A            Page 220   Appendix A            Page 221  Spot    Meas  2 %  Meas  %  Meas  %  Th  U    232Th Corr  %  Rad  207  1σ  204  %  204  %  204  %  err  Table A4 continued.  Name 04Pb/  206Pb  err  207Pb/  206Pb  err  208Pb/  206Pb  err  ppm  ppm /238U  206Pb /238U  err  206Pb  (ppm)  corr  206Pb  /238U  Age  err  corr  207Pb  /206Pb  err  corr  207Pb  /235U  err  corr  206Pb /238U  err  corr  LW‐31 ‐  ite‐ ‐be me rai anMuscov biotite aring  d‐g ned gr ite  1  0.008481  6  .174  2.0  .326  2.7  239  1632  0.03  .016  0.3  110.7  86.8  2.0  .0489  44.7  0.09  44.7  .0136  1.4  .032  1 1 11 3     1   3     1 1 1 1 2 1 1 3 1 24  0.000076  36  .073  1.2  .254  1.2  133  168  0.82  .164  0.7  23.7  980.6  7.1  .0716  1.4  1.62  1.6  .1642  0.7  .467  25  0.000000  0  .177  1.4  .139  2.1  137  970  0.49  .428  1.4  107.1  2190.5  37.8  .1774  1.4  10.48  2.0  .4285  1.4  .695  26  0.000035  45  .073  1.1  .032  7.5  29  3366  0.11  .148  0.6  36.7  883.6  5.5  .0727  1.1  1.48  1.3  .1477  0.6  .481  27  ‐0.000139  55  .096  1.2  .205  1.5  55  86  0.67  .263  0.9  19.4  1500.9  14.1  .0976  1.6  3.55  1.9  .2635  1.0  .505  28  0.000000  0  .060  1.4  .100  4.6  189  254  0.29  .110  0.5  63.1  675.7  3.1  .0603  1.4  0.92  1.5  .1103  0.5  .305  29  0.000037  67  .058  1.6  .626  1.0  451  237  1.97  .085  0.7  17.3  527.1  3.7  .0576  1.8  0.68  1.9  .0852  0.7  .380  30  ‐0.000164  1  .052  2.5  .207  2.3  144  47  0.66  .042  0.9  8.1  263.6  2.4  .0548  2.4  0.32  2.6  .0419  0.9  .349  31  0.000032  16  .163  1.5  .102  1.0  65  291  0.36  .454  1.2  72.5  2381.7  33.6  .1631  1.5  10.19  1.9  .4533  1.2  .616  32  0.000041  5  .064  1.0  .121  1.3  148  186  0.35  .119  0.5  44.1  723.7  3.5  .0629  1.0  1.03  1.2  .1187  0.5  .426  2  0.008222  5  .160  0.7  .291  1.5  64  8038  0.04  .029  0.4  92.7  157.4  3.1  .0371  55.7  0.12  55.7  .0244  1.4  .025  3  0.002552  10  .086  1.4  .096  3.7  54  5149  0.03  .025  0.4  2.8  155.0  1.1  .0484  14.0  0.16  14.1  .0243  0.7  .049  4  0.002809  5  .093  1.1  .116  2.2  56  3772  0.10  .027  0.2  89.5  162.7  1.2  .0522  12.0  0.18  12.0  .0256  0.4  .037  5  0.000164  38  .051  1.3  .003  7.3  18  3856  0.01  .036  0.4  60.5  227.2  0.9  .0487  2.4  0.24  2.4  .0358  0.4  .162  6 ‐0.000243  1  .053  2.9  .215  2.2  83  117  0.68  .067  1.0  7.3  419.5  4.0  .0566  2.9  0.53  3.0  .0673  1.0  .320  10 0.000949  20  .052  3.7  .054  6.4  19  964  0.16  .036  1.3  3.6  228.7  3.0  .0375  10.4  0.18  10.5  .0355  1.4  .129  11 ‐0.000015  0  .072  0.5  .111  1.3  41  399  0.36  .166  0.4  137.9  987.5  3.4  .0721  0.5  1.65  0.6  .1656  0.4  .565  12 0.000044  35  .075  0.5  .131  0.9  336  227  0.37  .164  0.4  132.6  972.9  3.5  .0747  0.6  1.68  0.7  .1636  0.4  .506  13 0.000162  48  .050  2.0  .065  3.2  79  471  0.21  .036  0.7  12.4  228.7  1.7  .0476  3.3  0.24  3.4  .0360  0.7  .219  14  0.000032  40  .114  0.7  .124  2.4  00  052  0.44  .323  0.6  65.6  794.4  1.6  .1133  0.7  5.04  0.9  .3225  0.6  .685  15  0.000059  17  .053  1.5  .146  1.6  12  126  0.47  .057  0.6  23.0  357.2  2.0  .0520  1.5  0.41  1.6  .0569  0.6  .350  16  0.000012  30  .101  0.4  .013  2.2  153  236  0.05  .205  0.2  593.3  172.6  4.7  .1007  0.4  2.85  0.5  .2052  0.2  .397  17  0.000042  35  .099  0.7  .135  1.1  109  75  0.44  .284  0.6  62.0  611.8  8.9  .0982  0.7  3.84  0.9  .2836  0.6  .608  18  0.000025  45  .053  0.9  .100  1.2  23  571  0.32  .060  0.4  54.5  377.7  1.4  .0528  1.0  0.44  1.1  .0602  0.4  .348  19  0.000044  66  .061  1.7  .138  2.0  73  180  0.42  .101  0.8  5.5  618.1  4.9  .0605  1.8  0.84  2.0  .1006  0.8  .398  20  0.000165  40  .056  2.9  .272  2.4  61  666  0.84  .086  1.3  5.5  532.9  6.6  .0534  3.6  0.63  3.8  .0857  1.3  .334  21  0.000208  66  .047  4.0  .188  3.7  975  432  0.62  .002  1.2  3.5  15.9  0.2  .0437  6.4  0.01  6.5  .0025  1.2  .186  22  0.000071  40  .112  1.4  .545  1.2  82  289  1.79  .331  1.3  13.4  1847.7  23.9  .1108  1.5  5.06  1.9  .3310  1.3  .656  23  0.000034  27  .059  1.0  .187  1.0  327  943  0.59  .094  0.5  46.4  582.6  2.6  .0581  1.0  0.76  1.1  .0944  0.5  .405       Figu geochronology samples.  re A2.  Regional geologic map of northwestern Perú showing the location of U‐Pb zircon  Appendix A  Pag 2  e  22   70 80 90 100 110 20 6 P b/ 23 8 U a ge (M a) box heights are 2σ Age = 78.7 ± 1.4 (MSWD = 3.2)     Figure A3.  Box plot for all sample points for sample LW‐30 illustrating 207Pb‐corrected  206Pb*/238U data with error bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were  included in the age calculation.  Ages given are 206Pb/238U with 2σ uncertainties.    70 80 90 100 110 20 6 P b/ 23 8 U a ge (M a) Age = 88.1 ± 1.4 (MSWD = 8.5) box heights are 2σ     Figure A4.  Box plot for all sample points for sample LW‐31 illustrating 207Pb‐corrected  206Pb*/238U data with error bars at 2σ.  Open boxes are omitted whereas solid boxes were  included in the age calculation.  Ages given are 206Pb/238U with 2σ uncertainties.    Appendix A  Page 223     0 200 400 600 800 1000 1200 20 6 P b/ 23 8 U a ge (M a) box heights are 2σ Age 230.2 ± 2.9 (MSWD = 65)   Figure A5.  Box plot for all sample points for sample 3763 illustrating 207 ‐corrected  s re  included  s  Pb 206Pb*/238U data with error bars at 2σ.  Open boxes are omitted wherea  solid boxes we in the age calculation (and are noted by those encircled with the dashed line).  Age given are 206Pb/238U with 2σ uncertainties.      0 500 1000 1500 2000 2500 20 6 P b/ 23 8 U a ge (M a) box heights are 2σ     Figure A6.  Box plot for all sample points for sample 1601 illustrating 207Pb‐corrected  206Pb*/238U data with error bars at 2σ.  No age was determined for this sample, though the  circled data points represent possible igneous age of the sample.  Ages given are 206 238Pb/ U with  σ uncertainties. 2 Appendix A  Page 224     Appendix A  Page 225    A.4  References  Chiaradia, M., Fontbote, L., and Paladines, A.  2004.  Metal sources in mineral deposits and  crustal rocks of Ecuador (1 degrees N‐4 degrees S); a lead isotope synthesis, Economic  Geology and the Bulletin of the Society of Economic Geologists, 99: 1085‐1106.    Krogh, T.E.  1982.  Improved accuracy of U‐Pb zircon ages by the creation of more concordant  systems using an air abrasion technique. Geochimica et Cosmochimica Acta, 46: 637‐649.     Noble, S.R., Aspden, J.A., and Jemielita, R.A.  1997.  Northern Andean crustal evolution; new U‐ Pb geochronological constraints from Ecuador. Geological Society of America Bulletin, 109:  789‐798.    Mortensen, J.K., Ghosh, D., and Ferri, F.  1995.  U‐Pb age constraints of intrusive rocks  associated with Copper‐Gold porphyry deposits in the Canadian Cordillera, in Schroeter, T.G.,  ed., Porphyry deposits of the northwestern Cordillera of North America:  Canadian Institute  of Mining and Metallurgy, Special Volume 46, pp. 142‐158.    ology and  ation of terrestrial lead isotope evolution by a  two‐stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26: 207‐221.     Steiger, R.H. and Jäger, E.  1977.  Subcommission on geochronology: convention on the use of  decay constants in geo‐ and cosmochronology. Earth and Planetary Science Letters, 36:  359‐362.     Roddick, J.C.  1987.  Generalized numerical error analysis with application to geochron thermodynamics. Geochimica et Cosmochimica Acta, 51: 2129‐2135.     Stacey, J.S. and Kramer, J.D.  1975.  Approxim  Appendix B    page 226   Appendix B.  Ar‐Ar Geochronologic Data  Six samples were dated using the  Ar‐ Ar analytical method at PCIGR‐UBC, including 5  sa ple was crushed and sieved to obtain fragments typically less than 2 mm.  A hand  r  fra oom temperature.  Mineral separates were hand‐picked, wrapped in aluminum foil and  sta  monitors (Fish    999).    eactor in Hamilton, Ontario, for 72 MWH, with a neutron flux of approximately 3x1016  neutrons/cm2.  Analyses (n=33) of 11 neutron flux monitors irradiated with the samples  produced errors of <0.25% in the J value.   The samples were analyzed on March 9 and 10, 2004, at the Noble Gas Laboratory, Pacific  Centre for Isotopic and Geochemical Research, University of British Columbia, Vancouver, BC,  Canada.  The separates were step‐heated at incrementally higher powers in the defocused  beam of a 10W CO2 laser (New Wave Research MIR10) until fused.  The gas evolved from each  step was analyzed by a VG5400 mass spectrometer equipped with an ion‐counting electron  multiplier.  All measurements were corrected for total system blank, mass spectrometer  sensitivity, mass discrimination, radioactive decay during and subsequent to irradiation, as well    B.1  Methodology  40 39 mples of intrusive rocks from batholiths or dykes and 1 volcaniclastic rock sample.  Sample  descriptions and locations are provided in Table B1 and Figure B1.  Each sam magnet was passed over the samples to remove magnetic minerals and metallic crushe gments/spall. The samples were washed in deionized water, rinsed and then air‐dried at  r cked in an irradiation capsule with similar‐aged samples and neutron flux Canyon Tuff sanidine, 28.02 Ma; Renne et al., 1998; MAC‐83 biotite, 24.36; Sandeman et al., 1 The samples were irradiated on October 14 through 16, 2003 at the McMaster Nuclear  R  Appendix B    page 227   as interfering Ar from atmospheric contamination and the irradiation of Ca, Cl and K. Details of  he analyses are presented in Table B2. Errors are quoted at the 2‐sigma (95% confidence) level  and are propagated from all sources except mass spectrometer sensitivity and age of the flux  monitor.  B.2  Results   All analyses reported were performed on hornblende mineral separates.  Several feldspar  and biotite mineral separates were analyzed but yielded more variable results.  Sample LW‐06,  a hornblende granodiorite pluton exposed for several kilometres in the western sector of the  map area, yielded a plateau age of 47.1 ± 3.1 Ma with MSWD of 0.85 using 100% of the 39Ar  (Fig. B2).  Located close to LW‐06, sample LW‐07 was collected from a volcaniclastic unit and  yielded a plateau age of 48.6 ± 7.4 Ma with MSWD of 1.3 using 75% of the 39Ar (Fig. B3).  The  age is interpreted as a reset due to the thermal effects of the proximal granodiorite intrusion.    Sample LW‐36 (hornblende diorite) is located approximately 10 km to the east of samples  LW‐06 and ‐07, and very similar in composition as LW‐06.  This sample produced a plateau age  of 52.2 Ma ± 3.4 Ma with MSWD of 0.99 including 96% of the 39Ar (Fig. B4).  Sample LW‐88, a  hornblende porphyry dyke northeast of the Los Lomas batholith, yielded a similar but less  precise plateau age of 55.0 Ma ± 3.8 Ma with MSWD of 1.7 factoring in 44% of the 39Ar (Fig. B5).    Sample LW‐85 is a hornblende granite of the Los Lomas batholith and yields a plateau age  of 72.4 Ma ± 3.4 Ma with MSWD of 1.4 including 95.5% of the 39Ar (Fig. B6).  A similar age was  determined from LW‐61, a hornblende and plagiclase porphyritic dyke southeast of the  batholith.  LW‐61 yielded a plateau age of 74.9 Ma ± 3.3 Ma with MSWD of 1.4 including 97.3%  of the 39Ar (Fig. 7).      t  Appendix B    page 228                       Zone 17, Southern Hemisphere (WGS84).  Sample Rock Type Analyzed Easting Northing           Table B1.  40Ar‐39Ar rock sample description and location data.  Eastings and northings are UTM   Mineral LW-06 hornblende granodiorite hornblende 559404 9481200 LW-07 hornblende-plagioclase +/- (volcaniclastic) hornblende 560758 9483392 quartz porphyritic rhyolite LW-36 hornblende-bearing diorite hornblende 567854 9479640 LW LW-85 hornblende-bearing granite hornblende 581496 9485511 -88 hornblende porphyry dyke hornblende 588812 9490854 LW-61 hornblende-plagioclase porphyry dyke hornblende 584704 9466924     Laser1 Isotope Ratios Power (%) 40Ar/39Ar 38Ar/39Ar 37Ar/39Ar Ca/K l/K %40 39Ar 40Ar*/39ArK Age±2σ LW-06 (granodiorite), hornblende, J = 0.008961±0.000016; volume 39ArK = 68.82 x 10-10cm3, integrated age = 4 Ma (2σ) C Ar % 8.06±5.81 36Ar/39Ar 2 179.290±0.041 0.524±0.088 0.555±0.041 0.093 1 1.42-2.913±9.923 -47.72±164.71 2.5 53.563 0.020 0.186 0.038 0.118 0.024 0.032 6.953.852 3.183 61.22 49.74 3 20.973 0.014 0.512 0.018 0.127 0.020 0.113 6.53.650 1.316 58.07 20.60 3.7 12.038 0.010 2.298 0.014 0.027 0.637 0.525 41.123.154 0.423 50.28 6.64 3.7 10.434 0.014 2.338 0.019 0.054 0.326 0.535 33.012.873 0.234 45.86 3.69 3.9 42.628 0.023 2.022 0.042 0.307 0.023 0.462 2.594.238 2.680 67.24 41.74 4.2 27.371 0.046 2.613 0.047 0.222 0.052 0.599 4.212.351 2.589 37.61 41.00 5.5 28.936 0.024 3.496 0.028 0.202 0.039 0.803 4.212.271 1.715 36.34 27.17 LW-07 (rhyolitic volcaniclastic), hornblende, J = 0.008959±0.000016; v = 10-10cm3, integrate 0.29±7.66 Ma (2σ) 2 84.108±0.033 0.116±0.092 0.328±0.048 0.281±0.062 1.095 0.012 2.842.298±4.463 36.76±70.68 2.3 57.582 0.032 0.085 0.117 0.218 0.399 0.204 0.065 2.431 0.008 10 4.86-1.962 3.635 -31.99 59.80 2.6 55.344 0.049 0.168 0.072 0.333 0.390 0 6 119. 3.49-9.606 4.926 -162.34 87.11 2.9 56.241 0.062 0.673 0.080 0.534 0.112 0 5 115.8 1.94-7.331 5.689 -122.56 98.42 3.2 14.654 0.026 2.293 0.033 0.092 0.051 0 4 84.5 11.81.955 0.693 31.33 11.01 3.4 14.165 0.023 2.610 0.033 0.088 0.172 0 0.598 76.0 14.283.004 1.114 47.91 17.54 3.6 10.680 0.021 2.418 0.029 0.058 0.143 0.025 0.109 1.208 0.553 62.3 21.833.613 0.814 57.47 12.74 3.8 10.875 0.019 2.463 0.019 0.058 0.133 0.028 0.099 1.175 0.564 67.9 21.853.141 0.806 50.06 12.67 4 20.564 0.033 2.652 0.033 0.164 0.108 0 0.608 89.6 7.051.790 1.756 28.70 27.93 4.3 34.468 0.030 3.272 0.035 0.305 0.097 0 0.753 96.6 3.260.908 3.429 14.62 54.97 4.8 26.172 0.038 3.663 0.041 0.217 0.070 0 0.843 9 4.681.489 2.168 23.91 34.58 6 45.223 0.057 3.231 0.061 0.447 0.060 0.155 0.109 2.33 0.745 95.1 2.131.689 4.356 27.10 69.36 0.6 0.1 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 22 69 60 31 27 35 88 94 olum ±0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 e 39 66 66 74 46 31 69 06 65 ArK 1 0 0 0 2 0 1 59.67 x .26 .47 .56 .55 .10 .773 2.74 .328 4 7 3 2 6 01.71 92.38 79.71 72.47 70.56 88.07 89.68 90.66 d age = 3 96.99 3.62 3 8 3 4 9 2 4 6 3 8 .223 .222 .045 .040 0.0 0.1 0.0 0.0 87 04 57 97 5.60 5.73 1.12 1.822 1 0.02 7 0.14 4 0.52 .066 .119 .088 0.0 0.1 0.0 93 01 91 2.58 2.35 1.868 5 3     Table B2.  40Ar‐39Ar age data for plutonic and volcanic rock m e   basin.    flux monitors: 24.36 Ma MAC‐83  biotite (Sandeman et al. 1999); 28.02 Ma FCs (Renne et al. 9    ratios: (40 39Ar)K=0.0302, (37Ar/39Ar)Ca=1416.4306,  (36Ar/39Ar)Ca=0.3952, Ca/K=1.83(37ArCa/39ArK).  sa , 19 ple 8). s f   Is ro oto m th pe Lancones Neutron Ar/production Appendix B                                page 229                                                     Laser1 Isotope Ratios Power 40Ar/39Ar 38Ar/ Ar Ar/ Ar 36Ar/39Ar Cl/K % Ar % Ar Ar*/39ArK Age±2σ W (diorite 0.0 = 119 3 d (%) 39 37 39 Ca/K 40 39 40 L -36 ), hornblende, J = 08957±0.000014; volume 39ArK .09 x 10-10cm , integrate age = 45.60±5.34 Ma (2σ) 2807.088±0.133 4.622±0.148 4.732±0.133 3.176±0.159 18.431 1.1 116.3 0.08-134.518±97.834 2.3 1 1.4 1. 6 01 0.41 0. 0.4 1. 1 10 1.3 2.9 0. 0.3 0. 1 02.8 2.25-2 0. 0.2 1. 0 97.5 2.08 0. 0.1 0. 0 93.5 4.38 0. 0.0 0. 3 80.8 29.6 0. 0.0 0.27 3 79.6 4.63 0. 0.0 1. 4 73.3 9.48 4.412.268 0.015 2.086 0.022 0.061 0.073 0.033 0.050 1.342 0.477 74.52 10.712.837 0.479 5.27 7.54 0 52.82 11.66 5. 0. 0.0 1. 5 77.2 5.53 W-8 hyritic d nde, 0. 39ArK x m3, i ed ag (2σ) 41.196 0.085 107.03 0.01 2 0.024 103.94 0.18 0.005 95.06 0.79 0.006 92.22 1.68 0.005 94.42 2.32 3.4 0.006 97.04 2.43 0.005 91.4 2.4 0.007 85.14 3.58 4.5 0.872 0.094 81.91 7.83 5.510.698 0.011 1.195 0.014 0.011 1.156 0.024 0.040 0.516 0.271 65.26 32.173.606 0.286 57.29 4.48 6.58.140 0.011 0.575 0.013 0.006 0.523 0.014 0.028 0.242 0.129 47.85 46.614.131 0.130 65.48 2.03 420.678 0.295 2.883 0.300 .080 0.295 58 0.301 792 0. 21 1 .78 -7.308 28.118 -122.14 486.20 2.6129.388 0.058 0.801 0.065 363 0.061 54 0.087 624 0. 64 3 -3.700 8.991 -60.81 150.27 88.059 0.038 0.517 0.045 210 0.041 08 0.057 835 0. 04 1 8 .439 4.031 -39.85 66.59 3.271.519 0.033 0.372 0.063 239 0.037 39 0.076 737 0. 73 5 1.601 4.878 25.69 77.72 3.538.914 0.031 0.363 0.049 113 0.038 25 0.062 752 0. 75 2 2.337 2.003 37.37 31.71 3.818.493 0.011 1.742 0.014 026 0.854 52 0.022 785 0. 96 5 3.436 0.313 54.69 4.91 418.810 0.021 1.437 0.025 035 0.046 52 0.051 8 0. 26 4 1 3.645 0.738 57.95 11.54 4.212.455 0.014 1.998 0.023 041 0.123 33 0.078 261 0. 56 5 1 3.138 0.742 50.01 11.66 4.813.818 0.017 2.141 0.018 0.051 0.025 0.037 0.068 0.279 .489 73.6 9.543.317 0.743 4 516.820 0.023 2.228 0.025 105 0.055 48 0.070 678 0. 09 2 3.360 0.981 53.50 15.40 L 8 (hornblende porp yke), hornble J = 0.008948± 000016; volume = 235.18 10-10c ntegrat e = 56.86±2.77 Ma 24172.030±0.287 3.098±0.304 5.441±0.288 15.269±0.290 -475.602±321.56 2.3351.623 0.046 0.352 0.066 0.676 0.054 1.262 0.074 4.794 -13.108 22.908 -225.07 418.93 2.683.108 0.039 0.087 0.129 0.160 0.061 0.276 0.077 1.346 3.699 5.803 58.74 90.68 2.956.227 0.016 0.073 0.059 0.085 0.087 0.180 0.049 1.308 4.052 2.640 64.26 41.12 3.241.108 0.031 0.061 0.108 0.063 0.063 0.134 0.079 1.022 2.107 2.891 33.69 45.80 30.804 0.013 0.057 0.067 0.065 0.092 0.104 0.069 1.298 0.800 2.104 12.87 33.72 3.629.437 0.024 0.052 0.106 0.054 0.143 0.094 0.052 0.483 2.263 1.318 36.17 20.85 3.923.220 0.022 0.058 0.056 0.039 0.275 0.069 0.046 0.517 3.143 0.857 50.04 13.45 18.237 0.020 0.431 0.028 0.027 0.116 0.052 0.038 3.111 0.508 49.54 7.98         Table B2 continued. Appendix B                                page 230    Appendix B                                page 231     Laser1 Isotope Ratios ower (%) Ar 39Ar K Ar r*/39ArK σ LW-85 (gran 0.00 4; 27 3, integr e 4±1. a (2σ P 40Ar/39Ar 38Ar/39Ar 37Ar/39 36Ar/ Ca/K Cl/ %40 %39Ar 40A Age±2 ite), hornblende, J = 8954±0.00001 volume 39Ar =K 3.18 x 10-10cm ated ag = 70.8 91 M ) 0 6 57 93 14 04.4 .955 120.15 2 0 84 39 083 5.83 .794 .18 2 0 44 .3 062 6.33 .992 .57 2 1 93 42 .24 9.38 .568 .53 3 1 32 19 436 5.19 .222 44 3 1 42 456 9.79 .161 50 3 2 64 462 1.36 .261 06 3 2 41 44 458 7.27 .176 73 .477 42.69 70.49 9.49 LW-61 (hornbl orph rn 08 olum x 3, int 1 Ma σ) 3 84 78 3.72 67.377 ±2117.39 2 1 73 256 5.26 58.106 446.85 2 1 00 249 0.06 9.862 2.29 2 1 32 452 8.34 14.924 271.14 3 3 09 731 80.5 .410 2.04 3 3 .8 745 46.7 .331 .12 3 3 56 738 2.11 .306 .74 3 3 83 742 53.3 .787 2.24 4 5 18 268 9.18 .310 2.16 1.725 1.233 92.74 2 180.329±0.044 .745±0.050 0.494± 0.04 0.641±0.0 1. 6 0. 3 1 0.41-7.245±6 -121.01± .3 39.408 0.025 .394 0.040 0.102 0.029 0.118 0.0 0. 4 0. 8 1.985.054 2 79.85 43 .6 26.917 0.017 .296 0.030 0.093 0.024 0.082 0.0 0 1 0. 8 2.163.209 0 51.11 15 .9 20.263 0.016 .065 0.023 0.072 0.038 0.058 0.0 0. 9 0 7 2.873.648 1 57.98 24 72.16 3..2 .5 8 10.751 0.018 .910 0.020 0.016 0.292 0.022 0.0 0. 7 0. 5 14.094.557 0 .095 0.009 .997 0.012 -0.015 1.902 0.012 0.0 0 0. 3 36.124.717 0 74.63 2. .7 7.993 0.018 .022 0.019 ERR 0.013 0.0 0 0. 4 15.944.392 0 69.59 4. 72.10 2..9 7.791 0.017 .003 0.021 0.019 0.180 0.012 0.0 0. 5 0. 3 14.744.553 0 4.1 8.436 0.014 2.085 0.016 0.018 1.034 0.015 0.089 0 0 8.644.337 0.400 68.73 6.21 4.4 13.390 0.009 2.280 0.014 0.031 0.549 0.032 0.065 0 0.521 59.67 3.054.450 0.611 ende-plagioclase p yritic dyke), ho blende, J = 0.0 954±0.000014; v e 39Ar =K 15. 273.18 10-10cm egrated age = 70.84±1.9 (2 2 1318.31±0.09 .67±0.11 2.38±0.09 4.72±0.09 1 0. 2 10 0.1-54.262± -1200.38 .3 737.79 0.12 .40 0.14 2.67 0.13 2.74 0.13 11. 1 0. 10 0.09-39.216 -780.45 1 .6 594.23 0.08 .32 0.12 2.05 0.08 2.12 0.12 10. 4 0. 10 0.12-0.358 6 -5.79 113 .9 185.90 0.10 .98 0.11 0.92 0.10 0.71 0.12 8. 6 0. 10 0.32-12.368 -211.77 .2 24.20 0.03 .18 0.04 0.11 0.29 0.07 0.07 2. 8 0. 3.443.790 1 60.21 2 .5 9.60 0.02 .25 0.02 0.02 0.24 0.02 0.06 0 7 0. 32.294.811 0 76.09 5 .7 8.70 0.01 .22 0.02 0.01 0.19 0.01 0.07 0. 9 0. 4 42.254.778 0 75.58 4 .9 10.50 0.03 .23 0.02 0.03 0.88 0.02 0.11 0. 2 0. 16.274.406 0 69.81 1 .3 32.68 0.04 .49 0.04 0.13 0.06 0.11 0.11 1. 2 1. 8 2.432.808 3 44.80 5 5.5 28.46 0.03 5.34 0.03 0.13 0.22 0.10 0.06 2.71.613 1.466 25.87 23.35   Table B2 continued.      Figure   is UTM Zone 17, Southern Hemisphere (WGS84).    B1 ‐ Geology map of study area showing the location of Ar‐Ar samples.  Map projection Appendix B                    page 232    0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 47.1 ± 3.1 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 0.85, probability=0.55 Includes 100% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ   Figure B2 – Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐06  (granodiorite).    0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 48.6 ± 7.4 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 1.3, probability=0.24 Includes 75.1% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ     igure B3 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐07 F (rhyolitic volcaniclastic)  Appendix B                    page 233    0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 52.2 ± 3.4 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 0.99, probability=0.44 Includes 96% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ     39Figure B4 – Step‐heating cumulative percent of  Ar released vs. age plot for sample LW‐36  (diorite).    0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 55.0 ± 3.8 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 1.7, probability=0.18 Includes 43.6% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ     igure B5 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐88    F (hornblende porphyritic dyke).    Appendix B                    page 234    0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 72.4 ± 1.5 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 1.4, probability=0.23 Includes 95.5% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ     Figure B6 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐85  (hornblende granite).    0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 Cumulative 39Ar Percent A ge (M a) Plateau age = 74.9 ± 3.3 Ma (2σ, including J-error of .16%) MSWD = 1.4, probability=0.18 Includes 97.3% of the 39Ar Plateau steps are filled, rejected steps are open box heights are 2σ     Figure B7 ‐ Step‐heating cumulative percent of 39Ar released vs. age plot for sample LW‐61  (hornblende‐plagioclase porphyritic dyke).    Appendix B                    page 235    Appendix B                    page 236   B.3  References  Renne, P.R., Swisher, C.C., III, Deino, A.L., Karner, D.B., Owens, T. and DePaolo, D.J.  1998.   Intercalibration of standards, absolute ages and uncertainties in 40Ar/39Ar dating.   Chemical Geology, 145: 117‐152.  Sandeman, H.A., Archibald, D.A., Grant, J.W., Villeneuve, M.E., Ford, F.D.  2000.   Characterization of the chemical composition and (super 40) Ar‐ (super 39) Ar systematics  of intralaboratory standard MAC‐83 biotite.  Current Research, Geological Survey of  Canada, Report: 1999‐F, pp.13‐26.   Appendix C.  Lithogeochemistry  ck analyses were performed from samples of volcanic  and Sam sits were collected mostly from core in 2000 and were  analyzed at Bondar‐Clegg Laboratories (now ALS Chemex) in Vancouver, Canada using  inductively coupled plasma – atomic emission spectrometry (ICP‐AES) and subsequently for  additional trace elements (including rare earth elements) using inductively coupled plasma –  mass spectrometry (ICP‐MS) at Memorial University, St. John’s, Canada (Table C1).  Regional  samples collected during 2002 from outcrop and drill core were analyzed for major and trace  elements by a combination of ICP‐AES and ICP‐MS at ALS‐Chemex Laboratories in Vancouver  (Table C2).    Analyses at Memorial University for trace elements (REE, Y, Th, Zr, Nb, Ba, Hf and Ta) were  done using ICP‐MS analysis.  Rocks were pulverized at Bondar Clegg Laboratories in the process  described above.  Dissolution involved Na2O2 sinter technique using 10 g of material.  Internal  standards were used to correct for matrix and drift effects and other quality control measures  included pressed powder XRF analyses.  Limits of detection are reported at the 3 sigma  background level.  The method is described in Longerich et al. (1990) and more information is  available at http://www.mun.ca/earthsciences/ICPMS/Solution_ICP‐MS.php C.1  Analytical Methods, Precision, and Accuracy  One hundred thirty three whole‐ro  sub‐volcanic rocks from the Lancones basin with emphasis on the areas of VMS deposits.   ples in the vicinity of the VMS depo .  Data for internal  standards analyzed during this study are compared to given values in table C3.  Normalized  trace element plots for repeat analyses of internal reference materials compared to the  analytical detection limit is given in figure C1, A.  Average values for the reference materials  compared to accepted values are shown in on a normalized trace element plot in figure C1, B.  Appendix C                         Page 237   Analyses at Bondar‐Clegg and ALS Chemex involved coarse crushing of rock samples to  better than 70% of th erizer using a  stan n    acid.     is placed in an oven at 1000°C for one hour, cooled, an weighed.  Further details  are e sample passing 6 mm and grinding in a ring mill pulv dard low chrome steel ring set.  At least 85% of the pulverized passes through a 75 micro screen.  For major element oxides, a prepared sample (0.200 g) is added to lithium  metaborate/lithium tetraborate flux (0.90 g), mixed well and fused in a furnace at 1000°C.  The resulting melt is then cooled and dissolved in 100 mL of 4% nitric acid/2% hydrochloric  This solution is then analyzed by ICP‐AES and the results are corrected for spectral inter‐ element interferences.  For trace elements, a prepared sample (0.200 g) is added to lithium  metaborate flux (0.90 g), mixed well and fused in a furnace at 1000°C.  The resulting melt is  then cooled and dissolved in 100 mL of 4% nitric acid. This solution is then analyzed by  inductively coupled plasma ‐ mass spectrometry.  For determining loss on ignition, a prepared sample (1.0 g)  available from ALS Chemex at http://www.alschemex.com/learnmore/learnmore‐techinfo‐ multielement‐wholerock.htm.  Data for in‐house standards analyzed in this study versus  accepted values are shown in table C4.  Normalized trace element plots for repeat analyses of  in‐house standards compared to the analytical detection limit is given in figure C1a.  Average  values for the in‐house standards compared to accepted values are shown in on a norma trace element plot in figure C1b.  lized  Appendix C                         Page 238   Tab ries.   Trace elements are from Memorial University.  Abbreviations: CSLF = Cerro San Lorenzo  andesite; B = basalt; R = rhyolite; RD = rhyolite dyke (post mineralization); bx = breccia.  le C1.  Whole rock geochemical analyses.  Major oxides are from Bondar‐Clegg Laborato Formation; CEEF = Cerro El Ereo Formation; LBF = La Bocana Formation.  D = dacite; A =        Appendix C                         Page 239   Table C1.  (Cont)      Appendix C                         Page 240   Table C1.  (Cont)      Appendix C                         Page 241   Table C1.  (Cont)    Appendix C                         Page 242   Table C1.  (Cont)    Appendix C                         Page 243   Table C1.  (Cont)    Appendix C                         Page 244   Table C1.  (Cont)    Appendix C                         Page 245   Tab  geochemical analyses.  Major oxides are from Bondar‐Clegg Laboratories.   Trace elements are from Memorial University.  le C2.  Whole rock   Appendix C                         Page 246   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 247   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 248   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 249   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 250   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 251   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 252   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 253   Table C2. (cont)    Appendix C                         Page 254   Appendix C                         Page 255  Table C2. (cont)   Page 256  Table C3.  Memorial University analyses of in‐house standards run with samples from this study.                Sample Y Zr Nb Ba La Ce Pr Nd Sm Eu Gd 157 MRG-1(MUN run 78-108) 11.5 107 22.3 49.4 8.83 25.8 3.71 17.6 4.34 1.38 BR-688 (MUN run 161-191 17.81 59.15 4.87 163.33 4.98 11.55 1.65 8.03 2.3 0.94 MRG-AVG 9.9912991 113.71705 25.255068 44.090476 7.678709 21.623305 3.1389724 15.492122 4.2540543 1.3832493 BRG-AVG 16.617819 64.413971 5.6533517 160.0276 4.7409816 10.870648 1.5547568 7.6410572 2.3681281 1.0108726 Limit of Detection 0.0092306 0.0628715 0.0238228 0.1546975 0.0076891 0.0057409 0.0065007 0.0302344 0.0189688 0.0055531 0.0178039 BLANK-25 1.9430877 1.4203941 0.0493796 1.8309588 0.4939528 0.135662 0.0931578 0.0151615 0.0030624 BLANK-26 2.3479125 1.2090626 0.007367 1.8103243 0.6192861 0.1073477 0.1291485 0.0122866 BLANK-27 2.424286 0.8357417 0.0299783 2.0968618 0.6481933 0.1368853 0.1210043 0.0110069 BLANK-28 1.9764842 0.8066353 0.0033698 1.6830069 0.5683987 0.1494276 0.1208334 BR-688-27 17.697234 67.612528 6.071878 175.38593 5.1200486 11.651453 1.6719865 8.168316 2.479277 1.0672273 #N/A BR-688-25 15.538405 61.215414 5.2348254 144.66928 4.3619146 10.089843 1.4375272 7.1137983 2.2569791 0.954518 #N/A MRG-1-25 9.7308945 112.67704 25.065669 42.10709 7.4229731 21.054179 3.0390699 15.046007 4.185491 1.3668896 #N/A MRG-1-27 10.251704 114.75705 25.444467 46.073862 7.9344449 22.192431 3.2388748 15.938237 4.3226176 1.3996091 #N/A Sample Gd 160 Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Hf Ta Th MRG-1(MUN run 78-108) 3.97 0.52 3 0.49 1.16 0.14 0.79 0.11 3.89 0.74 0.82 BR-688 (MUN run 161-191 2.88 0.48 3.21 0.7 2.1 0.3 2 0.3 1.54 0.18 0.33 MRG-AVG 3.8189632 0.5027635 2.7189793 0.466624 1.1822944 0.1327873 0.7418058 0.1039626 4.8753173 0.3638535 0.6921084 BRG-AVG 2.9389857 0.485098 3.268199 0.7128201 2.2701266 0.3059436 1.9527507 0.318213 2.1618878 0.1723741 0.3225851 Limit of Detection 0.0104266 0.0039823 0.015266 0.0029849 0.0136461 0.0054858 0.0154391 0.0023617 0.0174635 0.0154686 0.0038651 BLANK-25 0.009143 0.0992321 0.0027314 0.0084104 0.0030661 0.000543 0.1602147 0.005113 0.5111245 0.003583 0.0288197 BLANK-26 0.009946 0.1484815 0.0077109 0.2101635 0.0081732 0.4856024 0.0028297 0.0224256 BLANK-27 0.0101534 0.2162612 0.0018642 0.0081206 0.1912325 0.0066691 0.4225627 0.0015785 0.0186191 BLANK-28 0.0103336 0.1376261 0.0011799 0.0083888 0.3672724 0.0091971 0.4107917 0.002473 0.0213467 BR-688-27 3.1231084 0.5225309 3.5320501 0.7495594 2.3861954 0.3243691 2.0867531 0.3387535 2.2301692 0.1580354 0.3493235 BR-688-25 2.754863 0.447665 3.0043479 0.6760809 2.1540577 0.2875182 1.8187484 0.2976726 2.0936064 0.1867129 0.2958467 MRG-1-25 3.7526247 0.4878681 2.6569843 0.4629034 1.1875442 0.1324349 0.7319475 0.1028635 4.8652768 0.4407932 0.6503028 MRG-1-27 3.8853017 0.5176589 2.7809743 0.4703446 1.1770445 0.1331398 0.7516642 0.1050616 4.8853579 0.2869139 0.7339139 Appendix C                                           Table C4.  ALS Chemex analyses of MDRU standards run with samples from this study.                    SAMPLE Al2O3 BaO CaO Cr2O3 Fe2O3 K2O MgO MnO Na2O P2O5 SiO2 SrO TiO2 LOI TOTAL Ag Ba Ce Co Cr Cs Cu Dy Er Eu Ga BAS1 15.36 0.02 8.14 0.03 10.83 0.53 7.19 0.13 3.28 0.26 52.75 0.05 1.22 -0.17 99.62 <1 180.0 21.0 51.5 260 0.1 275 2.9 1.5 1.2 20 BAS1 15.52 0.02 8.1 0.03 10.76 0.54 7.14 0.13 3.3 0.24 52.98 0.05 1.23 -0.11 99.93 <1 187.0 20.5 44.0 230 0.1 155 2.8 1.4 1.1 20 BAS1 15.61 0.02 8.1 0.03 10.85 0.55 7.19 0.14 3.36 0.15 53.34 0.05 1.24 -0.27 100.35 <1 184.5 22.0 43.0 180 0.1 45 3.1 1.6 1.1 18 BAS1 Average (n=3) 15.50 0.02 8.11 0.03 10.81 0.54 7.17 0.13 3.31 0.22 53.02 0.05 1.23 -0.18 99.97 183.8 21.2 46.2 223 0.1 158 2.9 1.5 1.1 19 BAS-1 (Piercey, 2001) 15.12 8.28 11.16 0.56 7.35 0.14 3.28 0.22 53.56 1.31 0.78 100.96 0.28 194 21.8 42.2 226.6 0.12 59.6 3.26 1.54 1.28 19.6 P-1 14.32 0.09 3.51 0.01 3.77 2.03 1.01 0.07 3.8 0.1 70.12 0.02 0.35 0.59 99.79 <1 822 25 7.5 160 1.2 15 2.9 1.9 0.7 15 P-1 14.39 0.09 3.38 0.01 3.77 2.08 1.02 0.07 3.89 0.13 70.3 0.02 0.35 0.33 99.83 <1 798 25 8.5 180 1.3 15 3 2.1 0.8 15 P-1 14.37 0.09 3.54 0.01 3.75 2.05 1.02 0.07 3.85 0.07 70.41 0.02 0.35 0.38 99.98 P-1 Average (n=3) 14.36 0.09 3.48 0.01 3.76 2.05 1.02 0.07 3.85 0.10 70.28 0.02 0.35 0.43 99.87 810 25 8 170 1.25 15 2.95 2 0.75 15 P-1 (Piercey, 2001) 14.1 3.49 3.9 2.12 1.11 0.08 3.8 0.08 70.96 0.38 0.72 100.56 0.3 724 28 6.2 149.2 1.22 15.5 3.34 2.1 0.78 15 LOD 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 1 0.5 0.5 0.5 10 0.1 5 0.1 0.1 0.1 1 SAMPLE Gd Hf Ho La Lu Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sm Sn Sr Ta Tb Th Tl Tm U V W Y Yb Zn Zr BAS1 3.4 2 0.6 8.5 0.2 8 8 13.0 190 20 2.9 7.6 3.4 1 483 0.5 0.5 1 <0.5 0.2 <0.5 200 2 15.5 1.4 120 84.5 BAS1 3.3 2 0.6 8.5 0.1 8 7 13.5 175 5 2.9 7 3.4 1 490 <0.5 0.5 1 <0.5 0.2 <0.5 190 2 15 1.3 105 80 BAS1 3.4 2 0.6 11.0 0.1 6 7 13.0 160 5 2.8 7.4 3.1 1 404 0.5 0.5 <1 <0.5 0.2 <0.5 165 2 16 1.2 110 79.5 BAS1 Average (n=3) 3.4 2 0.6 9.3 0.1 7 7 13.2 175 10 2.9 7.3 3.3 1 459 0.5 0.5 1 0.2 185 2 15.5 1.3 112 81 BAS-1 (Piercey, 2001) 3.8 2.36 0.61 9.28 0.21 2.24 8.2 13.6 172 4.4 3 6.96 3.5 1.2 502 0.45 0.57 0.84 0.06 0.23 0.32 152 18.4 1.4 91.4 94.5 P-1 2.7 4 0.7 11.5 0.4 6 4 12.5 5 5 3.1 51.4 2.9 3 247 <0.5 0.5 5 <0.5 0.4 1.5 70 4 19.5 2.3 50 131.5 P-1 3.1 4 0.7 11.5 0.4 6 5 12.5 10 15 3.2 52.4 2.9 2 244 0.5 0.5 5 <0.5 0.3 2 85 2 20.5 2.3 50 142.5 P-1 P-1 Average (n=3) 2.9 4 0.7 11.5 0.4 6 4.5 12.5 7.5 10 3.15 51.9 2.9 2.5 245.5 0.5 0.5 5 0.35 1.75 77.5 3 20 2.3 50 137 P-1 (Piercey, 2001) 3.12 3.76 0.72 13.2 0.4 0.52 3.78 13 10.2 3.36 50.4 2.92 2.44 256 0.3 0.52 4.38 0.31 0.35 1.48 58.2 22.8 2.46 44 126 LOD 0.1 1 0.1 0.5 0.1 2 1 0.5 5 5 0.1 0.2 0.1 1 0.1 0.5 0.1 1 0.5 0.1 0.5 5 1 0.5 0.1 5 0.5 Appendix C                                         Page 257   Appendix C                                         Page 258                    Figure C8. (following page).  Primitive mantle‐normalized trace element diagrams for repeat analyses of in‐house and internal reference  material conducted during this study.  A.  ICP‐MS data (Memorial Univ.) for standards MRG‐1 and BR‐688 compared to the detection limit.   B.  Average analyses for the reference materials from this study in (A) compared to given values from previous analysis by Memorial Univ. of  the material. C.  ICP‐AES data (ALS Chemex) for MDRU reference samples BAS‐1 and P‐1 as compared to the detection limit for the  technique.  D.  Average values for the reference materials from this study from in (C) compared to data from Piercey (2001).             Appendix C                                         Page 259   C.2  References  Longerich, H.P., Jenner, G.A., Fryer, B.J. and Jackson, S.E., 1990. Inductively coupled plasma‐ mass spectrometric analysis of geological samples: an overview. Chemical Geology 83: 105‐ 118.    Piercey, S.J.  2001.  Petrology and tectonic setting of felsic and mafic volcanic and intrusive  rocks in the Finlayson Lake volcanic‐hosted massive sulphide (VHMS) district, Yukon  Canada: A record of mid‐Paleozoic arc and back‐arc magmatism and metallogeny.  Unpublished Ph.D. thesis, The University of British Columbia, 304 p.    Appendix C                         Page 260