Apunte Maksaev - CEC - Universidad de Chile

Introducción
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GL 54A Metalogénesis; Semestre de Primavera 2001
Profesor: Victor Maksaev
OBJETIVOS DEL CURSO
El objetivo principal de este curso es proveer una introducción al estudio de depósitos
minerales, normalmente referido como geología económica. Al finalizar el curso ustedes
deben tener una comprensión de los procesos que resultan en la formación de depósitos
minerales, las razones porque existen los depósitos minerales, las características generales de
los tipos comunes de depósitos minerales y que buscar cuando se explora por distintos tipos de
depósitos minerales o metales. Asimismo deberían tener una primera visión de las
metodologías utilizadas para estudiar y entender los depósitos minerales.
La geología económica corresponde esencialmente al estudio de depósitos minerales. Esto
incluye tanto recursos metálicos como minerales industriales (no metálicos). La definición
incluye también los combustibles, porque ellos son de importancia económica, pero este curso
se centra exclusivamente en depósitos minerales metálicos, por lo que no veremos geología
del petróleo y muy poco de los minerales industriales.
El curso también será enfocado en los tipos de depósitos minerales que existen en Los Andes
chilenos, particularmente los pórfidos cupríferos y los epitermales de metales preciosos, pero
se verán también otros tipos de depósitos metalíferos.
DEPOSITOS MINERALES ALGUNAS DEFINICIONES BASICAS
Ocurrencia Mineral: es una concentración anómala de un mineral que se considera valiosa
por alguien en alguna parte o que es de interés científico o técnico.
Depósito Mineral: es una ocurrencia mineral (concentración anómala de un mineral o
elemento metálico) de tamaño (volumen) y ley suficiente para que en circunstancias
favorables, sea considerado con potencial económico.
Yacimiento: es un depósito mineral que ha sido examinado y ha probado tener suficiente
tamaño, ley y accesibilidad, como para ser puesto en producción y ser rentable (producir
ganancia económica). La rentabilidad de un yacimiento depende de sus características
intrínsecas (como tonelaje y ley), pero a veces depende de condiciones ajenas al cuerpo
mineral, como las tasas de impuesto, precio de metales, etc.
Mina: corresponde a las labores de explotación de un yacimiento, las que pueden ser
subterráneas o a cielo abierto.
Rajo: excavación a cielo abierto para la extracción minera. Ej. Rajo abierto de Chuquicamata.
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Mena: Un mineral o minerales que pueden ser beneficiados y extraídos de una roca con
ganancia económica (utilidad). Es un agregado mineral sólido, natural, utilizable, ya sea tal
como se extrae o del cual uno o más componentes valiosos se pueden recuperar
económicamente. Ej. Menas de Cu: Calcopirita (CuFeS2), bornita (Cu5FeS4), Calcosina
(Cu2S).
Ganga: Aquellos minerales los cuales ocurren con los minerales de mena, pero que no tienen
valor económico, tales como por Ej. cuarzo (SiO2), calcita (CaCO3) o pirita (FeS2).
Mineralización: Término general el cual se refiere usualmente a minerales de mena, pero que
a menudo se utiliza para referirse a otros minerales metálicos como pirita. El término se usa
en dos sentidos (1) referido al proceso por el que se producen concentraciones de minerales de
mena y (2) referido a los cuerpos de mena mismos. Para evitar confusiones, se recomienda su
uso exclusivamente para designar el proceso de formación de menas.
Epigenética: Mineralización que ha sido introducida con posterioridad a la formación de su
roca de caja. Ej. una veta.
Singenética: Mineralización que se deposita simultáneamente con sus rocas huéspedes. Ej.
depósitos de placeres, cuerpos de sulfuros masivos de origen exhalativo, calizas, etc.
Hipógena o Primaria: Mineralización endógena, es decir producida por procesos internos de
la tierra.
Supergena o Secundaria: Mineralización o efectos exógenos sobre cuerpos mineralizados,
como meteorización, oxidación, descomposición de minerales y formación de nuevos
minerales estables en el ambiente supergeno.
Roca huésped: La roca dentro de la cual se presenta el depósito mineral. Ej. Pórfido Chuqui
en Chuquicamata.
Roca de caja: La roca que rodea al depósito, por ejemplo las rocas a ambos lados de una veta.
Ley: La concentración de cada metal de mena en una muestra de roca, usualmente expresado
en porcentaje en peso (Ej. 1,2% Cu). Si las concentraciones son muy bajas, como las de Au,
Ag, Pt y otros, la concentración puede expresarse como gramos por tonelada (g/t). La ley
promedio de un depósito se calcula sobre la base del promedio ponderado de ensayes de un
gran número de muestras recolectadas el depósito (superficie, canales, sondajes, etc.) y a
menudo usando procedimientos estadísticos sofisticados (geoestadística) y su estimación será
más exacta y confiable a mayor densidad de muestreo.
Ley de corte (cut-off grade): Es la ley más baja, definida arbitrariamente (en términos
económicos), con la cual puede explotarse un yacimiento mineral y generalmente define el
límite del mismo. Por ejemplo, si la ley promedio de un pórfido cuprífero es de 1,2 % Cu, la
ley de corte puede ser 0.4 % Cu, de modo que para los efectos mineros toda roca bajo 0.4 %
será considerada estéril e irá a botadero.
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Estéril: Término minero utilizado para referirse a la roca que no constituye mena explotable,
en oposición a rocas mineralizadas. Usualmente se refiere a las rocas no mineralizadas o con
minerales no económicos que deben ser removidas durante el proceso normal de explotación
minera para extraer el mineral de mena. Este material se deposita en botaderos o desmontes.
Recursos: Un Recurso Mineral es un tonelaje o volumen de roca mineralizada u otro material
de interés económico intrínseco, cuyas leyes, límites y otras características apropiadas están
conocidas con cierto grado certeza y que es candidato para una extracción económica.. La
cantidad, ley, características geológicas y continuidad de un Recurso Mineral se conocen o se
estiman, o se interpretan de datos geológicos específicos y del conocimiento del depósito. Los
recursos minerales se subdividen, de acuerdo a su creciente confianza geológica en categorías
de Inferidos, Indicados y Medidos. Las porciones de un depósito que no son candidatos para
una eventual extracción económica no deben incluirse en un Recurso Mineral.
Reservas: La porción o volumen de un Recurso Mineral en el que se han efectuado estudios
técnicos y económicos (muestreo sistemático, sondajes, evaluación económica) para demostrar
que este mineral puede justificar extracción minera rentable en el momento de la
determinación y bajo condiciones económicas específicas. La planificación de operaciones
mineras requieren que las reservas de mineral están definidas garantizando que su extracción
sea con beneficio económico. El volumen y ley de las Reservas Minerales permiten establecer
la vida del yacimiento y determinar el respectivo flujo de caja.
Hidrotermal: Fluidos calientes, generalmente dominados por agua, a veces ácidos, los cuales
pueden transportar metales y otros compuestos en solución al lugar de depositación o producir
alteración de la roca de caja.
Alteración hidrotermal: Un cambio de la mineralogía de la roca huésped como una reacción
química con soluciones hidrotermales. Por Ej., minerales máficos como hornblenda o biotita
pueden alterarse a clorita y los feldespatos alterarse a arcilla por efecto de la circulación de
fluidos calientes por las fracturas de las rocas.
Zona de alteración hidrotermal: Una zona con rocas que han sido alteradas a un grupo
específico de minerales secundarios o de alteración, por efecto de la circulación de fluidos
calientes, usualmente alrededor del perímetro de un depósito mineral.
Veta: Depósito tabular generalmente formado por depositación de minerales mena y ganga en
espacios abiertos en una falla o fractura, o también por reemplazo. Corresponde a una
mineralización controlada estructuralmente.
Reemplazo: Un proceso químico por el cual los fluidos hidrotermales que pasan por rocas
permeables reaccionan con las rocas disolviendo minerales originales y reemplazándolos con
minerales de mena y/o ganga. Cf. Metasomatismo.
Sulfuro masivo: Un depósito estratiforme, normalmente de origen exhalativo, generalmente
con forma de lente, consistente de al menos de 60% de sulfuros.
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Skarn: Un reemplazo de calizas (carbonato de calcio) u otra roca rica en carbonato adyacente
a un contacto intrusivo por minerales calco-silicatados (piroxenos, granates, anfíbolas),
generalmente por adición de sílice y otros elementos. Algunos skarn presentan mineralización
metálica resultante de etapas de metasomatismo.
Gossan o sombrero de hierro: Una cubierta oxidada en la zona de meteorización que se
produce por oxidación de pirita y que resulta en óxidos de hierro secundarios. Dado que la
pirita está a menudo asociada a depósitos minerales, los gossans pueden ser guía para localizar
menas.
Estructura a escala de depósito
Concordante: Cualquier cuerpo geológico, tal como un depósito mineral, el cual se encuentra
dentro de o paralelo a estratificación volcánica o sedimentaria y no corta a través de las
estructuras de estratificación.
Discordante: Un cuerpo geológico, como un dique o veta, el cual corta a través de estructuras
de roca primarias, tales como estratificación.
Estratiforme: Un depósito mineral que se presenta como un nivel o capa estratigráfica (o
sedimentaria).
Estratoligado: Un depósito mineral que se presenta dentro de niveles estratigráficos
específicos u horizonte (estratos), pero el cual no comprende la capa (s) completa (s).
Bolsonada: Se refiere a un cuerpo de mena de mayor potencia o mayor ley dentro de una
falla, zona de cizalle o veta de fisura. También se utiliza para designar cuerpos de mena
irregulares.
Brecha: Fragmentos angulosos de roca producidos por movimiento a lo largo de fallas o
actividad ígnea o hidrotermal explosiva. El material que rodea los fragmentos se denomina
matriz y el que los une cemento. Masa fundamental es un término general no-genético que
incluye a la matriz y cemento.
Stockwork: Un enrejado de gran número de venillas con diferentes orientaciones
(polidireccionales) que atraviesan una masa de roca. El término es en idioma inglés, pero
frecuentemente se utiliza en castellano, aunque corresponde a un enrejado de vetillas.
Veta: Depósito mineral tabular, normalmente discordante con las rocas encajadoras, producto
de mineralización controlada por fallas o fracturas en rocas. La veta puede ser de relleno en el
plano o zona de falla, de reemplazo o una combinación de relleno y reemplazo metasomático.
Sistemas de venillas paralelos (Sheeted vein): Un conjunto denso de venillas subparalelas
entre sí atravesando una masa de roca. Algunos autores llaman a la venillas paralelas también
stockwork, pero otros prefieren hacer la distinción puesto que tiene implicancias en el control
estructural de la formación de venillas.
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Chimenea (Pipe): Un cuerpo cilíndrico de orientación vertical, a menudo una brecha con
mineralización de relleno o de reemplazo.
Manto: Depósito tabular subhorizontal generalmente de mineralización de reemplazo o
singenética estratiforme o estratoligada.
Zona de cizalle: Una zona planar de debilidad, similar a una falla, pero consistente en varias
zonas paralelas de desplazamiento generalmente en un ancho más grande que de una falla
individual.
Yacente: El contacto inferior de una veta inclinada o la roca de caja que se encuentra en la
parte inferior de una veta con inclinación (ídem para mantos).
Pendiente: El contacto superior de una veta inclinada (ídem para mantos).
Escala de muestra de mano
Bandeamiento: Puede representar estratificación a pequeña escala en un depósito singenético
tal como un sulfuro masivo o pulsos repetidos de depositación de minerales en una veta.
Bandeamiento crustiforme o crustificación: Cuando los minerales crecen dentro de una veta
generalmente lo hacen hacia dentro de la pared de la veta. Distintas capas de distintos
minerales, representado pulsos de fluidos hidrotermales pasando por la estructura, pueden
observarse en una sola veta. Estas bandas a menudo están alineadas simétricamente al centro
de la veta.
Estructura en peineta: Cuando los minerales cristalizan hacia adentro de una veta a partir de
paredes opuestas, a menudo se encuentran en el centro formando un patrón interdigitado de
cristales, generalmente cuarzo, los cuales tienen forma de peineta o cresta de gallo.
Huecos u oquedades: Espacios abiertos o cavidades dentro de vetas, o vetillas.
Cockarda: Bandeamiento crustiforme que rodea fragmentos de brecha
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EL VALOR DE LOS DEPOSITOS MINERALES
En el caso de minerales metalíferos o metálicos un factor determinante en su valor
económico es el contenido metálico o ley de los mismos, por otra parte los minerales nometálicos o minerales industriales pueden ser cualquier roca u otra substancia mineral de
valor económico, excluyendo las menas metálicas, combustibles minerales y gemas. En
algunos casos es el mineral mismo el que puede tener valor (Ej. baritina, diamantes
industriales) o el óxido o algún compuesto derivado de cualquier mineral (pero no un elemento
metálico) que tiene aplicación industrial (uso final). Estos incluyen rocas como granito, arena,
gravas, calizas que se usan en construcción, así como minerales más valiosos con
características químicas o físicas específicas como fluorita, caolinita, perlita y fosfatos.
En el caso de los minerales no-metálicos su valor económico está determinado por
características físicas y químicas (especificaciones técnicas) requeridas para un uso específico,
no necesariamente solamente la concentración como en muchos de los metálicos. Las
especificaciones técnicas varían de acuerdo al uso del material, por Ej. las calizas pueden
usarse para fabricar cemento para construcción, usos farmacéuticos como antiácido y en pastas
dentales, o como suplemento alimenticio en gallineros. Cada uno de estos usos tiene
diferentes especificaciones técnicas y la caliza requerida tendrá un valor acorde a la dificultad
con que puede cumplir tales especificaciones.
La importancia económica de los minerales industriales tiende a subestimarse, porque que los
metales parecen haber atraído siempre más la atención de la civilización por su uso en armas,
sus cambios cíclicos y rápidos de precios, la ocurrencia ocasional de depósitos muy ricos
como las bonanzas de oro. Sin embargo los minerales industriales tienen variadas
aplicaciones en bienes durables y no durables y muchas actividades industriales y productos
que van desde la construcción de edificios, cerámicas de mesa o de sanitarios. El consumidor
frecuentemente ignora que los minerales industriales son esenciales para la fabricación de
numerosos los bienes que van desde libros a productos farmacéuticos.
En los países desarrollados como EEUU e Inglaterra la producción de minerales industriales
es más importante que la producción metálica, tanto en término de tonelaje, como en el
aspecto financiero. El consumo de los minerales industriales depende de la industrialización
de los países y en el caso de Chile ellos representan en la actualidad 9 a 10% del total de la
producción minera del país en términos financieros (en valor de los productos). Hace menos
de una década atrás ellos representaban menos de 5% del valor de la producción minera
nacional, de modo que los minerales no metálicos han tenido un significativo aumento en su
importancia en la economía chilena.
Chile exporta salitre, yodo, carbonato de litio, sal común y algo de lapislazuli, pero la mayor
parte de la producción no-metálica es para consumo interno (cemento, cal, yeso, arcillas,
caolín, boratos, diatomitas, etc.).
La producción de metales en el ámbito mundial ha sido siempre creciente desde la segunda
guerra mundial, a mediados de los setenta hubo una caída de la demanda, pero la tendencia al
crecimiento se mantuvo hasta la reciente crisis asiática de 1998. Las curvas de producción
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muestran fluctuaciones en detalle que representan variaciones cíclicas de los precios y en
algunos casos como los del Pb, Sn, W y Zn parecen estar en un alto que podría conducir a una
baja en los precios. Los factores que afectan los precios de estos metales, como el reciclaje,
usos más económicos de metales y sustitución por otros materiales como los cerámicos y
plásticos. Sin embargo, cabe hacer notar que muchos minerales no-metálicos se utilizan como
carga o relleno en plásticos o neumáticos.
La producción de plásticos aumentó en 1529% entre 1960 y 1985 y una importante fracción de
la demanda de plásticos se debe a la sustitución de metales (antiguamente los parachoques de
los autos eran metálicos).
EL PRECIO DE LOS METALES; El mecanismo del mercado
La mayor parte del negocio de minerales ocurre dentro de la economía de mercado mundial y
los precios de los metales están regidos por factores de oferta y demanda. Los medios
modernos de transporte hacen que muchas substancias tengan un mercado mundial, de modo
que un cambio de precio en una parte del mundo afecta al resto. Substancias tales como el
trigo, algodón, goma, oro, plata y metales base tienen una amplia demanda y son susceptibles
de ser transportadas con costos relativamente bajos comparados con el valor de las
substancias. El mercado de gemas de diamantes es mundial, mientras que el de ladrillos es
local.
En los últimos siglos se han organizado mercados formales. Los metales base son
comercializados en la Bolsa de Metales de Londres (LME) o el “New York Commodity
Exchange” (COMBEX), el oro y plata se vende Mercado de Metales Preciosos de Londres.
Esto se debe a que estos mercados incluyen a especialistas en la compra y venta de metales y
están en constante comunicación entre ellos y los precios son sensitivos a cualquier cambio en
la oferta y demanda mundiales. Los precios de los metales de COMEX y LME son publicados
diariamente, son accesibles vía Internet http://www.metalprices.com y en guías de precios en
revistas como el Engineering and Mining Journal, Industrial Minerals, Mining Journal, etc.
FACTORES QUE DETERMINAN LOS PRECIOS
a) Oferta y Demanda.
La demanda puede variar en períodos cortos de tiempo por varios motivos. Cuando una
substancia sustituye significativamente a otra el precio de la primera cae, pero la demanda por
el material sustituto sube haciéndola más cara y su demanda baja consecuentemente. El cobre
y el aluminio están relacionados en esta forma en cierto grado. Cambios tecnológicos pueden
aumentar la demanda por un metal (Ej. el titanio usado en los motores de los aviones a
reacción) o pueden disminuirla (Ej. Sn; desarrollo de capas más delgadas de estaño o
sustitución por otros materiales.
La oferta se refiere a cuanta substancia se está ofreciendo para la venta a un precia dado en un
determinado período de tiempo. La cantidad depende del precio de la substancia y las
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condiciones del suministro. (Ej. el 28/07/00 el precio del cobre en el LME es de 83 centavos
de dólar la libra y existe un inventario de 496,925 toneladas métricas del metal el que ha
disminuido en 3,375 ton; tendencia decreciente del inventario). Los altos precios estimulan el
suministro y la inversión de los productores para aumentar la producción. La caída de los
precios tiene el efecto contrario y algunas minas pueden cerrar o puestas en un período de
mantención para esperar mejores precios a futuro. Las condiciones de suministro pueden
variar muy rápido debido a: 1) circunstancias anormales como desastres naturales, guerras,
otros eventos políticos, incendios, huelgas en minas de productores mayores; 2) mejoras en las
técnicas de explotación; 3) descubrimiento y explotación de nuevos depósitos mayores o de
mayor ley.
b) Acción gubernamental
Los gobiernos pueden estabilizar o cambiar los precios. La estabilización puede intentarse
acumulando un volumen (stockpile) de metal, aunque el acumular el metal en forma
importante aumenta la demanda y puede redundar en un alza de precio (!). Teniendo una
cantidad acumulada esta se puede usar para prevenir aumentos bruscos de precios mediante
ventas o compras en el caso de caídas bruscas de precios. Sin embargo, como los mercados
son mundiales es casi imposible para un país individual controlar los precios por sí mismo.
Han existido grupos de países que han intentados ejercer control sobre los precios sobre el
estaño (ITC) y del cobre (CIPEC), pero con escaso éxito.
La acción gubernamental vía nuevas regulaciones legales puede incrementar el consumo de
algunos metales, Ej. El platino y rodio debido a las leyes de emisión de gases de vehículos en
los EEUU y la Unión Europea (en Chile también están en uso los catalizadores, pero el
mercado es relativamente pequeño, estos artefactos se importan y el país es uno de los pocos
países latinoamericanos que ha incorporado los catalizadores a los vehículos). En 1993 se
adquirió la cifra récord de 1,7 millones de onzas de platino para uso industrial a nivel mundial
por ese motivo.
c) Reciclaje
El reciclaje de metales tiene un efecto importante sobre los precios de algunos productos.
Consideraciones económicas y ambientales han conducido al incremento de materiales
reciclados y se prevé un aumento del reciclaje en el futuro cercano. El reciclaje permite
prolongar la vida de los recursos no renovables y reducir los deshechos mineros y de
fundiciones, y está afectado en menor medida por las alzas repentinas de precios, escasez de
suministro y acciones de grupos. Además, tiene ventajas económicas y ambientales porque
los requerimientos de energía para materiales reciclados son usualmente mucho más bajos que
el tratar menas (en el caso del aluminio se necesita un 80% menos de energía eléctrica). En
EEUU en el período 1977 a 1987 el uso de chatarra de hierro subió de 35% a 42% de todo el
hierro consumido, el aluminio de 26% a 37%, mientras el cobre ha permanecido en el rango de
40% a 45% y el zinc 24 a 29%. El potencial del reciclaje es más alto para algunos materiales
que para otros.
A diferencia de los metales los minerales no-metálicos son menos reciclables y el reciclaje se
restringe a algunos materiales tales como bromuros, compuestos de flúor, diamantes
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industriales, yodo y feldespato y sílice en forma de vidrio, de modo que su precio está menos
afectado por este factor.
La mayor parte del reciclaje de metales se realiza en los países industrializados y representa
una competencia para los países productores de materias primas a partir de minas como Chile.
d) Sustitución y nueva tecnología
Ambas pueden conducir a una disminución en la demanda. Por ejemplo la demanda de plomo
se ha visto afectada por baterías de automóviles que duran más tiempo y ocupan menos plomo,
la sustitución de cañerías de plomo y/o cobre por plástico (PVC) y el cambio a gasolina sin
plomo. Sin embargo, un factor que afectó a todos los metales fue la crisis del petróleo en
1973, la cual condujo a significativos aumentos en los precios del petróleo y otros
combustibles, forzando la demanda hacia materiales que tienen una baja sensibilidad a altos
costos de energía y favoreció el uso de sustitutos más livianos y más baratos para los metales
(Ej. mayor uso de plásticos en vehículos).
PRECIOS DE METALES Y MINERALES
a) Metales: La minería metálica es un negocio en que el precio de los metales juega un rol
fundamental para su rentabilidad. Sin embargo, los precios de los metales son erráticos y
difíciles de predecir. En el corto plazo, los precios fluctúan en respuesta a imprevistos
que afectan la oferta y demanda, Ej. huelgas en minas grandes o fundiciones, aumentos no
previstos de los inventarios (stocks), tal como resultó por la crisis asiática de 1998. En el
mediano plazo (varias décadas) los precios claramente responden a aumentos y caídas en
la actividad económica mundial, lo cual en cierta medida permite predecir las tendencias
de los precios. Durante los períodos positivos de actividad económica el consumo de los
metales aumenta, disminuyendo los stocks en el mercado y los precios suben, pero en los
períodos recesivos el efecto es el contrario, se acumula un sobre-stock y se reduce el valor
del metal. Esto ha sido una constante en las variaciones del precio del cobre. El
pronóstico para algunos metales es poco prometedor, particularmente para el hierro,
manganeso, plomo, estaño y tungsteno (wolframio), por algunas de las razone previamente
discutidas. Son metales menores como el titanio, tantalio y otros, los que probablemente
tengan un futuro más brillante.
El oro ha tenido una historia aparte desde la Segunda Guerra Mundial. Desde 1934 a 1972, el
precio del oro permaneció fijo a US$ 35 por onza troy, debido a que estaba garantizada la
conversión del dólar a oro. En 1971 Richard Nixon removió la fijación entre el oro y el dólar,
dejando que el mercado determine el precio diario del metal precioso. En la década siguiente
el precio del oro se disparó hasta un precio récord de US$ 850 /oz, un precio inconcebible a
comienzos de los setentas; luego bajó hasta un nivel algo superior al de los treintas (al usar el
IPC de los EEUU el equivalente de US$ 35 en 1935 sería de US$ 289 en 1987, de manera que
el precio de US$ 400 /oz de ese año equivalía a un precio 38% más alto en términos reales del
precio de 1935). A la gente de diversos países se le permitió poseer oro tanto en barras como
en monedas y muchos invirtieron en el metal. Desafortunadamente, para los que intentan
predecir futuros cambios de precios del oro, la demanda de este metal no está determinada por
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requerimientos industriales, sino por la moda y sentimiento, factores que son variables y nopredecibles. El mayor uso del oro actualmente es en joyería y en barras para inversión,
aunque su uso como metal moneda está en proceso de ser abandonado y los bancos de
diversos países están vendiendo sus reservas de oro en barras.
El aumento del precio del oro desde 1971 condujo a un gran aumento de la exploración y al
descubrimiento de muchos depósitos de gran tamaño. Esto fue acompañado del progresivo
aumento de la producción, manteniéndose el precio alrededor de US$ 400 /oz hasta fines de
1997, para caer luego por debajo de US$ 300 oz y no ha repuntado hasta la actualidad. La
caída del precio del oro es atribuible al efecto de la crisis asiática y al aumento de la
producción, pero también ha estado significativamente afectada por las ventas de las reservas
de oro de los bancos. Es muy difícil predecir el comportamiento futuro de este metal
considerado precioso históricamente por la humanidad. La pregunta es ¿Podrán la moda y el
sentimiento absorber la creciente oferta de este metal a futuro?
b) Minerales industriales o no-metálicos: Muchos de los minerales industriales pueden ser
comercializados internacionalmente, las excepciones son los productos de bajo valor tales
como la arena, gravas y ripio, los cuales tienen un bajo valor unitario y son producidos
para los mercados locales. Minerales de valor intermedio desde cemento a sal pueden ser
transportados en distancias intermedias a largas, siempre que su transporte sea en masa y
con bajo costo. Los minerales industriales de mayor valor son comercializables a nivel
internacional, aun cuando se transporten en lotes pequeños. Chile exporta nitratos, yodo,
carbonato de litio, sal común y cantidades menores de lapislazuli, pero el resto de la
producción es para consumo interno; en esta última destaca la explotación de carbonato de
calcio (calizas) y puzolana utilizados en la fabricación de cemento para construcción. Los
minerales de bajo valor unitario se encarecen por el transporte a larga distancia y su
extracción solo se realiza si se encuentran cerca de los mercados de consumo. Para
productos de alto valor como los diamantes industriales, mica en hojas y grafito la
ubicación de los yacimientos es en gran medida irrelevante.
Los precios de los minerales industriales al igual que los metales responden a la intensidad de
la actividad comercial internacional, pero en conjunto nunca varían tanto como los metales y
sus precios son generalmente más estables. A diferencia de los metales el potencial de
reciclaje de minerales industriales es bajo y los materiales sustitutos competidores son
frecuentemente más caros y menos eficientes (Ej. calcita en vez de caolinita como carga en la
fabricación de papel).
FACTORES IMPORTANTES EN LA EXPLOTACION ECONOMICA DE MINERALES
Las etapas principales para llegar a la explotación de un cuerpo mineralizado pueden
resumirse en:
1. Exploración minera: para descubrir cuerpos de mena. Los minerales son recursos no
renovables que progresivamente se consumen y se agotan, por lo que la exploración de
nuevos cuerpos mineralizados provee nuevos recursos para su eventual explotación.
2. Estudios de factibilidad: para determinar su viabilidad comercial. La minería es un
negocio que debe ser rentable y se requiere analizar los costos – beneficios involucrados
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en la minería de un depósito mineral para determinar si puede ser explotado
económicamente.
Desarrollo de mina: construcción de toda la infraestructura. Esto involucra tanto el
desarrollo de las respectivas labores mineras (subterráneas o a rajo abierto), como la
construcción de la planta de procesamiento y medios de transporte.
Minería: extracción del mineral del suelo.
Procesamiento del mineral: molienda, concentración por separación de la mena de la
ganga en plantas de procesamiento (Ej. producción de concentrados de Cu; separación y
refinación de minerales industriales).
Fundición: recuperación de metales a partir de los concentrados.
Refinación: purificación del metal (Ej. electrolítica del Cu o al fuego).
Mercadeo: Transporte del producto (o concentrado del metal en el caso que no se funde y
no se refina en la mina) a los mercados.
Factores Importantes en la evaluación económica de un yacimiento potencial
a) Ley: la concentración de un metal en un yacimiento se conoce como ley y normalmente se
expresa en % en peso (Ej. % Cu, Pb, Zn) o en gramos/tonelada (Ej. Au, Ag; 1 gr/t = 1
ppm; partes por millón). La ley de un depósito mineral se determina mediante un
muestreo sistemático (numerosas muestras en superficie, labores subterráneas y de
sondajes), análisis químicos y por el cálculo de un promedio ponderado dentro de un
volumen dado de roca mineralizada. Antiguamente los cálculos de leyes y tonelajes se
realizaban en forma manual, pero en la actualidad se realizan en computadores mediante
métodos geoestadísticos sofisticados. La ley mínima explotable se determina por
consideraciones económicas y se denomina ley de corte. Los límites que se establecen
para un yacimiento mineral, particularmente en los casos en que la ley decrece
gradualmente, son determinados totalmente en base a consideraciones económicas (ley de
corte) y pueden no estar delimitados por ninguna característica geológica particular.
Si el precio de un metal aumenta entonces es posible bajar la ley de corte y aumentar el
tonelaje de reservas. Esto produce una baja de la ley global del yacimiento, pero si el ritmo de
producción se mantiene aumenta la vida de la mina. Las leyes varían de un depósito a otro y
claramente a menor ley se requiere un tonelaje mayor para hacer económico un depósito.
La tendencia general en las últimas décadas en la minería metálica ha sido explotar menas de
leyes cada vez más bajas. Esto ha llevado al desarrollo de operaciones mineras de mayor
escala con extracciones de >40.000 ton/día. En los yacimientos en explotación también es
necesario determinar cual será la ley de cabeza, que es la ley del mineral que va a la planta de
tratamiento. Frecuentemente la ley de cabeza es menor que la ley media del yacimiento
debido a la dilución por la incorporación inadvertida o inevitable de rocas de caja o huésped
estériles en el mineral durante su extracción.
La ley de los minerales industriales o no metálicos no es tan crítica. En estos minerales las
características químicas y físicas para un determinado uso son las determinantes en su valor
económico y en muchos casos estos materiales se utilizan tal cual se extraen. Esto significa
que para minerales no metálicos es importante la homogeneidad; los parches de material con
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diferentes propiedades deben descartarse o mezclarse para formar un producto uniforme. Ej.
los carbonatos (calizas) tienen uso en cemento de construcción, para producir cal, como
complemento alimenticio para aves de corral o en aplicaciones farmacéuticas, cada uno de
estos usos requiere de distinto grado de pureza del carbonato y/o ausencia de ciertos
componentes indeseables. Un depósito de minerales industriales debe ser investigado primero
por las propiedades del material, ya sea antes o después del procesamiento, para un uso
específico y después ver si hay reservas adecuadas para una demanda particular. En muchos
depósitos se pueden producir productos con distintas propiedades, lo que significa que para
lograr la explotación económica de un depósito no metálico pueden requerirse varios
mercados distintos.
b) Subproductos: En algunos depósitos existen varios metales presentes y la venta de uno
puede financiar la minería del otro. Ej. Chile produce molibdeno como subproducto de la
minería de pórfidos cupríferos; asimismo se recupera oro durante la refinación electrolítica
del cobre proveniente de los mismos depósitos.
c) Forma mineralógica: las propiedades de un mineral determinan la facilidad o dificultad
para la extracción y refinación de ciertos metales con la tecnología metalúrgica existente.
Ej.: Los óxidos y sulfuros metálicos tienen procesamientos diferentes y los costos
involucrados son distintos. Esto puede afectar la ley de corte de un depósito o incluso
determinar la viabilidad económica de este. (Ej.: oro refractario; oro incluido en
arsenopirita o pirita que difícilmente se recupera mediante cianuración, requiriendo una
tostación previa para liberar el oro, con el consiguiente costo de energía).
Los minerales industriales presentan problemas distintos. Por ejemplo las arenas silíceas para
producir vidrio de alta calidad deben tener un contenido de <0.035% Fe2O3 (<350 ppm
Fe2O3). Algunas arenas silíceas de color café pueden ser mejoradas si el Fe2O3 está en
pátinas por lixiviación ácida o abrasión, pero si el Fe se encuentra como inclusiones en el
cuarzo, no se puede mejorar.
d) Tamaño del grano y forma: el tamaño y forma cristalina de los minerales de mena
influyen en la recuperación. Esta última es el porcentaje del total del metal o mineral
industrial contenido en la mena que se recupera en el concentrado. Una recuperación de
90% significa que el 90% del metal contenido en el mineral se recupera en el concentrado
y un 10% se pierde en los relaves. Se podría pensar que una molienda suficientemente
fina para liberar las fases minerales permitiría recuperar el 100% de la mena, pero esto es
imposible y de hecho la mayoría de las técnicas de procesamiento metalúrgico fallan en el
rango de granos ultrafinos.
e) Sustancias contaminantes: Existen sustancias indeseables que pueden estar presentes en
los minerales de mena y ganga. Ej. la tenantita (Cu12As4S13) en menas de cobre
introduce As no deseable y a veces Hg en los concentrados de cobre. Estos contaminantes
al igual que el fósforo en el hierro y As en concentrados de Ni reciben castigos pecuniarios
por parte de los fundidores.
f) Tamaño y forma de los depósitos: la forma, tamaño y naturaleza de los depósitos
minerales afectan la minería de los mismos y también la ley explotable. Los depósitos que
Introducción 13
se encuentran en superficie o cerca de ella pueden explotarse por métodos de rajo abierto
a bajo costo, mientras que cuerpos tabulares como las vetas requerirán de métodos más
caros de extracción subterránea, aunque estos últimos pueden ser trabajados en
volúmenes más pequeños y se requiere de un capital inicial menor. Aunque la inversión
inicial es mayor para depósitos más grandes, los rajos abiertos, con manejo masivo
(minería no selectiva) de tonelajes de >30.000 ton/día ha conducido a la minería a gran
escala de depósitos de baja ley. La explotación de rajos implica una variación de la razón
estéril/mineral con el tiempo y cuando supera razones de 2/1 en depósitos de baja ley
debe ser abandonado o convertido en una explotación subterránea.
g) Carácter del mineral: Una grava aluvial no consolidada puede ser explotada por
excavadoras o dragado y no requiere molienda (Ej. en placeres de oro). Por el contrario en
operaciones mineras en roca dura es necesario realizar perforaciones, volar con explosivos
y moler las rocas. Las rocas más duras requieren mayor consumo de energía y de
explosivos para su beneficio. Por otra parte, las rocas fracturadas o cizalladas serán
débiles y se romperán requiriendo por ejemplo soporte del techo en operaciones
subterráneas (Ej. enmaderado) y trabajar con ángulos más bajos en rajos afectando la razón
estéril/mineral.
h) Ubicación: los factores geográficos pueden determinar si un cuerpo mineralizado es
viable económicamente. En lugares remotos puede no haber energía eléctrica, caminos,
líneas férreas, casas, escuelas, hospitales, etc. Todos estos elementos de infraestructura
deben construirse, el transporte de los productos de la mina a los mercados puede ser caro
y los sueldos deben ser atractivos para que trabajadores capacitados vayan a trabajar a
lugares remotos (Ej. trabajos a gran altitud).
i) Consideraciones ambientales: La minería es una actividad que produce un significativo
impacto en el medio ambiente. Se contaminan aguas que se utilizan en el procesamiento
de minerales, se contamina el aire por la emisión de gases de las fundiciones, se ocupan
grandes áreas con relaves y se depositan botaderos con material estéril para efectos
mineros, pero que pueden contener sulfuros cuya oxidación puede producir drenaje ácido.
Asimismo, el desplazamiento de una gran masa de trabajadores y las construcciones
necesarias para la actividad modifican significativamente el medio natural afectando la
flora y fauna de la zona minera. Actualmente en Chile existe una regulación ambiental
que obliga a toda actividad minera y de exploración a minimizar el impacto ambiental, lo
cual obviamente involucra costos.
j) Impuestos: las tasas de impuesto varían de país en país y determinan la economía de los
depósitos minerales. En Chile la tasa de impuesto a las utilidades de las empresas mineras
privadas es de 35%. En algunos países, Ej. Argentina, los gobiernos regionales exigen
regalías para autorizar la explotación de depósitos, las que representan una carga
impositiva adicional para las compañías mineras.
k) Factores políticos: Muchas compañías mineras grandes no invertirán en países
políticamente inestables. La minería usualmente requiere de grandes inversiones iniciales,
las que se recuperan solo en el largo plazo, por lo que el temor a las nacionalizaciones con
compensaciones inadecuadas o sin compensación hace que las compañías mineras dejen
Introducción 14
de invertir en países con inestabilidad política. Los cambios inesperados en políticas de
impuestos tienen el mismo efecto.
l) Costo de capital: Las operaciones mineras mayores requieren de enormes capitales en la
inversión inicial y las sumas que exceden US$ 500 millones y 1.000 millones no son raras.
Esto implica que pocas compañías pueden desarrollar una nueva mina con sus propios
recursos (esto puede ser incluso válido para algunos estados). Las compañías deben
conseguir prestamos de bancos u otros inversionistas, capital que debe ser repagado con
intereses. Consecuentemente la operación minera debe cubrir los costos mineros,
impuestos, regalías, pago de capital más intereses y proveer ganancia a los inversionistas
que arriesgaron su capital para explotar una mina.
Introducción 15
RECURSOS Y RESERVAS DE MINERAL
El presente capítulo está basado en un extracto y traducción de la “Guía para informar la
información de exploración, recursos minerales y reservas minerales” elaborada por el
“Comité de Recursos y Reservas” de la “Sociedad para la Minería, Metalurgia y
Exploración” de los EEUU, del 01 de Marzo de 1999.
Recurso Mineral: es una concentración u ocurrencia de material de interés económico
intrínseco en o sobre la corteza terrestre (un depósito) en tal cantidad y forma que
razonablemente es prospecto para su extracción económica. La ubicación, cantidad, ley,
características geológicas y continuidad de un Recurso Mineral se conocen o se estiman o
interpretan de datos geológicos específicos y conocimiento del depósito. Los recursos
minerales se subdividen, de acuerdo a su creciente confianza geológica en categorías de
Inferidos, Indicados y Medidos. Las porciones de un depósito que no son un prospecto un
potencial razonable para una eventual extracción económica no deben incluirse en un Recurso
Mineral.
El término Recurso Mineral cubre depósitos los cuales han sido identificados y evaluados a
través de exploración y muestreo y de los cuales pueden definirse Reservas Minerales
mediante la consideración de factores técnicos, económicos, legales, ambientales, sociales y
gubernamentales.
El término prospecto razonable para eventual extracción económica implica un juicio
(aunque preliminar) por una Persona Competente en lo que se refiere a los factores técnicos y
económicos que probablemente influenciarán la extracción económica del prospecto,
incluyendo los parámetros mineros aproximados. En otras palabras, un recurso mineral no
es un inventario de todo el mineral sondeado o muestreado, sin consideración de ley de corte,
dimensiones mineras probables, ubicación o continuidad. Es un inventario realista de
mineral, el cual bajo condiciones supuestas y condiciones técnicas y económicas justificables,
podría llegar a ser extraído económicamente.
Una Persona Competente es alguien que es miembro de una sociedad profesional para
científicos de la tierra o ingenieros de minas o que tiene otras calificaciones apropiadas. La
Persona Competente debe tener un mínimo de 5 años de experiencia en el tipo de mineral y
depósito en consideración y en la actividad que dicha persona está realizando. Sí la Persona
Competente está estimando o supervisando la estimación y evaluación de Recursos Minerales,
la experiencia relevante debe ser en estimación y evaluación de Recursos Minerales. . Sí la
Persona Competente está estimando o supervisando la estimación y evaluación de Reservas
Minerales, la experiencia relevante debe ser en estimación, evaluación y análisis económico de
Reservas Minerales.
Cuando la Persona Competente lo considere apropiado, las estimaciones puede incluir
suposiciones relacionadas a minería, las cuales deben estar expresadas claramente.
Recurso Mineral Inferido: es la parte de un recurso mineral para el cual se ha estimado el
tonelaje, ley y contenido mineral se han estimado con un bajo nivel de confianza. Se infiere y
Introducción 16
se supone a partir de características geológicas, pero no se ha verificado su continuidad
geológica y/o de ley. Se basa en información de calidad incierta o de poca confiabilidad
obtenida por técnicas apropiadas de afloramientos, trincheras, cateos, labores y sondajes. Un
Recurso Mineral Inferido tiene el nivel de confianza más bajo que aquel que se aplica a un
Recurso Mineral Indicado.
La categoría se intenta para cubrir situaciones en las cuales la concentración mineral u
ocurrencia ha sido identificada y se ha completado solo un limitado muestreo y medidas, pero
donde los datos son insuficientes para permitir la interpretación confiable de continuidad
geológica y/o de ley. Las suposiciones involucradas en la evaluación de un Recurso Mineral
Inferido deben ser razonables, después de considerada toda información disponible. Debido
a la incerteza que tienen los Recursos Minerales Inferidos, no se puede suponer que toda o
parte de un Recurso Mineral Inferido pueda ser elevado a categoría de Recurso Indicado o
Medido a futuro como resultado de la continuación de la exploración. La confianza en la
estimación no es suficiente para permitir la aplicación apropiada de parámetros económicos
y técnicos o para dar una evaluación de viabilidad económica que valga hacer pública. Se
debe tener precaución cuando esta categoría de recursos se considera en estudios
económicos.
Recurso Mineral Indicado: es aquella parte de un Recurso Mineral para el que el tonelaje,
densidad, forma, características físicas y contenido mineral pueden ser estimados con un nivel
de confianza razonable. Está basado en exploración, muestreo y análisis obtenidos por las
técnicas apropiadas de afloramientos, trincheras, cateos, labores y perforaciones (sondajes).
Las ubicaciones de las muestras están ampliamente distribuidas o el espaciamiento es
inadecuado para confirmar la continuidad geológica y/o continuidad de ley, pero están
suficientemente espaciadas como para suponer la continuidad. Un Recurso Mineral Inferido
tiene un grado de confianza menor que el de un Recurso Mineral Medido, pero tiene un nivel
de confianza más alto que el de un Recurso Mineral Inferido.
Un depósito puede clasificarse como un Recurso Mineral Indicado cuando la naturaleza,
calidad, cantidad y distribución de datos es tal que permite a la Persona Competente
determinar confiablemente que el Recurso Mineral se ajusta a un esquema geológico
interpretado y a asumir la continuidad de la mineralización. La confianza en la estimación es
suficiente para permitir la aplicación de parámetros técnicos y para la evaluación de
viabilidad económica.
Recurso Minero Medido: en la parte de un Recurso Mineral para el cual se han estimado con
un alto nivel de confianza el tonelaje, densidad, forma, características físicas, ley y contenido
mineral. Está basado en exploración detallada y confiable, la información del muestreo y
análisis se han obtenido mediante técnicas apropiadas de ubicaciones tales como
afloramientos, trincheras, cateos, labores y sondajes. Las ubicaciones están estrechamente
espaciadas lo suficiente para confirmar continuidad geológica y/o de ley.
Un depósito puede ser clasificado como un Recurso Mineral Medido cuando la naturaleza,
calidad, cantidad y distribución de los datos es tal como para no dejar duda razonable, en
opinión de la Persona Competente que estima el recurso Mineral, que el tonelaje y ley del
depósito puede ser estimado dentro de límites definidos y que cualquier variación de la
Introducción 17
estimación no afectaría significativamente la viabilidad económica potencial. Esta categoría
requiere un alto nivel de confianza en, y la comprensión de la geología y controles del
depósito mineral. La confianza en la estimación es suficiente para permitir la aplicación de
técnicas apropiadas y parámetros económicos como para realizar una evaluación de la
viabilidad económica.
La elección de la categoría apropiada de Recurso Mineral depende de la cantidad, distribución
y calidad de datos disponibles y el nivel de confianza de esos datos. La categoría apropiada de
Recurso Mineral debe ser determinada por la Persona Competente.
Reserva Mineral: en la parte económicamente explotable (“minable”) de un Recurso Mineral
Medido o Indicado. Ella incluye materiales de dilución y considera pérdidas que pueden
ocurrir durante la explotación del material. Se han realizado en ella evaluaciones apropiadas,
las cuales pueden incluir estudios de factibilidad, han sido realizados e incluyen la
consideración de, y modificación por factores mineros, metalúrgicos, económicos, de
mercado, ambientales, sociales, y gubernamentales realistas. Estas evaluaciones demuestran
que al tiempo del informe la extracción se justifica razonablemente. Las Reservas Minerales
se subdividen en orden de aumento de confianza en Reservas Minerales Probables y Reservas
Minerales Probadas.
Las Reservas Minerales son aquella porción de Recursos Mineros, la cual después de la
aplicación de todos los factores mineros, resulta en una estimación de tonelaje y ley, los
cuales en opinión de la Persona Competente realizando la estimación, puede ser la base de un
proyecto viable después de considerar los factores relevantes de metalurgia, economía,
mercado, legales, ambientales, sociales y gubernamentales. Las Reservas Minerales incluyen
los materiales de dilución que tendrán que ser minados y enviados a la planta de tratamiento
o equivalente.
El término economía implica que se ha establecido o se ha demostrado analíticamente que la
extracción de la Reserva Mineral es viable y justificable bajo supuestos razonables de
inversión y mercado. El término Reserva Mineral no necesariamente significa que la
infraestructura para la extracción esta construida u operativa, tampoco que los permisos
gubernamentales han sido otorgados. Significa que hay expectativas razonables de que los
respectivos permisos estarán vigentes a tiempo.
Para planificar una operación minera es necesario que el volumen mineralizado esté en
categoría de Reservas Minerales. Sin embargo, se destaca que esta guía no implica que para
una operación económica deban forzosamente existir Reservas Probadas. En algunas
situaciones las Reservas Probables por si mismas pueden ser suficientes para justificar la
extracción, como por ejemplo en algunos depósitos aluviales (placeres) de estaño u oro. Esto
es materia del parecer de la Persona Competente y de la administración de la entidad que
posee la información.
Reserva Mineral Probable: es la parte económicamente explotable de un Recurso Minero
Indicado y, en algunas circunstancias, de Recursos Mineros Medidos. Ella incluye los
materiales de dilución y considera las pérdidas que pueden ocurrir cuando el mineral es
minado. Para colocar el mineral en esta categoría se han llevado a cabo las estimaciones
Introducción 18
apropiadas, que pueden incluir estudios de factibilidad, e incluyen la consideración de, y
modificación por, factores mineros, metalúrgicos, económicos, de mercado, legales,
ambientales, sociales y gubernamentales basados en suposiciones ajustadas a la realidad.
Estas evaluaciones demuestran que al tiempo del informe la extracción está justificada
razonablemente. Una Reserva Mineral Probable tiene un nivel de confianza menor que una
Reserva Mineral Probada.
Reserva Mineral Probada: es la parte económicamente minable de un Recurso Mineral
Medido. Ella incluye los materiales de dilución y considera las pérdidas que pueden ocurrir
cuando el mineral es minado. Para colocar el mineral en esta categoría se han llevado a cabo
las estimaciones apropiadas, que pueden incluir estudios de factibilidad, e incluyen la
consideración de, y modificación por, factores mineros, metalúrgicos, económicos, de
mercado, legales, ambientales, sociales y gubernamentales basados en suposiciones ajustadas
a la realidad. Estas evaluaciones demuestran que al tiempo del informe la extracción está
justificada razonablemente.
La ubicación en la categoría apropiada de Reserva Mineral está determinada primariamente
por el Recurso Mineral y debe ser hecho por la Persona Competente.
Figura 1. Relaciones generales entre Información de Exploración, Recursos Minerales y
Reservas Minerales.
Introducción a la Economía Minera
1
INTRODUCCION A LA ECONOMIA MINERA: DEFINICION Y APLICACIÓN
Apuntes obtenidos de la traducción de parte de “Economic Guidelines for Mineral
Exploration; Seminar Notes” de Brian Mackenzie (1992).
La economía minera incluye un amplio rango de actividades, intereses y responsabilidades
relacionadas con el sector minero. El propósito de esta introducción es describir la disciplina,
explicar su existencia, hacer un esbozo de la experiencia requerida para esta especialidad e
ilustrar sus áreas de aplicación.
Definición
La economía minera puede definirse como la aplicación de la economía al estudio de todos
los aspectos del sector minero. La economía minera entonces es una subdivisión de la
economía general.1 Aunque esto puede parecer obvio, plantea la interrogante de ¿qué es la
economía? La economía es una disciplina que puede clasificarse en tres grandes áreas de
interés, a saber:
Teoría Económica
Políticas de Gobierno
Principios de Administración
Planificación de Empresas
Técnicas de Toma de Decisión
Evaluación de Proyectos
Cada una de esas áreas económicas ha evolucionado para satisfacer distintas necesidades
prácticas.
La teoría económica, enseñanza e investigación se centra en departamentos de economía de
universidades y está dirigida principalmente al apoyo para formulación de políticas
gubernamentales y responder a las necesidades de planificación del sector público.
Los principios de administración, que es el área de especialización de los departamentos de
comercio y programas de MBA, están dirigidos a asistir las funciones de planificación de
empresas o corporaciones, particularmente en organizaciones de gran tamaño del sector
privado.
Las técnicas de toma de decisión cubren un rango de métodos cuantitativos, los cuales en
conjunto pueden denominarse investigación de operaciones, ingeniería económica, teoría de
decisión y ciencias administrativas. Esas herramientas analíticas, que pueden desarrollarse y
ser enseñadas en una variedad de departamentos académicos (ingeniería industrial, comercial,
matemáticas, economía, negocios y ciencias de la computación) se aplican para evaluar y
optimizar proyectos particulares, programas, operaciones y oportunidades de inversión tanto
en departamentos gubernamentales, como en compañías privadas.
Obviamente que las tres áreas de interés mencionadas arriba no pueden separarse tan
claramente, porque existen importantes interrelaciones entre ellas tanto en la teoría como en la
práctica, de modo que la coordinación de esfuerzos, aunque no siempre presente, es a menudo
esencial para obtener resultados adecuados.
1
No confundir con “Geología Económica” que es una rama especializada de las ciencias geológicas que se
dedica al estudio de los depósitos minerales.
Introducción a la Economía Minera
2
Esta visión general de la economía provee un marco útil para la definición de le economía
minera. Consecuentemente, este tema puede considerarse como comprendiendo las tres áreas
de interés de la economía, pero en el contexto específico del sector minero. En este sentido,
la economía minera es una disciplina bastante poco usual, tradicionalmente las
especializaciones en economía se han desarrollado en líneas funcionales. Por ejemplo, en
teoría económica se da atención especial a temas como finanzas públicas, políticas
monetarias, comercio internacional y consideraciones económicas de la seguridad social. La
especialización en áreas sectoriales o industriales se encuentra solamente en economía
agrícola y economía minera, de las cuales la primera es más reconocida que la segunda. En
ingeniería existe una distinción similar. Las especialidades funcionales tradicionales incluyen
por ejemplo: ingeniería mecánica, eléctrica y civil. Especialidades industriales se encuentran
en minería, metalurgia, agronomía e ingeniería forestal. Notablemente tanto en economía
como en ingeniería las especialidades tienden a estar asociadas con el sector de recursos
naturales.
Por lo tanto el economista minero es tanto un especialista como un generalizador, se
especializa en un solo sector de la economía, pero generaliza un amplio rango de temas del
sector minero. La economía minera es un campo de especialización más de ingenieros que de
geólogos, pero los conceptos económicos básicos y las particularidades del sector minero
deben ser comprendidas por ambos profesionales para una toma de decisiones coordinada y
para que exista una comunicación fluida entre distintas áreas empresariales o gubernamentales
involucradas en minería.
La minería que es el tema central de
la
economía
minera
puede
visualizarse convenientemente como
un proceso de suministro por el cual
los minerales se convierten desde
recursos geológicos hasta productos
negociables o vendibles.
Los
elementos principales de este
proceso se presentan en la figura 1.
Consecuentemente una existencia
geológica de minerales (“stock”),
que constituye el recurso básico,
fluye a través de una serie de
actividades del sector minero que
involucran múltiples etapas para
suministrar al mercado de minerales.
La economía minera se centra en
este proceso de suministro de
materiales naturales de origen
mineral. Es necesario llevar a cabo
varios tipos de estimaciones de
recursos y reservas para determinar
las
existencias
de
minerales
existentes y los minerales que potencialmente pueden estar disponibles. La determinación de
los costos, riesgos y ganancias característicos de la exploración minera, desarrollo minero,
minería, procesamiento de minerales, energía y transporte reflejan la economía global del
proceso secuencial de conversión. Finalmente la economía de los materiales minerales
Introducción a la Economía Minera
3
(“commodities”) incluye la documentación y proyección de las condiciones del mercado de
minerales (oferta, demanda y factores de precio) en el contexto del mercado de materiales.
Entendiendo las características técnicas y económicas básicas del sector minero como un
proceso de suministro, la economía minera consiste en la aplicación de los principios
económicos a las distintas áreas de interés específicas. Haciendo un paralelo con el marco
general de la economía, estas incluyen la formulación de políticas mineras gubernamentales,
planificación de empresas mineras y la evaluación y optimización de proyectos mineros.
Obviamente existen interconexiones importantes entre estos campos de especialización. Por
ejemplo existe una relación biunívoca entre las políticas de gobierno y las decisiones
corporativas de inversión.
Justificación
¿Por qué existe la economía minera como área de especialización?, la respuesta puede ser
extensa, pero lo fundamental es que se trata de una actividad económica que tiene
características especiales, las que no tienen paralelo completo en economía general. Estas
características especiales invariablemente derivan de un elemento distintivo esencial: el
ambiente geológico. Las características del ambiente geológico tienen relevancia para todas
las áreas de interés de la economía minera. Cuatro factores implícitos en el ambiente
geológico son de particular interés. Los depósitos minerales, que constituyen la base
geológica para el suministro minero son:
•
inicialmente desconocidos
•
fijos en tamaño
•
variables en calidad
•
fijos en ubicación
Ya que los depósitos minerales son inicialmente desconocidos, ellos deben ser encontrados y
delineados antes de considerar decisiones normales de desarrollo industrial y producción.
Consecuentemente la exploración minera es una parte integral del sector minero, de
hecho la exploración exitosa es esencial para que las compañías mineras puedan sobrevivir en
el tiempo. En un contexto de largo plazo el proceso de suministro mineral comienza con la
fase de exploración, en la cual típicamente no solo existe un largo período de inversión sin
retorno, sino también un alto riesgo de pérdida total si no se encuentra un depósito mineral
económico. La naturaleza de alto riesgo de la exploración minera implica obviamente que
hay un factor de suerte o azar asociado al éxito a este campo (“cueva” como dijo Richard
Sillitoe en el Congreso Geológico Chileno del 2003). Esto hace que la determinación de
tendencias de largo plazo en el sector minero sea particularmente difícil.
Los depósitos minerales una vez descubiertos son de tamaño fijo determinado por la
naturaleza y, por lo tanto, sujetos a agotamiento durante el curso normal de la producción
minera. El tamaño fijo de las dimensiones de los depósitos minerales impone restricciones
técnicas y económicas en la capacidad que puede justificar un nuevo desarrollo minero y en la
tasa de producción que puede lograrse en una operación minera existente. En términos más
generales, por cada tonelada que se extrae de un depósito particular, compañía, región o país
de interés, queda una tonelada menos en la mina. Consecuentemente, se requieren esfuerzos
de exploración continuos y exitosos solo para mantener los niveles de producción existentes.
Los depósitos minerales son recursos no renovables e invariablemente se agotan al ser
Introducción a la Economía Minera
4
explotados y la naturaleza agotable de los recursos minerales es la fuente de preocupaciones
respecto a la escasez global de estos recursos, los límites al crecimiento y respecto al rol de la
minería en el desarrollo económico sustentable.
Los depósitos minerales no solo son fijos geológicamente en tamaño, también son de calidad
variable. La variabilidad de calidad dentro de depósitos individuales plantea algunas
oportunidades mineras en términos de ley de corte y secuencia de decisiones mineras (Ej. Las
porciones de alta ley pueden explotarse primero para producir utilidades temprano y reducir
así el período de recuperación e intereses de los capitales invertidos en el desarrollo minero).
La variabilidad de calidad entre distintos depósitos tiene una influencia crítica en un amplio
espectro de asuntos de política y planificación relacionados por ejemplo con la rentabilidad
económica y productividad minera.
Finalmente los depósitos minerales no pueden moverse a una ubicación conveniente,
consecuentemente el desarrollo, minería y generalmente parte del procesamiento mineral debe
ser realizado en el lugar físico/geográfico donde está el depósito. Esto involucra
requerimientos de transporte, energía, agua e infraestructura social, los cuales en regiones
remotas pueden representar una parte sustantiva de los costos de capital y de operación
minera. En términos generales el hecho que los depósitos estén en ubicaciones fijas significa
que existe una diferencia entre regiones y países ricos en recursos y regiones o países que son
grandes consumidores de minerales/metales. Esto explica porqué los productos minerales
destacan dentro del mercado doméstico e internacional. Este factor geológico también es la
fuente de muchas cuestiones y/o conflictos socio-políticos.
En resumen, los problemas económicos y oportunidades que surgen del ambiente geológico
no tienen un paralelo completo en economía general. Esto implica que se requiere de
habilidades y experiencia especial, lo que constituye el fundamento de la economía minera.
El objeto de estudio: El Proceso de Suministro Mineral
La comprensión de las características técnicas y económicas del sector minero como un
proceso de suministro para todas las áreas de aplicación en economía minera.
Características técnicas
El rol del sector minero en la economía es encontrar, delinear y desarrollar depósitos
minerales y entonces extraer, procesar y vender productos obtenidos de ellos.
Consecuentemente los depósitos minerales son un punto central del proceso de suministro
mineral (de la minería). Las características económicas están definidas por una serie de
características técnicas que reflejan, en parte, el ambiente geológico asociado con los
depósitos minerales. El proceso de lograr una producción económica de minerales consiste en
una secuencia de actividades con múltiples etapas por las cuales los minerales se transforman
desde un recurso geológico desconocido hasta materiales negociables como se ilustra en la
figura 2.
La existencia física de depósitos minerales en la naturaleza y la demanda de materiales
minerales (“commodities”) en la economía doméstica o mundial constituye el estímulo básico
para el suministro mineral. En otras palabras, lo que mueve la industria minera es la
existencia de un negocio minero. Por su parte, la selección de ambientes favorables para
exploración se basa en la combinación de una percepción favorable de los geólogos de
exploración y de los investigadores de mercado en lo que se refiere a los factores geológicos y
oportunidades de mercado respectivamente.
Introducción a la Economía Minera
5
Figura 2. El proceso de Suministro Mineral
La fase de exploración minera es un proceso secuencial de inversión para la obtención de
información. En la exploración básica o primaria, inicialmente se seleccionan áreas
geográficas potencialmente favorables dentro de un ambiente geológico de interés y son
objeto de una serie de estudios geológicos, geofísicos y geoquímicos. Si tiene ésta
exploración primaria tiene éxito resultará en el descubrimiento de ocurrencias minerales.
En esta etapa, el tamaño y valor de cada ocurrencia mineral todavía se desconoce.
Introducción a la Economía Minera
6
Cuando se ha realizado suficientes trabajos de delineación (Ej. muestreos sistemáticos de
sondajes, trincheras y labores mineras) se debe tomar una decisión respecto si el depósito
mineral debe o no ser desarrollado para producción. Si las características del depósito
mineral delineado justifican económicamente el desarrollo minero, éste constituye
formalmente un yacimiento y es el producto final de la exploración minera.
La etapa de desarrollo establece la capacidad de minería (tasa de extracción) y de
procesamiento mineral. El procesamiento se requiere para mejorar el producto de la mina a
un concentrado de metal para su transporte y venta. Consecuentemente la construcción de
plantas de procesamiento se realiza en paralelo con el desarrollo de la mina. Puede requerirse
la instalación de una planta aledaña a la mina o podría ser una planta común para que sea
usada para tratar minerales provenientes de varias minas de una región.
La producción comienza cuando la mina ha sido desarrollada y se ha construido la planta.
La etapa de minería puede incluir la remoción de estéril en minería a rajo abierto, la
preparación de frentes de extracción en minería subterránea, el desarrollo de reservas,
sondajes/perforaciones, tronadura, manejo de materiales para la planta de procesamiento,
relleno de sectores explotados, servicios técnicos y de planificación asociados. Para
operaciones de metales base la etapa de procesamiento normalmente incluye chancado,
molienda, flotación, secado, disposición de relaves y la carga de concentrados para su
transporte. De este modo el mineral de la mina que puede contener 1% Cu puede mejorarse a
un concentrado de cobre de 25% Cu, con una pérdida de 10% del cobre contenido en el
mineral en el relave (90% de recuperación).
Los productos minerales elaborados en el complejo mina/planta pueden entonces
transportarse a fundiciones y plantas de refinación para procesamiento adicional antes de ser
enviados al mercado.
El proceso de suministro minero es dinámico, ya que las condiciones de mercado en lo
referente a la demanda de productos minerales varía en el tiempo debido a distintos factores,
incluyendo variaciones de requerimientos en sus usos, cambios en las propiedades y costos
relativos de materiales sustitutos, así como el desarrollo de nuevos productos en el mercado y
modificaciones en las condiciones de transporte, fundición y refinación. Por otra parte, el
agotamiento es inherente a la explotación de depósitos minerales, lo que implica que debe
existir exploración minera en forma continua solo para mantener el nivel de producción
minera. Además, la exploración minera es un proceso de largo plazo guiado por conceptos
geológicos y la experiencia tendiente a encontrar primero aquellos depósitos que son más
grandes, de mejor ley, más cercanos a la superficie o más cercanos a los centros de consumo.
Como consecuencia, los mejores depósitos o más cercanos a los mercados en términos
generales serán los primeros en ser descubiertos, desarrollados y agotados. Los depósitos que
quedan para el futuro son entonces de menor calidad, más pequeños, más difíciles de ubicar o
a mayor profundidad. Consecuentemente el progresivo agotamiento de los depósitos hace
que el costo del suministro mineral aumente en el tiempo. Afortunadamente, existe una
fuerza dinámica que contrarresta lo anterior, que corresponde a los avances en tecnología.
Estos avances pueden incluir tanto técnicas de exploración más eficientes y exhaustivas,
como mejoras en los métodos de procesamiento y de minería. Los avances tecnológicos
permiten reducir el costo del suministro minero (incrementan la eficiencia de la minería y
exploración). Entonces el mejoramiento o empeoramiento de la economía del suministro
minero depende de la interacción de esas fuerzas del mercado, agotamiento y avances en
tecnología.
Introducción a la Economía Minera
7
Características Económicas
La economía del suministro mineral involucra los costos, riesgos y ganancias del proceso de
tres fases. Dado que el centro del proceso lo constituyen los depósitos minerales la economía
del proceso de suministro puede medirse por la relación entre los gastos de exploración
requeridos para encontrar y delinear un yacimiento y la ganancia neta asociada con su
posterior desarrollo y producción.
La estimación de costos, riesgos y ganancias del suministro mineral se aplican para
determinar lo atractivo del proceso como para invertir dinero. Los criterios económicos
pueden subdividirse convenientemente en consideraciones de largo y corto plazo. Lo
atractivo en el largo plazo se determina usando medidas de valor esperado. Los problemas de
corto plazo asociados con el cumplimiento de expectativas se estiman por criterios de riesgo.
Las medidas de valor esperado miden el valor promedio que el suministro mineral entregará
en el largo plazo, cuando los éxitos y fracasos asociados con un gran número (teóricamente
infinito) de descubrimientos se consideran. Basado en la estimación de los costos, riesgos y
ganancias del proceso de suministro mineral los criterios de valor esperado se derivan de la
distribución en el tiempo de los flujos de caja promedios para el descubrimiento de un
depósito mineral económico. El flujo de caja por definición corresponde a las entradas de
dinero (beneficios) menos la salida de dinero (costos), típicamente durante el período de un
año; por convención a fines de un año determinado y en valor actual (constante) del dinero.
La distribución inicialmente se evalúa en su valor potencial sin impuestos como se ve en la
Fig. 3. El valor potencial del suministro mineral, incluyendo todos los costos directos y
ganancias a través del ciclo minero de tres fases, mide la capacidad productiva de los recursos
minerales a la sociedad e indica que es lo que hay para compartir entre la industria minera y el
gobierno antes de las consideraciones de impuestos. Entonces para proveer una medida del
incentivo para invertir desde el punto de vista de la empresa minera, la estimación del valor
potencia se realiza descontando los impuestos como se muestra en la Fig. 4. La compañía
minera decide sobre la base de después de impuestos si vale la pena o no invertir en el
proceso de suministro mineral.
Impuestos
En Chile existen dos niveles de impuestos que se aplican a las utilidades, el impuesto a nivel
de compañía y el impuesto a nivel de propietario. En efecto, las compañías mineras están
sujetas al régimen de tributación general que afecta a cualquier empresa obligada a declarar la
renta efectiva sobre la base de contabilidad completa. Esto implica afectar con impuesto de
Primera Categoría los resultados devengados por la respectiva sociedad al 31 de diciembre y
con impuesto Global Complementario o Adicional las distribuciones de utilidades
efectuadas a los propietarios, socios o accionistas. La carga efectiva de impuesto en Chile
para una compañía minera y sus propietarios es de 35% de las utilidades.
La tasa del impuesto de Primera Categoría para el año comercial 2002 era 16%. Este
porcentaje se incrementó a 16,5% para el año comercial 2003 y 17% para los años
comerciales 2004 y siguientes por modificaciones legales introducidas por el gobierno. El
Impuesto Adicional grava a las personas naturales o jurídicas sin domicilio ni residencia en
nuestro país, respecto de la remesa de utilidades, y su tasa es 35%. El Impuesto de Primera
Categoría es un crédito en contra de los Impuestos Global Complementario o Adicional.
Introducción a la Economía Minera
8
Para la aplicación del impuesto a la renta las disposiciones distinguen entre sociedad anónima
y otro tipo de sociedades. Como parte de estas últimas se encuentran las sociedades de
responsabilidad limitada, sociedad contractual minera, sociedad colectiva o sociedad en
comandita. Las principales diferencias se refieren al impuesto único, con tasa del 35%, que
deben pagar las sociedades anónimas sobre los gastos rechazados y a la tributación de los
dividendos que, independiente del Fondo de Utilidades Tributables, siempre se afectan con
los impuestos personales.
En caso que la propiedad de la empresa corresponda a inversionistas extranjeros, éstos pueden
optar por el régimen de invariabilidad tributaria establecido en el Estatuto de Inversión
Extranjera, D.L. 600. Este decreto permite mantener invariable por un tiempo determinado,
10 o 20 años según sea el caso, el régimen tributario vigente al celebrarse el contrato de
Introducción a la Economía Minera
9
inversión extranjera. En la actualidad la tasa de invariabilidad asciende a un 42% como carga
impositiva efectiva total a la renta. La Minera Escondida es una empresa que se acogió al
régimen de invariabilidad tributaria cuando invirtió en el desarrollo de la mina Escondida, es
decir optó por pagar una tasa impositiva más alta a condición que esta fuera invariable.
Las empresas que obtengan créditos desde el exterior de instituciones bancarias o financieras
autorizadas por el Banco Central de Chile, deberán retener impuesto adicional con tasa del 4%
sobre los intereses que se paguen con relación a estos créditos. No obstante, la "Ley sobre
Evasión y Elusión Tributaria" aprobada en el año 2001 ha dispuesto que aquellas empresas
que determinen una razón de endeudamiento relacionado (deuda con entidades
relacionadas/patrimonio) superior a 3, tributarán con tasa del 35% en reemplazo del 4% sobre
el exceso de endeudamiento. De igual forma, según esta ley los créditos contraídos con
empresas relacionadas independiente de su monto y de la relación existente entre
patrimonio/deuda siempre tributarán a una tasa del 35%.
Depreciación Acelerada
Existe en el sistema de tributación chileno el llamado beneficio por depreciación acelerada
del activo fijo, el cual se puede utilizar cuando se trata de inversiones sobre cierto monto (50
millones de dólares) y cierta categoría (proyectos industriales incluyendo los mineros), el cual
es usado por las empresas mineras. Consiste en que las empresas pueden depreciar para
efectos tributarios más rápido que la depreciación contable normal. Por ejemplo, si un bien
tiene una vida útil económica de 12 años, puede tener, a modo de ejemplo, una vida útil
tributaria de 4 años. Esto implica que en los primeros años (4 en el caso del ejemplo) se va a
tener un mayor gasto por depreciación (se va a depreciar para efectos tributarios el activo en
sólo 4 años, en vez de 12), por lo cual para efectos de impuestos se va a declarar una utilidad
menor y, por ende, se pagan menos impuestos (menor renta líquida imponible), o no se pagan
impuestos en que caso de que no hayan utilidades. Después de haber terminado de depreciar
para efectos tributarios (4 años para el ejemplo) contablemente el bien sigue existiendo, pero
ya no se puede llevar su depreciación a gasto, porque eso se hizo en forma anticipada (el bien
deja de existir para efectos tributarios). En otras palabras, si se depreciara el bien
normalmente (por 12 años), se tendría un gasto durante 12 años, pero como se depreció solo
en 4, en los años siguientes ese gasto no existe para efectos tributarios), por lo cual la utilidad
tributaria ahora es mayor. Así que después de esos 4 años, la empresa tiene que pagar más
impuestos. ¿Por qué se hace esto? Las empresas mineras al principio tienen que hacer
grandes inversiones para poner en marcha un proyecto minero (mina, planta, mineroducto,
etc.), y durante los primeros años corresponde a un período de inversión sin retorno.
Entonces la idea es que durante esos primeros años tengan menos carga tributaria y después
cuando la operación minera ya esté andando y generando utilidades los paguen. Es decir, en
palabras simples, lo que se hace es postergar el pago de impuestos para pagarlos más
adelante.
La "Ley sobre Evasión y Elusión Tributaria" aprobada en el año 2001 incorporó cambios
respecto al tratamiento de la depreciación acelerada, la que se mantiene sólo para efectos del
impuesto de Primera Categoría y no para la tributación con los impuestos finales; Global
Complementario o Adicional. De esta forma, se debe agregar al Fondo de Utilidades
Tributables, como una utilidad sin crédito, la diferencia entre la depreciación acelerada y la
normal. Toda distribución efectuada con cargo a estas utilidades quedará afecta a los
impuestos Global Complementario o Adicional, según proceda, sin derecho al crédito por
impuesto de Primera Categoría.
Introducción a la Economía Minera 10
¿Cómo se calculan la utilidades para efectos tributarios?
Las utilidades se estiman en base:
Ganancias – Costos de Operación = Ingreso Neto antes de Créditos de Impuestos
Se restan entonces:
- Las pérdidas de arrastre (desde año X – 1)
- Los créditos de impuestos por gastos de exploración
- Los créditos de impuestos por gastos de desarrollo de mina
- los créditos de impuestos por depreciación acelerada de activos fijos
Si el saldo es negativo: Pérdida de arrastre (desde año X + 1)
Si el saldo es positivo: Se aplican impuestos correspondientes a las utilidades.
Riesgos en la estimación del valor esperado de un recurso mineral
Existen tres tipos principales de riesgos asociados para que se concrete el valor esperado:
-
Riesgo de mercado: La sensitividad de la economía del suministro mineral
a las incertezas del precio de los metales
-
Riesgo geológico: La incerteza del nivel de ganancia dado un
descubrimiento de un depósito económico que surge de la variabilidad
geológica entre depósitos.
-
Riesgo de descubrimiento: El riesgo asociado con el descubrimiento de
depósitos minerales.
Estos riesgos, individual y colectivamente, presentan desafíos a la ganancia en el largo plazo,
supervivencia y crecimiento de organizaciones mineras activas en el proceso de suministro
mineral.
El primer tipo de riesgo está asociado con el mercado de minerales o metales. Típicamente
hay un alto nivel de incertidumbre asociado al pronóstico de fluctuaciones de corto plazo y
tendencias de largo plazo en los precios de los productos minerales. Además, en este riesgo
hay que agregar el riesgo de variaciones de las tasas de cambio de monedas cuando el
producto se vende en mercados internacionales e inflación. La economía del proceso de
suministro mineral es altamente sensitiva a los precios. Se requiere de flexibilidad en la
planificación para poder lidiar con cambios inesperados en las condiciones de mercado que
inevitablemente ocurren durante la vida de las minas. Deben establecerse estrategias
corporativas para manejar este riesgo una de las cuales es la diversificación de la producción
(no ser monoproductor) o invertir en depósitos polimetálicos.
El segundo riesgo surge de la variabilidad en la posible ganancia dado el descubrimiento de
un depósito económico (yacimiento). No existe un “depósito típico” en la naturaleza, de
modo que el riesgo potencial, positivo o negativo, asociado a la variabilidad de los parámetros
geológicos entre depósitos tiene importantes implicaciones para la planificación de la empresa
Introducción a la Economía Minera 11
minera. La posibilidad de que cualquier programa de exploración pueda conducir a un
descubrimiento multi-billonario, aunque extremadamente improbable, sin duda es un gran
incentivo para invertir en el suministro mineral. Un blanco gigante de ese tipo probablemente
implica decisiones de inversión muy por encima de cálculos de valor esperado para una
compañía minera.
El tercer riesgo es el de encontrar un depósito de valor económico dado el descubrimiento de
una ocurrencia mineral. El análisis de los gastos de exploración minera de empresas a nivel
mundial en las últimas décadas y hallazgos de yacimientos indica que en promedio se requiere
gastar US$ 20 millones en 10 años para encontrar un nuevo yacimiento metálico. Sin
embargo, no se trata de gastar solo US$ 20 millones, sino que una serie de inversiones más
pequeñas (Ej. 100 veces US$ 100.000) y siempre cabe la posibilidad de gastar los US$ 20
millones y no encontrar nada. Las empresas que realizan exploración minera deben ser
persistentes e invertir más para sobrepasar el riesgo de descubrimiento. Alternativamente las
empresas pueden comprar yacimientos descubiertos por otros, pero en ese caso deberán pagar
los gastos incurridos por los descubridores, más el valor del mineral in situ que se ha
delineado, más un porcentaje de ganancia, lo que reducirá las potenciales ganancias netas.
Debido al alto riesgo que caracteriza a la exploración minera la asignación de fondos
limitados con este propósito no garantiza el valor esperado y los recursos de exploración
pueden ser gastados sin éxito.
Cabe señalar, que siempre existe cierto grado de incertidumbre antes del desarrollo de un
proyecto minero en las estimaciones de ley-tonelaje y la recuperación metalúrgica que se
obtendrá al procesar el mineral. Además, siempre existen factores intangibles tanto
geológicos, como de mercado y sobre todo respecto a futuras políticas de gobierno que
pueden afectar la rentabilidad del negocio minero. Por ejemplo, las grandes cifras monetarias
que mueve el negocio minero hacen que frecuentemente surjan ideas, sobre todo a niveles
políticos gubernamentales, de obtener regalías o “royalties” adicionales a las tasas impositivas
legales de parte de las compañías mineras, lo cual afecta la rentabilidad e inmediatamente
perjudica las decisiones de inversión en minería.
Dadas las características técnicas y económicas de este rubro la aplicación de la economía
minera puede considerarse ventajosa para gobiernos, empresas e individuos que asumen
responsabilidades en el suministro mineral (minería).
Aplicación de Economía Minera en Evaluación de Proyectos
El proceso minero típicamente involucra una serie secuencial de decisiones tanto en la etapa
de exploración, desarrollo, como en la minería extractiva, de modo que se aplican técnicas de
toma de decisión para evaluar y optimizar proyectos mineros, programas, operaciones y
oportunidades de inversión, tanto en departamentos gubernamentales como en compañías
mineras. Estas técnicas consisten en una serie de métodos cuantitativos los cuales se pueden
clasificar como investigación de operaciones, ingeniería económica, teoría de decisión y
ciencias administrativas.
La aplicación de técnicas de toma de decisión a nivel estatal incluyen:
-
Análisis estadístico para estimar el potencial de recursos minerales
desconocidos regionales.
Introducción a la Economía Minera 12
-
Análisis de costo-beneficio para evaluar investigación minera y proyectos
de desarrollo, oportunidades de procesamiento y alternativas de control
ambiental.
-
Técnicas de evaluación económica para determinar los costos, riesgos y
ganancias característicos del proceso de suministro mineral (minería).
-
Métodos econométricos para examinar las tendencias de producción minera
y predicción de las condiciones futuras de mercado.
-
Análisis de ingreso-egreso para determinar el impacto de las políticas y
proyectos mineros en la actividad económica global nacional.
La aplicación de técnicas de toma de decisión en compañías mineras incluyen:
-
Teoría de decisión estadística aplicada a la formulación de estrategias
corporativas de exploración.
-
Aplicación de técnicas de evaluación para proveer guías económicas para la
planificación de exploración.
-
Técnicas de análisis de riesgo para la optimización de las variables de
desarrollos mineros.
-
Análisis de costos para estimar la posición competitiva en los mercados
internacionales.
-
Análisis geoestadístico aplicado al delineamiento de decisiones de
inversión y control de ley de corte en minas en operación.
Introducción a la Evaluación Económica
La transformación de rocas mineralizadas en riqueza económica, que constituye el proceso de
suministro mineral, involucra una serie de inversiones y costos que deben ser restados al valor
in situ de un material mineral o metal que será comercializado en los mercados de minerales
domésticos o internacionales (Fig. 5), de modo que el valor económico real o rentabilidad de
un proyecto minero debe establecerse en base a una evaluación económica detallada.
Introducción a la Economía Minera 13
Fig. 5
El punto de partida de una evaluación económica para una decisión de inversión en una
alternativa o proyecto debe estar basada en una experiencia relevante y la compilación de
datos económicos confiables de:
-
Parámetros geológicos: Reservas (tonelaje y ley)
-
Ingeniería: Plan minero, método de procesamiento
-
Costo de Capital
-
Costo de Operación
-
Pronósticos de Mercado: Demanda y condiciones de precios de
minerales
-
Políticas gubernamentales: impuestos, control ambiental, provisión
de infraestructura social
Introducción a la Economía Minera 14
Entonces se aplican las técnicas de evaluación para reducir esas estimaciones a futuro a unos
pocos indicadores del atractivo económico de la alternativa de inversión, que se pueden
denominar medidas de decisión para inversión. Estas en términos de valor esperado,
sensitividad y análisis de riesgo. Al mismo tiempo se debe tener atención a una serie de
factores “intangibles” no calificables. Las medidas de decisión para inversión dan apoyo a la
decisión, lo que se requiere para saber si o no seleccionar e implementar la alternativa de
inversión.
Las técnicas en si mismas no son particularmente complejas, son las que se enseñan en los
ramos de economía o evaluación de proyectos y en la actualidad la mayoría se obtiene
mediante cálculos y modelos computacionales. Sin embargo, lo importante es que el nivel de
información y confiabilidad de las estimaciones sean las correctas. Los resultados deben ser
creíbles y aceptados por las personas que toman las decisiones. Si no fuera así, el tiempo
gastado en la evaluación económica sería tiempo perdido.
Las técnicas de evaluación económica se usan para transformar la información disponible y la
experiencia en lo concerniente a ambientes de exploración, programas y proyectos de interés
en valores esperados y criterios de riesgo. Estos miden el atractivo económico del proyecto y
permiten valorizar, comparar y seleccionar entre alternativas disponibles.
La estructura de las técnicas de evaluación económica se muestra en la Fig. 6. Los métodos
se basan en la estimación del flujos de caja previstos para el proyecto y las relaciones tiempovalor del dinero.
Los flujos de caja se proyectan primero libres de impuesto y luego se les aplican las
respectivas políticas de impositivas que incluyen tanto los créditos de impuestos, como los
pagos para la determinación del flujo de caja después de impuesto. El flujo de caja puede ser
afectado significativamente por la inflación o tasas de cambio de moneda, para lo cual deben
tomarse las provisiones necesarias.
Algunos de los parámetros económicos están basados solamente en la distribución en el
tiempo de los flujos de caja futuros, estos incluyen: la ganancia total, tamaño del proyecto,
costo relativo y período de recuperación del capital. Por otra parte, los conceptos básicos de
flujo de caja y del valor del tiempo para el dinero se combinan de varias maneras para evaluar
los flujos de caja descontados; se determinan principalmente cuatro parámetros: valor Anual
Equivalente, Valor Actual Neto (VAN), Razón del valor actual neto (IVAN) y Tasa Interna de
Retorno (TIR).
Los valores de los indicadores de flujos de caja descontados se obtienen combinando los
valores individuales estimados para condiciones futuras esperadas de variables geológicas, de
ingeniería, de mercado y de políticas gubernamentales. Este Análisis de Valor Esperado
constituye la primera etapa de la evaluación económica de una alternativa de inversión
minera.
Introducción a la Economía Minera 15
Fig. 6 Técnicas de Evaluación Económica.
En una segunda etapa se realiza un análisis de sensitividad para examinar los efectos de
variaciones positivas y negativas de las variables consideradas fuera de su valor esperado y
los cambios resultantes en los indicadores de flujo de caja descontado. Los análisis de
sensitividad pueden aplicarse también para determinar las condiciones en que la alternativa
deja de ser rentable (costo - beneficio = 0), lo cual es una aproximación que ayuda cuando
existe una alta incertidumbre en asociada a una variable particular.
En su forma más simple los análisis de sensitividad examinan el efecto de una variable a la
vez. Analizando todas las variables, una a la vez, permite definir que criterios de decisión son
Introducción a la Economía Minera 16
más “sensitivos” y a esas variables más sensitivas se les puede dar más atención durante la
fase de estimación.
Luego el análisis de riesgo transforma las incertezas percibidas en lo referente a mercado y
variables del proyecto en distribuciones probabilísticas de posibles valores de indicadores de
flujo de caja descontado. Las distribuciones probabilísticas pueden ser usadas entonces para
aplicar técnicas de simulación como la Montecarlo, que consiste en un muestreo al azar de las
distintas distribuciones probabilísticas de las variables consideradas y entonces calcula los
parámetros de flujo de caja descontado; este proceso se hace repetitivamente (Ej. 500 veces) y
se obtienen distribuciones de los parámetros de flujo de caja descontado. de esta manera es
posible estimar el riesgo asociado al logro futuro de valores esperados. ¿Cuál es el límite
inferior de nuestro resultado?, ¿Cuál es la probabilidad de pérdida económica si se elige una
determinada alternativa económica? ¿Estamos razonablemente confiados que si echamos a
andar el proyecto este será económico?
Las distintas alternativas y su impacto en los parámetros económicos permiten optimizar las
especificaciones del proyecto y el Valor Esperado, Sensitividad y Análisis de Riesgo, junto
con la apreciación de los factores intangibles no-calificables se utilizan en último término para
tomar la decisión gerencial respecto a la viabilidad económica de un proyecto minero.
PRECIOS DE LOS METALES
Determinados por:
- Oferta y Demanda
- Acción Gubernamental
- “Stockpile” ⇒ estabilización
- Nuevas leyes. Ej. catalizadores ⇒ demanda
Pt-Rd
- Impuestos, regalías, etc.
- Reciclaje
- Importante en metales: preserva recursos,
reduce deshechos mineros y de fundiciones.
Requiere de menos energía; <80%
electricidad para Al.
-Sustitución y nueva tecnología
- Menor demanda: Ej. Baterías con menos Pb,
gasolinas sin Pb, cañerías de PVC en vez de
Pb. Radiadores de Al en vez de Cu.
CONSECUENCIA: Los precios de los metales son erráticos y difíciles de
predecir. Los aumentos de “stocks” (Ej. ventas de grandes volúmenes de metal),
huelgas en minas o fundiciones, repercuten en fluctuaciones de precios.
Sin embargo, hay correlación entre la actividad económica mundial y las
variaciones de precios de los metales. En períodos recesivos claramente los
precios han bajado y han alcanzado valores más altos en épocas de alta actividad
económica.
El precio del Fe, Mn, Sn, W y Pb ha ido bajando sistemáticamente en las últimas
décadas, por lo que su pronóstico a futuro no es muy bueno.
El Cu y Al han mantenido un nivel relativamente parejo (con fluctuaciones) y dado
que son metales de consumo industrial se espera que mantengan sus niveles de
precios. Esto a pesar del precio actual del Cu de 66,61 centavos de US$ por libra
(0.45356 kg) y de 62,40 centavos de US$ por libra de Al.
El Zn y Ag son metales que han mantenido un nivel relativamente estable de
precios.
El oro tiene una historia aparte:
1934 – 1972
US$ 35 oz troy
Precio fijado por leyes norteamericanas en
Richard Nixon eliminó la fijación entre el dólar US y el oro
dejando al mercado determinar el precio del metal precioso.
En la década 1972 – 1982 el precio del oro subió hasta un precio record
de US$ 850 oz
Desde 1982 en adelante aumentó la producción mundial de oro y el
precio se estabilizó aproximadamente a US$ 400 oz.
Con la crisis asiática de 1997 a 1999 el precio del oro cayó por debajo de
US$ 300 oz y no se ha recuperado; actualmente está a US$ 266 oz
Au.
Históricamente el oro se ha considerado un metal valioso por la
humanidad y se ha utilizado como metal moneda. Sin embargo, en
la actualidad su demanda está determinada por la moda y su mayor
uso es en joyería. Alrededor del 70% del oro utilizado en joyería es
consumido en INDIA.
Lo anterior hace difícil predecir el comportamiento del precio futuro del
Au en el mercado mundial. Los bancos de algunos países
(Inglaterra, Suiza, Argentina, etc.) se han estado deshaciendo de
sus reservas de oro. Es decir, su uso como metal moneda está
decayendo y esto contribuye a la baja del precio de este metal
precioso.
La baja del precio del oro ha desincentivado la exploración de este metal
en los últimos años.
FACTORES RELEVANTES EN LA EXPLOTACIÓN
ECONOMICA DE MINERALES
Etapas para llegar a la explotación de un depósito mineral
EXPLORACIÓN ⇒ descubrimiento
ESTUDIO DE FACTIBILIDAD ⇒ viabilidad económica
DESARROLLO DE MINA ⇒ infraestructura de extracción
MINERIA ⇒ extracción del mineral
PROCESAMIENTO DEL MINERAL ⇒ molienda, separación de
mena y ganga, obtención de concentrado.
FUNDICION ⇒ obtención de metal
REFINACION ⇒ purificación (Ej. electrolítica del Cu)
MERCADO ⇒ transporte y venta en bolsas de metales (LME)
FACTORES RELEVANTES EN LA EVALUACION DE
DEPOSITOS MINERALES
-
-
-
Ley del mineral
Ley de corte ⇒
- si es baja hay mayor tonelaje de
mineral con menor ley media
- si es alta hay menos tonelaje con
mayor ley media.
Sub-productos. Ej. Mo en pórfidos cupríferos.
Precio de los metales
Forma mineralógica ⇒ sulfuros, óxidos, oro
refractario.
Tamaño de grano y forma ⇒ inciden en
recuperación
Sustancias indeseables: Hg, As, P ⇒ castigo en
precio.
Tamaño y forma del depósito ⇒ razón
estéril/mineral
Características del mineral ⇒ dureza, resistencia,
ect. Influencia en costos de perforación, explosivos,
molienda.
Ubicación: acceso, altitud, etc.
Medio Ambiente
Impuestos
Consideraciones políticas
1
IMPACTO AMBIENTAL DE LA ACTIVIDAD MINERA
La actividad minera produce prosperidad en las zonas donde se lleva a cabo, pero
indudablemente tiene un impacto ambiental. Por ejemplo. La mina La Escondida en Mayo
de 1999 tenía una dotación de 2.120 personas (mina, puerto de Coloso y oficinas de
Santiago), más 517 personas como contratistas permanentes (servicios de alimentación,
servicios de mantención y aseo, explosivos, suministro y distribución de combustibles,
seguridad y transportes entre otros), es decir 2.637 personas con empleo directo por la
explotación minera. Ahora bien, un empleo en minería crea unos tres empleos indirectos en
la comunidad en servicios y construcción, por lo que la operación de una mina representa
un impacto importante y claramente así ha sido, particularmente para Antofagasta, la puesta
en marcha de La Escondida en 1990 (impacto social). Sin embargo, impactos aun a menor
escala pueden crear conflictos por el uso de la tierra y oposición a la explotación minera por
grupos ambientalistas, sobre todo en países desarrollados más poblados, pero también en
Chile. Ej. Recientemente se publicó en la prensa que la gente del pueblo de Caimanes se
opone a la construcción de un nuevo tranque de relave proyectado por la Compañía Minera
Pelambres.
La resolución de conflictos puede involucrar pagos de compensaciones, derechos de paso
y eventualmente el costo de rehabilitar zonas explotadas o directamente al abandono de
proyectos mineros. En algunos países el riesgo político constituye una barrera para la
inversión minera, mientras que en otros el riesgo ambiental constituye una barrera tanto o
más importante. Actualmente el abrir una nueva mina en EEUU o Canadá es muy difícil,
debido a las condicionantes ambientales impuestas en las últimas décadas.
El informe Nuestro Futuro Común de la Comisión Mundial de Medio Ambiente y
Desarrollo de las Naciones Unidas (1987) presidida por el Primer Ministro de Noruega Sr.
Brundtland, destacó que la producción de bienes en el mundo en 1987 era siete veces
mayor que en 1950. La Comisión propuso el “Desarrollo Sustentable”, un enlace entre
economía y ecología, como la única solución práctica para el crecimiento económico sin
dañar el medio ambiente.
En 1989 James Stevenson de Rio Tinto Corporation (RTZ, la compañía minera más grande
del mundo) señaló que el crecimiento sustentable era un concepto espinoso para la industria
extractiva. Surgen las interrogantes de ¿Cómo encaja la minería? ¿Cómo puede ser
considerada desarrollo sustentable una mina de cobre?, hay que recordar que todas las
minas tienen una vida finita, algunas de veinte años o menos.
David Munro, un dirigente ambientalista, ha escrito que el desarrollo sustentable o
sustentabilidad se han trasformado en palabras que se utilizan mucho en la rétorica de
personas relacionadas con el medio ambiente y desarrollo. Estos términos se han utilizado
para describir cualquier política de desarrollo que simplemente permita un futuro cómodo y
seguro al cual todos aspiran y estos términos han llegado a ser malentendidos y mal usados
en forma creciente. ¿Tienen todavía algún sentido aparte de la retórica ambientalista?
Munro piensa que sí: “la sustentabilidad debe ser el criterio principal para juzgar el
desarrollo”. Sin embargo, se debe volver al predicamento de Stevenson: los cuerpos de
mena son finitos y no-renovables y si se explotan no pueden ser reemplazados. Lo mejor
2
que puede hacer un minero es mostrar responsabilidad ambiental y devolver el área
explotada lo más cercanamente posible al estado previo a la minería o proveer otro uso al
terreno desolado que pudo resultar de su trabajo minero, como transformar un rajo minero
en una laguna para la navegación o usar desmontes para la industria de la construcción.
Esta aproximación puede ser apoyada por el empleo de cualquier método que permita la
disminución de la demanda de recursos no-renovables, mediante un uso más eficiente de
los mismos, desarrollando sustitutos renovables, reciclando, etc., pero el objetivo inmediato
más importante y que probablemente tendría un impacto mayor, sería la estabilización de la
población seguida de una disminución de la población mundial. Sin embargo, estas
políticas son responsabilidades gubernamentales, no de compañías mineras. Un comentario
silenciosos respecto a la no-aplicabilidad del concepto de desarrollo sustentable a la
explotación de recursos mineros viene de un libro recientemente publicado sobre el tema, el
cual no tiene referencia a minas, minería, minerales, carbón o petróleo en su índice
comprehensivo.
EFECTOS AMBIENTALES DE OPERACIONES MINERAS
La mayor parte de las minas tienen una planta de procesamiento del mineral en sus
cercanías y muchas tienen una fundición cercana. Para la evaluación del impacto
ambiental del desarrollo de una nueva operación minera se deben considerar los efectos de
las tres.
Consecuencias posibles de la minería.
a) Daño a la tierra. Se ha estimado que el uso de tierra para uso minero entre 1976 y
2000 es de 37.000 km2; esto es cerca del 0,2% de toda la superficie terrestre. Los
países desarrollados tienen una mayor proporción de terrenos perturbados por la
actividad minera que los menos desarrollados. El grado de recuperación de esos
terrenos es creciente y muchos hoyos antiguos se han utilizado para botar desperdicios
de minas antiguas o domésticos. Otras áreas mineras han sido transformadas en
reservas naturales o parques recreativos. En el futuro las minas producirán menos
deshechos ya que las labores son rellenadas con los mismos (corte y relleno). Esto
encarece la explotación, pero es necesario ya que se estima que 27.000 Mt de minerales
y sobrecarga se extraen de la corteza terrestre cada año. En Chile la minería se
concentra en la mitad norte del territorio, donde el daño a la tierra se minimiza debido a
que existe una baja densidad de población, por las condiciones desérticas o semi-áridas.
Sin embargo, las restricciones para el uso indiscriminado de terrenos para los procesos
o deshechos mineros está cada vez más regulada.
b) Liberación de sustancias tóxicas. Los metales no solo son importantes para el uso que
hacemos de ellos, sino que también son parte integral de nuestra naturaleza y de otros
organismos vivos. Sin embargo, así como hay elementos metálicos que son
componentes esenciales para los organismos vivos, las deficiencias o excesos de ellos
pueden ser muy perjudiciales para la vida. En el medio natural los excesos pueden
generarse por drenajes de aguas de minas, de desmontes o de relaves mineros. Algunos
metales, como cadmio y mercurio, y metaloides como antimonio o arsénico, los cuales
son muy comunes en pequeñas cantidades en depósitos metálicos son altamente tóxicos,
aun en pequeñas cantidades, particularmente en forma soluble, la cual puede ser
3
absorbida por los organismos vivos.
Lo mismo se aplica al plomo, pero
afortunadamente este metal es bastante poco reactivo a menos que sea ingerido y la
mayoría de los minerales naturales de plomo son muy insolubles en aguas subterráneas.
El cianuro se ha utilizado desde hace mucho tiempo para recuperar oro en plantas de
procesamiento y en el campo aurífero más grande del mundo, la cuenca del
Witwatersrand de Sudáfrica, allí existe una contaminación mayor de las aguas
superficiales con Co, Mn, Ni, Pb y Zn como resultado del proceso de cianuración y
oxidación de aguas ácidas de mina. El cianuro mismo no es un problema ya que se
descompone bajo la influencia de los rayos ultravioleta en las capas superficiales. No
obstante, en los países desarrollados la legislación requiere el establecimiento de plantas
de neutralización de cianuro en todos los usos industriales de este producto químico.
La recuperación de los elementos tóxicos en actividad minera puede plantear problemas
de almacenamiento de los mismos; por Ej. en la fundición Caletones de la mina El
Teniente se recupera arsénico (trióxido de arsénico) mediante filtros electrostáticos,
para que este elemento tóxico no se disperse en el aire, pero se había acumulado una
cantidad significativa de tambores con este material constituyendo un riesgo su
permanencia en el sector industrial. Actualmente está siendo transportado a un depósito
de una empresa privada, pero incluso el transporte de elementos tóxicos representa un
riesgo ambiental, ante la posibilidad de accidentes.
c) Drenaje ácido de minas. Las aguas ácidas generadas por la minería actual o pasada
resultan de la oxidación de minerales sulfurados principalmente pirita en presencia de
aire, agua y bacterias. La pirita es uno de los sulfuros más comunes y abundantes
asociados a mineralización hidrotermal y normalmente es parte de la ganga siendo
incorporada en los deshechos mineros (desmontes o relaves) y su oxidación produce
ácido sulfúrico y óxidos de hierro. Las aguas ácidas atacan otro minerales,
produciendo soluciones que pueden acarrear elementos tóxicos al medio ambiente, Ej.
cadmio o arsénico. La generación de aguas ácidas puede ocurrir durante la exploración,
operación y cierre de una mina. Esta agua pueden venir de tres fuentes principales:
sistemas de desagüe de minas, tranques de relaves y desmontes. Estas descargas
pueden producir desde algunos efectos menores como decoloración local de suelos y
drenajes con precipitación de óxidos de Fe, o llegar a una extensa polución de sistemas
de ríos y tierras de cultivo. En algunos distritos mineros el problema es mayor después
del cierre de las operaciones mineras. Esto se debe a la recuperación del nivel de aguas
subterráneas después que se remueve el equipo de bombeo que mantenía secas las
labores mineras.
d) Salud y seguridad de los trabajadores. Existe el riesgo de exposición de los
trabajadores mineros a materiales tóxicos derivados de las menas en las minas, plantas
y fundiciones (ej. Cd, Pb, Hg) y a los reactivos químicos utilizados en el procesamiento
de menas, para lo cual deben considerarse las medidas de protección adecuadas. En
minas de uranio y plantas de tratamiento la exposición a radiación debe ser mínima, lo
cual requiere que estas minas tengan un alto nivel de ventilación para remover el polvo
de mineral y el gas radón.
e) Polvo. El control de polvo debe ser importante en cualquier mina en la cual se genere
polvo silíceo puesto que este puede producir silicosis y enfermedades pulmonares
asociadas. El polvo debe ser mantenido en un mínimo en las minas y áreas industriales
asociadas para proteger a los mineros y habitantes locales.
4
f) Ruido. Las operaciones mineras, plantas y fundiciones usualmente tienen altos niveles
de ruido. Este es uno de los peligros ocupacionales más comunes y los trabajadores
deben ser adecuadamente protegidos de ruidos peligrosos o niveles de ruido
distractivos. El ruido tampoco debería afectar a los habitantes en las vecindades de
actividades mineras.
g) Desmontes y relaves. La minería frecuentemente involucra mover mucho material
estéril o de leyes no económicas y depositarlos en desmontes en las cercanías de las
minas (debido a que el transporte es caro), asimismo el procesamiento del mineral
produce relaves que deben almacenarse en condiciones que no afecten el drenaje local y
no hayan escapes o infiltración de sustancias perjudiciales. Una manera de minimizar
los deshechos mineros es utilizar el método de corte y relleno, utilizar los desmontes
para crear nuevas formas de relieve para ocultar las operaciones mineras y reducir la
emisión de ruido o procesar los desmontes para usarlos en la industria de la
construcción. Los relaves del procesamiento de mineral de cobre de la mina El
Salvador fueron descargados por años en el río Salado y a través de este río al mar en la
bahía de Chañaral. Esto ya no ocurre en la actualidad, los relaves actualmente se
depositan en un tranque, pero la contaminación de la bahía de Chañaral persiste y
persistirá por mucho tiempo más debido a los relaves allí depositados.
h) Fundiciones. Las fundiciones emiten SO2, el cual junto con NOx y CO2 origina lluvia
ácida. Esto también ocurre en plantas eléctricas termoeléctricas que usan carbón. Las
fundiciones de Caletones de Codelco y Ventanas de Enami liberan alrededor de 400 ton
al día de SO2 al aire (actualmente una parte se recupera para producir ácido sulfúrico,
pero todavía la mayor parte se dispersa en el aire). Las aguas de lluvias normales
tienen un pH de alrededor de 5,7, pero en el este de EEUU y Europa occidental ellas
pueden llegar a pH 2,9 y los lagos de esas áreas han sufrido una disminución de los
peces en ellos. Areas mineras antiguas con varias fundiciones pueden llegar a estar
rodeadas de tierra estéril donde la vegetación ha sido destruida por los ácidos y el suelo
erosionado. Las tierras muertas alrededor de las fundiciones de cobre-níquel de
Sudbury en Ontario, Canadá se extienden por 100 km2, pero las emisiones han
disminuido en un 50% por lo que esto está mejorando.
i) Legislación y costo. Los medios legales para establecer medidas anti-polución son
muy necesarias y muchas compañías mineras mayores siguen actualmente estrictas
regulaciones auto-impuestas (certificaciones ambientales de sus propios países de
orígen). La legislación ambiental ha sido incorporada crecientemente en los países
desarrollados y también en Chile y otros países mineros latinoamericanos. Sin
embargo, los acuerdos o cooperación con la industria extractiva son raros, existe más la
norma de oposición de conservacionistas o ambientalistas.
j) Minerales Industriales. Las operaciones de minerales industriales (no-metálicos)
tienen un impacto similar en el ambiente como los metálicos, aunque en general se trata
de operaciones de menor escala que proporcionalmente causan menos impacto y a que
se remueve menos material estéril para su explotación.
k) Declaraciones de impacto ambiental. Actualmente la legislación chilena exige la
realización de estudios de impacto ambiental para todas las operaciones mineras y
declaraciones de impacto ambiental para las actividades de exploración minera. Los
estudios ambientales deben incluir los efectos sobre la sociedad, vegetación, fauna,
sitios de interés arqueológico, clima, calidad del aire, ruido, aguas superficiales y
subterráneas, los métodos propuestos para la recuperación de los terrenos al término de
5
la operación minera, etc. En algunos países se exige además una garantía para asegurar
que la recuperación de los terrenos realmente ocurra al final de la minería. Los estudios
debe incluir un registro de la condición del ambiente en el área minera potencial,
cuando se hizo la solicitud respectiva (nivel base ambiental). Las compañías recogen
esta información en la etapa de exploración, incluyendo la descripción de la superficie y
fotografías, análisis geoquímicos para mostrar los valores medios de metales y acidez y
detalles de la flora y fauna locales previa a la operación. Esto es esencial dado que
localmente puede existir contaminación natural; Ej. en la zona de la mina El Indio
existen vetas y vetillas con enargita y/o escorodita lo que produce naturalmente altos
niveles de arsénico en el río Malo que drena la zona (de ahí su nombre); el río Malo es
afluente del río Elqui y hace un tiempo atrás en este último se detectaron valores
relativamente altos de arsénico, lo que llevó a acusar a la Cía. Minera El Indio de
contaminar sus aguas. Sin embargo, los altos valores de arsénico eran normales dentro
del río Malo (de acuerdo al registro histórico) y su presencia en el río Elqui se debía a
un período de sequía que redundó en menor volumen de agua en este último y por ende
menor dilución del elemento tóxico.
l) Microorganismos y minería in situ. Muchos depósitos de sulfuros (Ej. pórfidos
cupríferos) tienen una porción superior con óxidos de cobre. Estas menas pueden ser
beneficiadas, si es necesario, fracturándolas con explosivos y luego regando soluciones
ácidas para lixiviar in situ los metales y bombeando la solución para recobrar el cobre
(o uranio). Esto permite explotar depósitos de muy baja ley que de otra forma no serían
económicamente viables; en Santa Cruz, Arizona se está llevando a cabo un proyecto de
este tipo en un cuerpo de mena que contiene 4.5 Mt con 1,5% Cu. En Chile se ha
utilizado la lixiviación in situ en la chimenea de brecha Quetena al SW de
Chuquicamata y también se ha utilizado para lixiviar los desmontes con óxidos de baja
ley de Chuquicamata. En 1947 se descubrió que bacterias en soluciones ácidas
(Thiobacillus ferrooxidans) juegan un rol en la oxidación de sulfuros, por lo que el uso
de lixiviación bacteriana puede proveer un método de lixiviación in situ de depósitos.
La lixiviación in situ proveería un método de explotación que produciría mucho menos
perturbación de los terrenos y menos producción de material de deshecho, así como
mucho menor consumo de energía. Su deficiencia actual es que es mucho más lento
que el procesamiento directo de las menas y existe el riesgo que las soluciones ácidas
contaminen las aguas subterráneas o superficiales si su flujo no es bien controlado.
m) El futuro. Las medidas descritas junto con reciclaje y sustitución y tecnología de
nuevos materiales jugarán un rol en reducir el impacto de explotaciones mineras en el
ambiente, pero en el futuro inmediato debemos cuidar que exista un creciente sentido de
responsabilidad de todos aquellos involucrados en la industria minera. En 1992
diecinueve compañías se unieron para dar origen al Concilio Internacional en Metales y
Ambiente cuyo objetivo es “promover el desarrollo, implementación y harmonización
de prácticas ambientales adecuadas y políticas y prácticas de salud que aseguren la
producción, uso y reciclaje y disposición de metales.
1
DESARROLLO SUSTENTABLE Y LA INDUSTRIA MINERA
Traducción del artículo “Sustainable Development and the Mineral Industry” de Jeremy
Richards , Profesor del Departamento de Ciencias de la Tierra y Atmosféricas de la
Universidad de Alberta, Canadá, T6G 2E3, publicado en el SEG Newsletter, Society of
Economic Geologists, Nº 48, Enero 2002.
INTRODUCCION
A menudo se plantea el argumento que el concepto de desarrollo sustentable es incompatible
con la industria extractiva de minerales y que la minería en cualquier forma no es sustentable.
Sin embargo, considerando que los bienes materiales de la sociedad moderna están fabricados
en su mayor parte con productos minerales (Nowlan, 2001) la extensión lógica del argumento
anterior sería que debemos regresar a la Edad de Piedra (pero sin canteras de sílice en mente).
El apoyar esa posición puede ser considerado anti-humano, porque una característica de
nuestra especie es la búsqueda de mejores condiciones de vida para nosotros y nuestras
familias. Se predice que la población de este planeta crecerá a ~9 mil millones para el año
2050 (Lutz et al., 2001) , por lo tanto en vez de restringir la minería será necesario expandir la
producción minera para apoyar el crecimiento de la población.
Si se acepta que el bienestar y progreso de la especie humana es una causa valiosa, entonces
estamos moralmente obligados a considerar el asunto del desarrollo sustentable en todos los
aspectos de nuestras vidas. Pero ¿qué significa “desarrollo sustentable” en general y
específicamente para la industria minera?
El Informe Brundtland de la Comisión Mundial del Ambiente y Desarrollo (Naciones
Unidas, 1987, p. 43) define desarrollo sustentable como “lograr las necesidades del
presente sin comprometer las posibilidades de las generaciones futuras para lograr sus
propias necesidades”. En forma similar el organismo de Recursos Naturales de Canadá
(2001) “ve en el desarrollo sustentable , la integración de consideraciones ambientales,
económicas y sociales, como la clave para asegurar el mantenimiento de la calidad de vida y
continuación de la creació n de empleo, sin comprometer la integridad del ambiente natural o
la habilidad de generaciones futuras para cubrir sus propias necesidades”. El organismo de
Recursos Naturales de Canadá (2001) va más allá señalando que “los recursos naturales son el
epítome del desafío del desarrollo sustentable. Pocos sectores tienen un impacto más directo
en el ambiente natural, pero pocos son más importantes para el desarrollo económico y social
de cada región de Canadá”.
Esos planteamientos no intentan decir que el desarrollo no debe tener ningún impacto
ambiental (McAllister and Milioli, 2000) , claramente esto es imposible si los materiales no
renovables, o incluso los renovables, se extraen de la tierra (hay que notar que la agricultura y
la industria forestal tienen un sello mucho más marcado que la minería en este sentido y
probablemente un impacto ambiental muc ho más negativo si se consideran los efectos de los
fertilizantes y pesticidas). Por el contrario, lo que se intenta es indicar que debe haber un
2
balance entre la perturbación o impacto causado y la capacidad del planeta para
acomodar el cambio. Hoy en día la evidencia muestra que la emisión de gases que causan el
efecto invernadero no es sustentable porque ellos causan un progresivo calentamiento global
del clima. El cortar la electricidad o el gas no es la respuesta sustentable de la sociedad a este
problema, sino que el desarrollo de nuevas tecnologías más limpias y eficientes desde el
punto de vista energético. Además, es posible que como sociedad tengamos transar
aceptando temperaturas un poco más altas con tal de tener estándar de vida altos (al planeta
no le importa mucho, porque frecuentemente han habido condiciones climáticas bastante más
calientes en el pasado geológico). Sin embargo, no se puede permitir que la situación se
escape de las manos (calentamiento desmedido), de modo que es imprescindible establecer un
balance.
Consecuentemente, cuando se considera la sustentabilidad de la industria minera la opción de
prohibir la minería no es una consideración real, pero todas la s otras facetas de la industria
deben ser revisadas. La sustentabilidad de la industria minera descasa en tres bases que
incluye aspectos económicos, ambientales y sociales (Minin g Journal, 2000). Cada uno de
estos aspectos debe ser considerado por separado, aunque una solución sustentable requiere
una integración global de los tres aspectos. Además, para que la sustentabilidad sea real se
requiere de una cuarta base que son las políticas gubernamentales.
Sustentabilidad económica
Hace unas pocas décadas atrás la única consideración de una compañía minera para tomar la
decisión si explotar o no una mina o como hacerlo era si el producto mineral podía o no ser
vendido con beneficio económico. Desafortunadamente, heredamos los efectos de esa época
y muchos (pero ciertamente no todos) de los titulares de noticias ambientalistas se refieren a
antiguas labores mineras abandonadas o sus depósitos de deshechos (Walter, 1994). El
obtener ganancia y consecuentemente un retorno competitivo para las inversiones de
accionistas todavía es, y con derecho, un objetivo primario de la industria minera. Después de
todo la creación de riqueza a través de la creación de rentabilidad y empleo es una parte
integral de la ecuación de desarrollo sustentable, pero ¿será correcto decir (como lo dijo Sir
Robert Wilson el Director de Río Tinto en la segunda Conferencia Global de Metales y
Minería de Princewaterhouse Cooper s; ver Mining Journal, 2001b) que la aplicación del
desarrollo sustentable es transar contra las ganancias? Yo creo que esto no es necesariamente
cierto en varios niveles. Primero si la sociedad no está convencida que una operación minera
es sustentable (cualquiera que sea la definición que se use), entonces no habrá ganancias de
ningún modo, porque la operación minera será postergada o completamente detenida (Ej.
Atrasos en Voisey Bay, Canadá y Tambo Grande en Perú; paralización de operaciones en el
pórfido cuprífero de Junín, Ecuador).
Segundo, existen numerosos ejemplos en los que los avances tecnológicos son también
mejores desde el punto de vista ambiental y más económicos, y por lo tanto más rentables (Ej.
Técnicas de extracción hidrometalúrgicas y biotecnológicas que no producen emisiones de
azufre o ácido; eficientes técnicas mineras de excavación y recubrimiento que mejoran la
calidad de la tierra para agricultura post-minería; Chadwick, 2001). Del mismo modo
planificación creativa durante el cierre de minas puede dejar sitios que generen ganancias
como recreativas, ambientales o industriales, las cuales pueden cubrir parte o incluso dar
ganancias respecto la inversión de reclamación del terreno.
3
Tercero la relación entre lo que constituye ganancia y el valor de tiempo del dinero es algo
truculenta. Las consideraciones de largo plazo usan el concepto de costos totales para
calcular el factor de todos los costos durante la vida de una operación minera y posterior a
ella, incluyendo los costos de reclamación y responsabilidades económicas posteriores al
cierre (o potenciales ganancias). Sin embargo, como destacó un editorial del Mining Journal
(2001d), la rentabilidad en los ambientes de inversión típicamente se mide en una escala de
tres meses correspondiente a los informes de rentabilidad que publican las compañías mineras
privadas cuatro veces al año. Ante cualquier señal de cese o disminución de ganancias, los
inversionistas rápidamente abandonan vendiendo sus acciones y consecuentemente los
precios de las acciones bajan y en último término el valor de la compañía misma. En el
mismo editorial del Mining Journal destaca que inversiones tecnológicas como el proceso
biohidrometalúrgico que están desarrollando CODELCO y BHP Billiton (Alliance Copper)
puede no producir ganancias por varios años y consecuentemente en este contexto podría no
ser visto como una buena inversión en el corto plazo.
Por lo tanto, las soluciones sustentables a problemas económicos deben re-pensar las
estrategias de inversión en parte de la industria y talvez también incorporar cambios en
regulaciones. Por ejemplo se pueden implementar cambios de regulaciones para asegurar que
los futuros costos y responsabilidades estén completamente consideradas en los estudios de
factibilidad económica y también deberían ser introducidos incentivos de impuestos para la
incorporación de tecnología sustentable y para inversiones en investigación (Champigny,
1993). Esas medidas deberían aplicarse a todos los operadores (incorporándolas a los tratados
multinacionales de comercio) de modo que no existiera la posibilidad de evitarlas realizando
operaciones en países con políticas menos restrictivas. Canadá fue un adelantado en este
aspecto hace varios años imponiendo el requerimiento de depositar un bono en una cantidad
equivalente a los costos de reclamación del terreno después del cierre de la mina para obtener
una concesión minera. Esto fuerza a que los costos del cierre sean considerados como parte
del estudio de factibilidad económica y no sean una consideración de último minuto cuando
las reservas y ganancias se terminen ante el inevitable término de la vida de la mina. Sin
embargo, estas leyes han hecho más cara la minería en Canadá y por lo tanto han reducido la
competitividad de la industria doméstica canadiense. Este es un ejemplo del requerimiento de
políticas de gobierno para apoyar la sustentabilidad de la industria minera, pero para ser
efectivas estas políticas deben ser globales.
También hay evidencias que algunas instituciones financieras y gubernamentale s están
comenzando a requerir la inclusión de medidas de desarrollo sustentable en las solicitudes de
financiamiento de inversiones (Ej. Banco Mundial, la Corporación de Desarrollo del
Commonwealth financiado por el gobierno del Reino Unido (UK); Mining Journal, 2001ª),
mientras que los llamados “fondos éticos” se destinan a inversiones distintas de aquellas que
se perciben como no sustentables como la minería.
Es obvio que hay sobradas razones económicas para invertir en prácticas sustentables ya que
muchas de ellas a la larga prometen mayor rentabilidad, aunque ciertamente en plazos más
largos que lo percibido por los mercados de valores. Si tales mercados “conocen solo dos
emociones codicia y temor” (Mining Journal, 2001e. p. 54), entonces talvez la sustentabilidad
de esos mercados de inversión merece el escrutinio de reguladores, así como nuestros
gobiernos , más que la industria minera misma.
4
Sustentabilidad Ambiental
Yo raramente he conocido a un geólogo de exploración o de mina que no sea también un
naturalista y que no esté preocupado por el medio ambiente. Además, he quedado gratamente
impresionado con los esfuerzos que realizan las compañías mineras multinacionales para
minimizar el impacto ambiental en minas modernas. Como profesor muestro regularmente a
mis estudiantes, como ejemplo de cómo las cosas se pueden hacer bien, las diapositivas de la
planta de extracción por solventes y electro-obtención (SX-EW) de la mina Zaldivar en Chile
operada por Placer Dome, la que es altamente eficiente y de bajo impacto. Sin embargo, esto
lo contrasto con fotografías de la polución de la fundición con tecnología antigua en uso en
una gran mina de propiedad estatal ubicada ~200 Km más al norte (Chuquicamata), aunque
destaco que se han hecho importantes inversiones para el control de emisiones en esa planta
(Mining Environmental Management, 2001b).
Se puede hacer más, incluso en las minas mejor dirigidas, pero el hecho concreto es que las
minas modernas bien manejadas tienen un impacto extremadamente bajo. Por ejemplo la
calidad de las aguas liberadas de las minas en muchos países por ley deben cumplir estrictos
requerimientos y en muchos casos deben ser más limpias que las aguas superficiales naturales
o incluso pueden ser potables (Fountain, 1994, Hawley, 1999, Snit, 2000). Sin embargo, la
percepción pública es que la minería es una industria sucia, una reputación derivada de
desastres poco frecuentes, pero muy publicitados, como el reciente derramo de relaves en Los
Frailes, España y el escape de cianuro en Baia Mare, Rumania y en Omai, Guyana (Davies,
2001). Además las operaciones mineras son muy visibles y causan perturbaciones locales.
Sin embargo, comparados con la agricultura, forestal y la expansión urbana el sello de la
minería es mínimo. Por ejemplo en Columbia Británica, Canadá, la minería ha perturbado
solo el 0,1% del área de la tierra de esta provincia (Mining Association of British Columbia,
2001), comparado con el 51,5% designado como tierra forestal y que ha sido explotada por
madera en un 4% desde 1981 (British Columbia Ministry of Forest, 2000).
El impacto ambiental ocurre en todas las etapas de una operación minera, empezando por la
exploración y terminando con la reclamación (al menos es lo que uno espera). Comparado
con la minería la exploración puede aparecer como una actividad relativamente benigna, pero
se ha visto muchas veces el desastre que queda después de una limpieza inadecuada de los
campamentos y del efecto visual causado por el uso desatado de vehículos de doble tracción
en ecosistemas frágiles de desierto o tundra, mientras el impacto ambiental de campañas de
sondajes puede ser de larga duración (Mining Environmental Management, 2001c). Medidas
simples auto-impuestas, de sentido común, pueden reducir muchos de esos impactos, pero se
requiere de nuevas regulaciones o una nueva ética de la industria para hacer cumplir prácticas
más costosas, tales como la perforación sin liberación de barros o líquidos, lo cual reduce la
posibilidad de contaminación por productos de sondajes (esta práctica ya se emplea en la
industria petrolífera).
El impacto ambiental causado por la minería tiene tres formas: el impacto visual de un rajo
abierto o botadero de desmontes, destrucción de habitat o ecosistemas y el potencial impacto
químico de deshec hos mal contenidos o tratados. Adicionalmente, la población local puede
valorizar el territorio por si mismo y por su historia cultural y puede sentirse incómoda con
cualquier cambio, aunque ellos mismos sean compensados económicamente.
El impacto visual es una consideración subjetiva y constituye una seria preocupación en los
países desarrollados donde la belleza natural es considerada un recurso valioso. Sin embargo,
el patrimonio histórico heredado también es un fuerte preservador y a menudo fuente de
5
asombro y a veces de preocupación cuando resulta en la negación de acceso para proseguir la
minería. Esto ocurre cuando minas antiguas, canteras e incluso botaderos son designados
como lugares o monumentos históricos (Ej. Los botaderos de caolín en Cornwall, Inglaterra y
los botaderos de las minas de oro del Siglo 19 en Victoria del oeste en Australia; también
aplicable algunas salitreras en Chile declaradas monumentos históricos ). Actualmente las
legislaciones de muchos países establecen que debe realizarse la reclamación (restauración)
de las tierras de explotación minera después que las operaciones cesan o como en las
explotaciones abiertas de carbón al mismo tiempo que la operación minera progresa. Los
terrenos de explotación minera o sitios de procesamiento pueden ser restaurados a su estado
natural, recreando el habitat pre -existente (Ej. Re-forestación; Anand et al., 2000), regenerado
para uso agrícola (como en el caso de la industria del carbón; Ballay, 1995, Natural Resources
Canada, 1999), desarrollada para uso recreativo, turístico o con propósitos de conservación
(parque de aguas, campos de golf, parques naturales o reservas de vida silvestre; Aldrich,
1995) o re-utilizados como sitios industriales (Tedd et al., 2001). Como se puede observar
muchos de los usos antes mencionados pueden ser generadores de ganancias, lo cual permite
recuperar parte de los costos de reclamación.
El desafío tecnológico mayor lo constituye el manejo de deshechos mineros , incluyendo
relaves y desmontes, aguas industriales y de escurrimiento. El derrame de relaves y
liberación de aguas tóxicas son los impactos más negativos y más comunes de la minería,
aunque existe tecnología adecuada para reducir y hasta para eliminar el riesgo de esos
impactos (Ej. Bowell and Pearce, 2000, Komnitsas et al., 2000, Davies, 2001, Kuyucak, 2001,
Mining Environmental Management, 2001 a). La decisión de no construir tranques de relaves
de mayor capacidad o más resistentes es económica, pero seguramente puede ser controlada
por legislación e incluso por auto-regulación por una industria que toma en serio estos riesgos
(Guerin, 2000, Davies, 2001). Un mal accidente ambiental puede destruir una compañía y los
profesionales que administran el riesgo debe n apuntar a eliminar la chance de tales incidentes
mediante el uso de redundancia y sobre-especificación, tal como se requiere desde hace
décadas en la industria de energía nuclear. Los costos extra de tales medidas pueden hacer
que algunas minas no sean rentables, pero eso tal vez no sea tan malo dado los bajos precios
de los materiales minerales en la actualidad y su sobreoferta (Mining Journal, 2001b, c).
Una alternativa adicional es el concepto de utilización total de los recursos por el cual se
utilizan todos los materiales extraídos. Debe establecerse sinergias con otras empresas, por
ejemplo las de construcción donde las rocas estériles podrían ser usadas como agregados o
rellenos. Los metales potencialmente peligrosos deben ser extraídos de las menas en vez de
botarlos en relaves. El anhídrido sulfuroso que es el principal contaminante de las
fundiciones debe ser recuperado y convertido en ácido sulfúrico industrial (un procedimiento
actualmente ampliamente aplicado; George, 1995). La experiencia con la producción de
ácido sulfúrico en las fundiciones ha mostrado que aunque estas prácticas pueden no ser
rentables de inmediato, en términos de costos de procesamiento y de transporte versus el
precio del producto, significa ahorros importantes cuando se mide respecto al costo del
manejo de largo plazo de deshechos o contra posibles responsabilidades económicas en
términos de inestabilidad de deshechos o daño ambiental. En términos contables integrales
tales medidas son muy efectivas para aumentar la rentabilidad global de una operación
minera. Incorporado en la economía del estudio de factibilidad pre-mina, esto podría tener un
impacto mayor en la estimación del riesgo financiero y debe ser un criterio importante para
decidir si invertir en una operación minera.
6
Sustentabilidad Social
Históricamente el trato de la industria minera con la sociedad no ha sido precisamente su
fortaleza e historias de explotación de pueblos indígenas se remontan al tiempo de los
Romanos y probablemente aun más atrás. La motivación para ignorar o incluso explotar a la
gente que vive en tierras vecinas a zonas mineras normalmente es puramente económica,
normalmente no hay mala intención, al menos no en la actualidad, pero el trato apropiado con
la gente cuesta dinero y el objetivo que se auto-impone la industria es minimizar costos.
Justificada o no, a la industria minera la precede la reputación de afectar negativamente a las
poblaciones locales , de modo que la sociedad inmediatamente desconfía y a priori es contraria
a propuestas mineras. Por otra parte, las enormes ganancias potenciales personales por pagos
en compensación también fomentan la codicia. En una reunión reciente de exploradores
junior en Canadá, organizada por el Grupo de Exploración de Calgary (31 de Mayo de 2001)
se expresó la preocupación que el nivel de compensaciones pagadas por compañías grandes
para acceder a los terrenos de terceros ha sido excesiva haciendo que las propiedades mineras
sean cada vez más caras de obtener, lo que deja a las compañías junior con poca chance de
competir. Es difícil visualizar como la industria puede revertir este proceso, ya que pagando
cifras grandes ha elevado las expectativas de los dueños de terrenos o concesiones mineras
quienes esperan obtener grandes pagos por permitir la exploración/explotación.
Un paso en el sentido anterior debe ser mejorar los contratos con los propietarios de tierras
durante todas las etapas del desarrollo minero (Togolo et al., 2001, Veiga et al., 2001). La
educación pública, por ejemplo explicando los riesgos y beneficios de la minería (Nowlan,
2001) es un factor necesario, pero que puede ser visto como una actitud de condescendencia
por parte de la industria (Fox, 2001). Se debe dar oportunidades para que el público plantee
sus opiniones y preocupaciones (con base o no), las cuales deben ser tratadas con respeto y
realizar las correcciones que sean necesarias. Representantes de la comunidad deben ser
invitados a participar en comités de planificación y las críticas de grupos de activistas
ambientalistas deben ser previstas consultándoles directamente previo a la toma de decisiones.
Muchos de estos grupos responden razonablemente y positivamente si sus legítimas
preocupaciones se toman en cuenta con seriedad y son consideradas en la planificación, pero
si sienten la arrogancia de la industria pueden plantear serios obstáculos al desarrollo minero.
Surge una dificultad en definir quien realmente tiene los derechos legítimos sobre las
propiedades o terrenos y a menudo la oposición más fuerte a proyectos mineros proviene de
organizaciones no-gubernamentales, las cuales típicamente no tienen su base en los mismos
países donde se quiere desarrollar una actividad minera. Las visiones de tales organizaciones
ambientalistas no es raro que estén completamente opuestas a la de los habitantes locales, que
genuinamente tienen derechos legítimos de propiedad y para los cuales la minería podría
representar la única posibilidad de salir de la pobreza. Además, estos grupos de presión ni
siquiera están dispuestos a dialogar con la industria como recientemente ocurrió con el boicot
al Dialogo de Minería Norteamericana (8-9 Noviembre de 2001, Vancouver, Canadá).
Sin embargo, la sustentabilidad social involucra más que la compensación por el uso de la
tierra. Debe prestarse atención al desarrollo de la sociedad que existió previamente o que
creció en torno a un sitio minero durante su evolución y particularmente después del cierre de
la mina (Atkinson, 1999, Habirono, 2001, La urence, 2001, Mate, 2001, Veiga et al., 2001).
Es frecuente que, cuando la s compañías establecen tratos con pueblos indígenas, para los
cuales los conceptos de dinero y de sujeciones contratos pueden ser extraños, que sean
sorprendidas unos pocos años más tarde por demandas adicionales por más compensaciones ,
por encima de los que las compañías ya consideraron generosas y que para ellas habían
cerrado el trato. El distribuir dinero simplemente no es una solución sustentable y las
7
compañías mineras deben invertir recursos considerables en infraestructura social (Ej.
Escuelas, hospitales, desarrollo de industria secundaria, y, sobre todo, entrenamiento técnico y
administrativo) para asegurar que el dinero pagado en compensación no sea desperdiciado y
que persista la inversión en el futuro de la sociedad una vez que inevitablemente la mina
cierre. Sin embargo, cada cultura y sociedad local es diferente y tiene distintas necesidades y
expectativas, de modo que las soluciones deben ser a la medida; las recetas generales no
funcionarán.
Un caso que ejemplifica ese punto lo constituye al mina OK Tedi, Papua Nueva Guinea,
donde BHP Billiton quería cerrar la operación debido a que se reconocen serios problemas
ambientales, pero se ha encontrado con la oposición de grupos locales y del gobierno
nacional. La oposición al cierre se basa en que la estructura social formada en torno de la
mina, y de la nación, no será sostenible cuando esta mina, que es uno de los mayores
contribuyentes al Producto Interno Bruto y a la economía local, cese su operación (Bordia,
2000). No es justo culpar totalmente a las compañías mineras por tales situaciones, la
ausencia de un liderazgo gubernamental es también un factor importante, pero muchas
compañías están tomando la iniciativa para prevenir estos problemas de largo plazo en la
etapa de planificación (Habirono, 2001).
LA INICIATIVA MINERA GLOBAL
La Iniciativa Minera Global es un programa para considerar los asuntos de sustentabilidad en
la industria minera (GMI; http://www.globalmining.com/index.asp ) que recientemente ha
sido desarrollada por 10 de las compañías mineras más grandes del mundo bajo los auspicios
del Consejo para el Desarrollo Sustentable de Negocios Mundiales. La acción principal del
GMI ha sido realizar un estudio independiente de diagnóstico de Minería, Minerales y
Desarrollo Sustentable (proyecto MMSD) cuyos resultados serán presentados en una
conferencia en Toronto, Canadá en Mayo 12-15, 2002.
El GMI le señala a la industria que debe estar consciente de los nuevos desafíos socioambientales que tiene que enfrentar en el mundo moderno y específicamente en lo referente al
desarrollo sustentable. Sin embargo, en su forma actual el proyecto MMSD es solo un
ejercicio de compilación de información, sin recursos para implementar el cambio. Es
necesaria una etapa de diagnóstico en todas las iniciativas mayores de este tipo, pero muchos
de los problemas son evidentes por si mismos y lo han sido por algún tiempo. Lo que se
necesita actualmente son acciones y las soluciones sustentables prácticas deben ser
investigadas e implementadas. Yo animo al GMI a moverse rápido en ese sentido y
evolucionar el programa hacia investigación práctica y desarrollo. En particular el GMI debe
involucrarse con la comunidad universitaria, la cual está notableme nte poco representada en
su lista de colaboradores (Richards, 2001).
¿Un rol para los geólogos?
Muchos académicos y geólogos de la industria son también ambientalistas (pero sin “a”
mayúscula) y no perciben su actividad como en conflicto con sustentabilidad. Pero quizás
debemos tener un rol más activo para promover la sustentabilidad de la industria en la que
trabajamos y acometer los desafíos técnicos que surgen de la minería y procesamiento de
8
rocas. Los geólogos después de todo son los expertos cuando se trata de rocas. Nosotros
sabemos como se forman, de que están hechas, como sus componentes minerales interactúan
y como esos minerales se espera que actúen una vez colocados en un nuevo ambiente como
un tranque de relaves. También debemos conocer todos los usos potenciales de los varios
productos minerales y de rocas que vienen de la mina, los cuales para un contador o ingeniero
pueden ser considerados deshechos. Los geólogos deberían estar directamente involucrados
cuando se toman las decisiones pos t-exploración. Además, los geólogos deben tener un rol
directo en iniciar soluciones sustentables, ya que ellos generalmente son las primeras personas
de una compañía en escena y las impresiones que ellos causan en la gente local pueden
establecer la tónica para cualquier interacción futura.
Yo planteo que en general los geólogos actualmente no se aplican a si mismos
suficientemente en este sentido y existe una oportunidad de oro para que seamos líderes en el
desarrollo de prácticas sustentables en la industria minera. También existe una oportunidad
para re-definir el enfoque de investigación de depósitos minerales y de darles una relevancia
directa a los problemas de la industria. Yo no promuevo como McCuaig and Hronsky (2000)
que los investigadores académicos deben ser las divisiones consultoras externas de
investigación de la industria, pero hay un desafío para mentes intelectuales que pueden
justificar la continuidad de fondos para investigación en geología económica y enseñanza
(Emery and Southern, 2000) y continuidad de empleo para los geólogos en la industria
minera. También debemos estar moralmente satisfechos con este trabajo, en vez de tener que
defendernos siempre por nuestra asociación con una industria “sucia”.
9
Procesos Mineralizadores
1
PROCESOS MINERALIZADORES
Los depósitos minerales metálicos constituyen concentraciones anómalas de un elemento (u
elementos) en la corteza terrestre. Ahora bien, para que un determinado elemento llegue a
constituir un yacimiento explotable económicamente el metal debe estar concentrado muy
por encima de su abundancia media en la corteza terrestre, el grado de enriquecimiento
varía para cada elemento dependiendo del valor de cada metal, esto se ilustra en la tabla a
continuación (tomada de Evans, 1980, pag. 4):
Tabla 1.- Concentración mínima de elementos metálicos para constituir yacimientos
Elemento
Contenido promedio
de la corteza
Ley promedio
mínima explotable
Factor de
concentración
Al
8%
30%
3,75
Fe
5%
25%
5
Cu
50 ppm
0,4%
80
Ni
70 ppm
0,5%
71
Zn
70 ppm
4,0%
571
Mn
900 ppm
35%
389
Sn
2 ppm
0,5%
2500
Cr
100 ppm
30%
3000
Pb
10 ppm
4,0%
4000
Au
4 ppb
1 g/t
250
_________________________________________________________________________
La tabla 1 muestra que para que se forme un yacimiento de cobre se requiere que este metal
se concentre al menos 80 veces por encima del contenido normal en rocas de este elemento;
en los grandes yacimientos cupríferos chilenos que se explotan con leyes de ~1% Cu y más
la razón de concentración es >200 veces que el contenido normal de Cu en roca. Además,
hay metales que requieren concentraciones varios miles de veces más altas que el contenido
normal en rocas corticales (Ej. el Pb) para ser de interés económico. Consecuentemente
deben existir procesos naturales que permiten la concentración anómala de elementos en
ciertas partes de la corteza terrestre y aquí se presenta una revisión de dichos procesos
mineralizadores. Cabe señalar, que si bien existe consenso respecto a los distintos procesos
que pueden originar depósitos o yacimientos minerales metálicos, el origen de un tipo
específico de yacimientos es en muchos casos controvertido y distintos autores tienen
diferentes interpretaciones genéticas.
Procesos Mineralizadores
2
Tabla 2.- CLASIFICACION SIMPLE Y RESUMEN DE PROCESOS
MINERALIZADORES
PROCESOS ENDOGENOS: Procesos internos de la tierra
Proceso
Naturaleza del proceso
Depósitos típicos
Cristalización
magmática
Precipitación de minerales de mena como
constituyentes mayores o menores de rocas
ígneas en forma de granos diseminados o
segregaciones.
Diamantes diseminados en kimberlitas, tierras raras en
carbonatitas. Pegmatitas de Li-Sn-Cs de Bikita, Simbabwe.
Pegmatitas de uranio de Bancroft, Canadá y Rösling,
Namibia. Granitos, basaltos, dunitas, sienitas de nefelina
usados como rocas ornamentales.
Segregación
magmática
Precipitación de minerales de mena por
cristalización fraccionada y procesos
relacionados durante la diferenciación
magmática.
Capas de cromita del Gran Dique de Zimbabwe y el
Complejo Bushveld de Sudáfrica.
Inmiscibilidad de líquidos. Precipitación
de sulfuros en magmas, fundidos de
sulfuros – óxidos u óxidos que se
acumulan debajo de silicatos o fueron
inyectados en rocas de caja o, en casos
raros, eruptados en la superficie.
Depósitos de Cu-Ni de Sudbury, Canadá y los de Pechenga,
R.F. y Yilgarn Block de Australia occidental. Depósitos de
titanio de Allard Lake, Quebec, Canadá.
Hidrotermal
Depositación desde soluciones acuosas
calientes, las cuales pueden tener orígen
magmático, metamórfico, meteórico,
marino o de formación (connatas).
Pórfidos cupríferos chilenos: Chuquicamata, El Teniente, La
Escondida, etc. Vetas auríferas de El Indio; Stockwork de
molibdenita de Climax. EEUU; Chimeneas de brecha
cupríferas del distrito Cabeza de Vaca, Copiapó, etc.
Metamórfico
Metamorfismo regional y de contacto
produciendo minerales industriales.
Depósitos de andalusita de Transvaal, Sudáfrica; Depósitos
de granate de N.Y., EEUU.
Depósitos pirometasomáticos (skarn)
formados por reemplazo de rocas de caja
adyacentes a una intrusión.
Depósitos de Cu de MacKay, EEUU y Craigmont, Canadá.
Distrito cuprífero de San Antonio, Norte de La Serena.
Cuerpos de magnetita de Iron Springs, EEUU; depósitos de
Talco de Luzenac, Francia.
Algunas vetas de oro y depósitos de Ni diseminados en
rocas ultramáficas.
Concentración de elementos de mena por
procesos metamórficos iniciales o
subsecuentes.
PROCESOS EXOGENOS: Procesos superficiales
Proceso
Naturaleza del proceso
Depósitos típicos
Exhalativos
superficiales;
volcanogénicos
Exhalación de soluciones hidrotermales en
la superficie, usualmente en condiciones
submarinas y originando cuerpos
estratiformes de sulfuros metálicos.
Depósitos de metales base de Meggen, Alemania; Sullivan,
Canadá; Mount Isa, Australia; Río Tinto, España; depósitos
de tipo Kuroko, Japón; Mina La Plata, Ecuador; Depósitos
de fuentes termales submarinas de los océanos modernos;
Mercurio de Almaden, España; Depósitos de solfataras
(caolín y alunita), Sicilia; Azufreras en volcanes del Norte
Grande de Chile.
Procesos Mineralizadores
Sedimentarios
Meteorización
3
Alóctonos (clásticos): concentración de
minerales pesados y durables en
sedimentos clásticos formando placeres.
Arenas de rutilo-circón de New South Wales, Australia y
Trail Ridge, EEUU; Placeres de Sn de Malasia y Brasil;
Placeres de Au de Yukon, Canadá y de Marga-Marga, V
Región, Chile; Arenas y gravas de uso industrial.
Autóctonos: precipitación de minerales en
ambientes sedimentarios adecuados, con o
sin la intervención de organismos
biológicos.
Formaciones de hierro bandeado (BIF) de los Escudos
Precámbricos, Ej. Itabiritas de Brasil. Depósitos de Mn
sedimentario de la III y IV Regiones de Chile; Depósitos de
Cobre del Kupferschiefer de Europa; depósitos de fosfatos
de Florida, EEUU.
Residuales: lixiviación de los elementos
solubles de las rocas dejando
concentraciones de elementos insolubles
en el material restante.
Lateritas de Ni de Nueva Caledonia; Bauxitas de Hungria,
Venezuela, Guyana, Jamaica y Arkansas, EEUU; Depósitos
de caolín de Nigeria.
Supergenos: lixiviación y oxidación de
elementos valiosos de la parte superior de
depósitos minerales y su precipitación en
profundidad con concentraciones más
altas.
Parte superior de la mayoría de los pórfidos cupríferos
chilenos (zonas de óxidos y de sulfuros supérgenos); zona
enriquecidas de vetas de plata y oro.
Exóticos: lixiviación de elementos
metálicos de depósitos primarios y
transporte en solución en napas de aguas
subterráneas y re-depositación dentro de
gravas y rocas a cierta distancia del
depósito madre.
Depósitos de Cu: Las Cascadas, I Región; Chuqui Sur en la
II Región; Damiana vecino a mina El Salvador en la III
Región.
Tal como se resume en la tabla 2 existen procesos endógenos y exógenos que pueden
concentrar metales para formar yacimientos explotables económicamente. A saber:
1 Procesos Magmáticos: Las masas silicatadas fundidas (magmas) que, una vez
cristalizadas, llegan a constituir cuerpos intrusivos y/o rocas volcánicas pueden, en ciertas
condiciones, concentrar algunos minerales de interés económico por procesos como:
1.1. Cristalización magmática: Los procesos normales de cristalización de magmas
producen rocas volcánicas e intrusivas, algunas de las cuales pueden ser explotadas
directamente, como por ejemplo como rocas ornamentales o como áridos para la
construcción. Otras pueden contener minerales de importancia económica, Ej.
Diamantes como fenocristales en kimberlitas, feldespato o cuarzo en pegmatitas.
1.2. Segregación magmática: los términos segregación magmática o depósito
ortomagmático se utilizan para depósitos que han cristalizado directamente desde un
magma.
Los que se forman por cristalización fraccionada se encuentran
comúnmente en rocas ígneas plutónicas. Aquellos producidos por segregación de
líquidos inmiscibles pueden encontrarse tanto asociados a rocas plutónicas como
volcánicas.
Los procesos de segregación magmática pueden llegar a formar capas dentro o debajo de la
masa de roca ígnea (Ej. Capas de cromita, sulfuros de Cu-Ni).
Procesos Mineralizadores
4
a) Cristalización fraccionada: Esta incluye cualquier proceso por el cual cristales
formados tempranamente no pueden quedar dispersos en el magma en el que crecieron.
Durante el período de cristalización monomineral los cristales pueden hundirse en la
cámara magmática para formar una capa de un solo mineral. Estos precipitados se
denominan acumulados y ellos comúnmente alternan con capas de otros minerales
formando capas o bandeamiento rítmico en rocas ígneas. Las cromitas (FeCr2O4) y
las ilmenitas (FeTiO3) pueden acumularse de esta forma. Las cromitas en rocas
ultrabásicas y las ilmenitas en anortositas y gabros anortosíticos (rocas máficas). La
asociación de estos acumulados minerales exclusivamente con rocas ígneas son la
evidencia de su origen magmático directo.
b) Líquidos inmiscibles: De la misma manera que el agua y el aceite no se mezclan, sino
que forman glóbulos inmiscibles de uno dentro del otro, una mezcla de magma (mezcla
silicatada fundida) con contenido de sulfuros metálicos formará dos líquidos que
tenderán a segregarse. Se separan gotas de sulfuros y coalescen para formar glóbulos,
los cuales al ser más densos que el magma se hunden para acumularse en la base de una
intrusión o flujo de lava. El principal constituyente de esas gotas es el sulfuro de hierro
(pirita Fe2S), el cual se asocia a rocas básicas o ultrabásicas debido a que el azufre y
hierro son más abundantes en estas que en rocas ácidas o intermedias. Los elementos
calcófilos (con afinidad con el azufre; Ej. Cu) también son incorporados o se
particionan en los glóbulos de sulfuros y a veces metales del grupo del platino. Los
magmas básicos o ultrabásicos se forman por fusión parcial en el manto y ellos pueden
adquirir su contenido de azufre tanto del manto, como subsecuentemente por
asimilación de rocas de la corteza. Para que se produzca la segregación de sulfuros el
magma debe estar saturado en sulfuros. Si se llegan a formar glóbulos de sulfuros
inmiscibles gran parte del Cu y Ni serán removidos del magma (particionados dentro de
la fase sulfurada). La acumulación de Fe-Ni-Cu en gotas debajo de la fracción
silicatada puede producir cuerpos de sulfuros macizos, los cuales estarán sobreyacidos
por una zona de enrejado de sulfuros, a veces denominada mena diseminada o en red.
Esta zona a su vez grada hacia arriba a una zona débilmente mineralizada que grada a
una peridotita, gabro o komatiita, dependiendo de la composición de la fracción
silicatada asociada.
2.
Procesos Hidrotermales. La formación de muchos depósitos minerales metálicos
involucra la participación de soluciones acuosas calientes; por Ej. vetas, stockworks de
varios tipos, depósitos exhalativos volcanogénicos, pórfidos cupríferos, etc. La mayor
parte de los depósitos metálicos de la Cordillera de Los Andes son de origen
hidrotermal, por lo que estos procesos son muy relevantes para comprender la
formación de los yacimientos chilenos en particular. Los fluidos participantes en estos
procesos se denominan soluciones hidrotermales y existen distintas evidencias que
indican su importancia como mineralizadores, particularmente las que provienen de
inclusiones fluidas dentro de minerales precipitados a partir de soluciones
hidrotermales y alteración hidrotermal de las rocas encajadoras (las que serán
discutidas más adelante). La homogenización de inclusiones fluidas en minerales de
depósitos hidrotermales ha mostrado que el rango de depositación de minerales de
mena y ganga para todo tipo de depósitos hidrotermales es de aproximadamente 50° a
Procesos Mineralizadores
5
650°C. Los análisis de los fluidos muestran que el agua es la fase más común y el
contenido salino es frecuentemente más alto que en el agua de mar.
Las soluciones hidrotermales tienen evidentemente la capacidad de transportar una amplia
variedad de materiales y depositarlos en minerales tan diversos como el oro o la sericita
(hidromuscovita), lo que muestra que la fisico-química de tales soluciones es compleja y
difícil de duplicar en laboratorios.
El conocimiento de las propiedades y comportamiento de las soluciones hidrotermales
todavía no está totalmente aclarado, existiendo muchas ideas sobre el orígen de tales
soluciones y los materiales que ellas transportan. Los problemas principales son la fuente
y naturaleza de las soluciones acuosas, la fuente de los metales y el azufre transportados
por ellas, la fuerza que mueve las soluciones a través de la corteza, la forma de transporte
de los componentes en solución y los mecanismos de depositación.
Fuente de fluidos hidrotermales y su contenido.
Existen evidencias (sobre todo de inclusiones fluidas) que las soluciones hidrotermales
salinas están ampliamente distribuidas en la corteza. En algunos sistemas geotermales
activos (Ej. El Tatio en el norte de Chile) se puede observar como afloran aguas calientes
en superficie. Los sistemas geotermales son objeto de estudios para comprender la
circulación de soluciones hidrotermales. ¿De dónde provienen las soluciones? Los datos
provenientes de fuentes termales, aguas de minas, túneles, sondajes, inclusiones fluidas de
minerales y rocas indican que hay cinco fuentes de aguas hidrotermales:
1.- Aguas meteóricas: incluye aguas superficiales y subterráneas (acuíferos o napas de
aguas subterráneas.
2.- Aguas marinas: agua de los océanos.
3.- Aguas connatas o de formación: aguas que quedan atrapadas en los intersticios o poros
de secuencias de rocas y aguas meteóricas de penetración profunda.
4.- Aguas metamórficas: aguas liberadas por cambios mineralógicos de minerales
hidratados a minerales anhidros.
5.- Aguas magmáticas: aguas primarias derivadas de procesos ígneos que dan origen a
rocas intrusivas y volcánicas.
La medición de abundancias relativas de isótopos de hidrógeno y de oxígeno provee
información sobre la fuente de agua al comparar las razones isotópicas 18O/16O y D/H
(deuterio/hidrogeno) de aguas y minerales hidratados, los que son comparados respecto a
un standard SMOW (standard mean ocean water). Sin embargo, la interpretación de datos
isotópicos no siempre es simple, porque la composición isotópica del agua puede variar por
reacciones agua-roca y por mezcla de aguas de distinto origen.
 Rmuestra
δ =
 Rstandard

− 1  × 1000

Procesos Mineralizadores
6
Las razones isotópicas 18O/16O y D/H se presentan como δ18O‰ y δD‰ (per mil) donde
Standard (SMOW) “standard mean ocean water” corresponde a un valor medio de aguas
marinas.
Las razones 18O/16O pueden utilizarse como geotermómetro, porque los isótopos presentan
fraccionamientos que es dependiente de la temperatura
Fraccionamiento isotópico (reacción de intercambio isotópico) del sistema cuarzo-agua:
H218O+ ½ Si16O2
H216O+ ½ Si18O2
Existe una constante de equilibrio α que depende de la temperatura. Sin embargo, la
aplicación no es tan simple porque el agua en inclusiones fluidas en minerales que
contienen oxígeno, invariablemente intercambian isótopos con los minerales huéspedes, por
lo que cambia la razón 18O/16O en el agua de la inclusión. Por otra parte, el
fraccionamiento de 18O/16O a alta temperaturas es muy pequeño y las calibraciones han sido
muy difíciles, de modo que las determinaciones de paleotemperaturas varían, aún para
resultados provenientes de un solo laboratorio.
El fraccionamiento de D/H es lejos mayor que el de 18O/16O, pero por lo mismo no puede
utilizarse como geotermómetro.
Existen evidencias que distintos tipos de aguas pueden formar depósitos similares y que
aguas de dos o más tipos han jugado roles importantes en la formación de algunos
depósitos minerales.
Ahora bien, ¿De donde viene el contenido de materiales disueltos? Los datos que
poseemos provienen de inclusiones fluidas, sistemas geotermales modernos, fuentes
termales y aguas encontradas en perforaciones profundas en campos petrolíferos.
Los constituyentes mayores son Na, K, Ca y Cl. En cantidades menores (<1000 ppm) se
presentan Mg, B, SO4-2, Fe, Zn, Cu, He, Pb, Sr. La fuente de estos componentes en sentido
estricto se desconoce, pero en el caso del He, Pb y Sr los estudios isotópicos entregan
indicios de su fuente.
Los pocos estudios de isótopos de He indican un origen en el manto (magmático). Los
estudios de isótopos de Pb de yacimientos hidrotermales más numerosos sugieren que el Pb
puede derivarse, al menos en parte, de sedimentos subyacentes, de rocas metamórficas
del basamento, de rocas ígneas asociadas o directamente del manto. Sin embargo, los
otros componentes metálicos en un depósito mineral no necesariamente pueden tener el
mismo origen que el Pb. Existen menos trabajos en isótopos de Sr en depósitos minerales,
los cuales tienden a realizarse en las rocas de caja alteradas de los depósitos. Resultados de
los depósitos de sulfuros masivos de cobre de Chipre concuerdan con que estos depósitos
exhalativos volcanogénicos se formaron a partir de aguas marinas Cretácicas calentadas y
recirculadas. Por otra parte, mineralización de molibdeno cerca de Central City, Colorado,
EEUU se indica una derivación magmática de los fluidos mineralizadores.
Procesos Mineralizadores
7
El conocimiento actual indica que la mayoría de las rocas pueden constituir fuentes de
elementos geoquímicamente escasos como los metales (normalmente son elementos trazas
en las rocas), los cuales pueden ser lixiviados (extraídos) bajo condiciones adecuadas por
soluciones hidrotermales. Por ejemplo, experimentos de laboratorio han mostrado que los
metales pesados presentes en una arenisca se fraccionan hacia el agua de mar o una
salmuera natural a 350°C. Esto significa que las rocas de caja de una región podrían
constituir la fuente de los metales concentrados en los depósitos existentes en ella, si por las
rocas de la región circularon aguas calientes.
Existe una relación espacial entre muchos depósitos hidrotermales y rocas ígneas, por
lo existe una fuerte escuela de pensamiento que sostiene que los magmas en consolidación
son la fuente de muchas, sino de todas, las soluciones o fluidos hidrotermales. Lo seguro
es que una masa ígnea constituye la fuente de calor para establecer sistemas hidrotermales,
pero el agua o su contenido metálico puede venir del mismo magma o de otras fuentes.
Las soluciones hidrotermales de derivación magmática se consideran fluidos residuales
que quedan luego de la cristalización de la masa ígnea fundida y que contienen metales
base y otros elementos incompatibles que no pueden acomodarse en los minerales que
cristalizan dentro de un magma.
El magma tiene varios role posibles en sistemas hidrotermales; puede ser la fuente del agua,
de los metales y otros componentes en solución y provee el calor que hace circular los
fluidos en celdas convectivas en torno a la masa ígnea caliente.
La concentración de agua en magmas félsicos parece variar desde 2,5 a 6,5% H2O en peso
con una media de 3% H2O en peso (el contenido es mayor si se considera en proporción de
volumen, dada la relativamente baja densidad del agua).
La solubilidad de agua en magmas es dependiente principalmente de la presión y a
profundidades mayores de 3 – 5 km el agua permanece en solución debido a la alta presión
confinante, pero al ascender el magma la presión decrece progresivamente y se produce la
saturación del agua resultando en la exsolución de una fase volátil del magma. Además, al
cristalizar los magmas se producen principalmente minerales anhidros, lo cual redunda en
que puede liberarse un enorme volumen de agua a partir de un magma en enfriamiento. 1
km3 de magma félsico con 3% en peso de agua puede liberar aproximadamente 100
millones de toneladas (1011 litros) de agua.
Pero el agua no es el único componente volátil del magma, este contiene también H2S,
HCl, HF, CO2 y H2. El H2S y HCl pueden ser de particular importancia y son componentes
que se fraccionan o particionan fuertemente en la fase acuosa en exsolución del magma.
Todos los metales base y muchos otros pueden ser extraídos eficientemente de una fase
silicatada fundida (magma) hacia una fase acuosa, siempre que exista suficiente agua para
ser liberada. En teoría con un 3% en peso de agua en una fase silicatada fundida, podría ser
extraído aproximadamente un 95% del Cu contenido en un magma félsico.
Procesos Mineralizadores
8
En Diciembre de 1986 el volcán Monte Erebus en la Antártica se descargó cerca de 0,1 kg
de Au y 0,2 kg Cu, lo que extrapolando a 10.000 años equivaldría a 360 ton de Au. Esta
evidencia, así como otros volcanes, demuestra la capacidad de los magmas de generar
volátiles con contenidos metálicos.
Existen depósitos metalíferos asociados a cuencas sedimentarias. Sin embargo, en muchos
campos petrolíferos (asociados a cuencas sedimentarias) no existen intrusiones que puedan
ser fuentes de menas. Algunos autores han postulado orígen en fuentes magmáticas más
remotas, tal como la corteza inferior o, más frecuentemente, procesos magmáticos
profundos en el manto, mientras que otros han favorecido la depositación de menas a partir
de soluciones de formación (aguas connatas). Esto es agua que fue atrapada en
sedimentos durante la depositación y que ha sido movilizada por el aumento de temperatura
y presión causado por el enterramiento profundo. Este enterramiento puede ocurrir en
cuencas sedimentarias y las soluciones de este tipo se denominan salmueras de cuenca
(“basinal brines”). Un gradiente geotérmico normal de 1°C/30m implica que a los 9 km de
profundidad hay temperaturas de ~300°C. Las soluciones calientes de esta fuente pueden
lixiviar metales, pero no necesariamente azufre de las rocas a través de las cuales circulan,
para precipitarlos cerca de la superficie en los borde de las cuencas y lejos de intrusivos o
rocas ígneas.
El modelo anterior es el que corrientemente de utiliza para explicar la formación de
depósitos de baja temperatura de Pb-Zn-fluorita-baritina hospedados en rocas carbonatadas
(calizas-dolomitas) conocidos como “Missisipi Valley-Type” (MVT) existentes en
Norteamérica. Hay otros autores que objetan que el volumen de aguas de formación sea
suficiente para transportar la cantidad de metal presente en esos depósitos y algunos
sugieren la circulación de agua bajo gradiente hidrostático (como los pozos artesianos) a
través de una cuenca sedimentaria para producir el fluido mineralizador.
Sistemas Geotermales
Los sistemas geotermales en los que circulan aguas calientes por rocas y frecuentemente
afloran como fuentes termales o geysers, pueden ser generadores de depósitos minerales.
Estos sistemas se forman donde existe una fuente de calor (usualmente magmática) a pocos
km de profundidad que genera la circulación de aguas subterráneas profundas (celda
hidrotermal convectiva). Esta agua son generalmente de orígen meteórico, pero en algunos
sistemas pueden estar presentes aguas de otras fuentes (de formación, de salares) y puede
haber adición de agua magmática desde la fuente de calor. Los componentes disueltos
pueden originarse desde la fuente magmática en profundidad, así como de las rocas por las
que circula el fluido caliente.
En el sistema geotérmico de Broadlands, en Nueva Zelandia, las aguas calientes depositan
un precipitado amorfo de sulfuros de Sb-As-Hg-Tl con leyes de oro y plata; asimismo en
cercano el sistema geotermal de Rotokawa precipitan metales base acompañados de
acantita (sulfuro de plata). Desde la formación de un cráter de explosión hidrotermal
(explosión que se produce por sobrepresión de agua a alta temperatura, la que al
descomprimirse se transforma violentamente en vapor) hace 6060 años atrás, donde se
Procesos Mineralizadores
9
ubica el lago de aguas termales de Rotokawa en la actualidad pueden haber sido
transportadas 360 ton de oro en las rocas debajo del cráter.
Medios de transporte de metales
Los sulfuros y otros minerales metalíferos tienen muy baja solubilidad en agua, de modo
que debe existir otra forma de transporte de metales en fluidos hidrotermales. Sabemos que
muchos elementos precipitan como sulfuros a partir de fuentes hidrotermales (los campos
geotérmicos son un ejemplo y otro son las fuentes termales submarinas “black smokers”),
pero si los metales son insolubles como iones simples debe haber otro modo de transporte y
este es como complejos o iones complejos en los cuales los cationes metálicos se unen a
grupos complejos (ligantes).
Los ligantes más importantes son HS- o H2S, Cl- y OH-. Para que los complejos sulfurados
sean estables se requieren altas concentraciones de H2S y HS- (Ej. PbS(HS)-).
Muchos autores favorecen el transporte de metales como complejos clorurados tales como
AgCl2- y PbCl3-.
En la práctica ambos tipos de iones complejos juegan un rol en el transporte de metales (así
como otros complejos menos relevantes); los datos experimentales indican que los
complejos clorurados son estables a altas temperaturas en fluidos hidrotermales, pero se
descomponen al bajar la temperatura, mientras que los complejos sulfurados son estables
hasta temperaturas más bajas siempre y cuando exista una alta actividad de H2S y HS-.
Para ilustrar como los iones complejos pueden transportar metales, cabe mencionar que el
proceso industrial más utilizado en la recuperación del oro es la lixiviación con cianuro.
Este proceso (cianuración) aprovecha el hecho que el oro forma un complejo estable a
temperatura ambiente que es el dicianato de oro: Au(CN)2-. Este anión es altamente soluble
y permite extraer el oro de una pila o de mineral pulverizado a una solución de la cual luego
se precipita el oro, ya sea incorporando zinc en polvo o haciendo pasar la solución por
carbón activado.
Fuente del azufre: La fuente del azufre que permite la precipitación de sulfuros metálicos
en yacimientos hidrotermales es un problema aparte. En algunos casos de mineralización
(Ej. vetas de sulfuros profundas en granitos y cuarcitas) es obvio que el azufre debió ser
transportado en solución al igual que los componentes metálicos. El azufre es un
componente notable en erupciones volcánicas (aporte magmático) y es el principal
componente de solfataras en los volcanes (fumarolas azufrosas). La evidencia isotópica de
sistemas geotermales modernos, fuentes termales submarinas y datos de inclusiones fluidas
muestra que las soluciones hidrotermales pueden tener concentraciones relativamente altas
de metales y de azufre. Consecuentemente, para muchos depósitos hidrotermales se
favorece que tanto el azufre y los metales son transportados por el fluido mineralizador. Si
los metales de mena han sido transportados por complejos bisulfurados, sin duda debe
haber existido abundante azufre para la precipitación de sulfuros en el lugar de
depositación.
Procesos Mineralizadores 10
En los casos en que los metales fueron transportados por complejos clorurados, que es la
hipótesis más favorecida por los estudios de depósitos Pb-Zn hospedados en carbonatos, se
plantea el problema en lo que se refiere al aporte de azufre ya que los complejos clorurados
a temperaturas inferiores a 150ºC no pueden transportar suficiente Pb y H2S para formar
yacimientos. Existen tres alternativas para este problema:
a) El azufre se agrega desde otra solución en el sitio de depositación (modelo de mezcla).
El azufre derivaría de la reducción de sulfatos por materia orgánica en el sitio de
depositación.
b) Un solo fluido: metal transportados en complejos orgánicos, lo que permitiría que el
azufre fuera transportado junto con los metales como H2S.
c) Transporte de metales con azufre como sulfato, el cual sería reducido por reacción con
compuestos orgánicos para precipitar como sulfuros metálicos.
Precipitación de sulfuros: Este es un campo complejo de debate. El ascenso de
soluciones hidrotermales hacia zonas saturadas con aguas subterráneas va a producir
precipitación por dilución de los materiales disueltos y por cambios en el estado de
oxidación o pH de la solución. La ebullición del fluido al acercarse a la superficie
redunda en la liberación de H2S y aumento del pH de la solución con la consecuente
precipitación de los materiales en solución. Por lo que la ebullición se plantea como un
medio eficiente de precipitación en algunos tipos de depósitos. El descenso de la
temperatura del fluido también reduce drásticamente las solubilidades, asimismo cambios
en el fluido tales como el aumento de especies sulfuradas reducidas, aumento de la
concentración de metales, descenso de la concentración de ligantes, oxidación o reducción
son fenómenos que producen precipitación. Hay autores que asignan un rol fundamental a
la mezcla de fluidos hidrotermales con aguas oxidantes superficiales o con aguas sulfatadas
ácidas, mientras que otros favorecen la ebullición para depósitos formados a profundidades
someras.
En síntesis, cambios físico-químicos de las soluciones hidrotermales producen la
precipitación de los materiales transportados en solución. La precipitación de sulfuros
metálicos en el sector donde ocurren cambios físicos o químicos de la solución (“trampa de
mena”) a medida que continúa la circulación de fluido hidrotermal redunda en la
concentración local de elementos metálicos precipitados que puede dar origen a
yacimientos hidrotermales.
3.
Procesos Metamórficos. El metamorfismo de muchas rocas puede producir
materiales que tienen uso industrial directo. Un ejemplo obvio son los mármoles,
producidos por metamorfismo de contacto o regional de calizas y dolomitas. Otro caso
son las pizarras muy utilizadas para techos desde tiempos antiguos, sobre todo en
Europa. Otros minerales industriales de origen metamórfico son: asbestos, corindón,
granate, algunas gemas, grafito, magnesita, pirofilita, sillimanita, talco y
wollastonita. El metamorfismo puede estar acompañado de metasomatismo y puede
conducir a la formación de depósitos metalíferos tipo skarn que pueden ser de alta ley.
Procesos Mineralizadores 11
Metamorfismo: ajuste mineralógico, químico y estructural de rocas sólidas sometidas a
condiciones físicas y químicas impuestas a profundidad, debajo de las zonas de
meteorización y cementación, las cuales difieren de las condiciones en las que las rocas se
originaron.
Metasomatismo: proceso de solución capilar y depositación prácticamente simultánea
(metamorfismo aloquímico), por el cual un nuevo mineral puede crecer en el cuerpo de un
mineral pre-existente o agregado mineral. La presencia de líquidos de poro químicamente
activos o gases dentro de la roca o introducidos de una fuente externa son esenciales para el
proceso, el cual a menudo (pero no necesariamente) ocurre a volumen constante, con escasa
perturbación de características texturales.
Nota: los procesos de metamorfismo, metasomatismo y alteración hidrotermal involucran
cambios mineralógicos de rocas pre-existentes, aunque los procesos difieren
substancialmente entre sí los límites entre ellos son difusos.
Los cambios metamórficos que involucran recristalización o redistribución de materiales
por difusión iónica en estado sólido o a través de medios volátiles, especialmente agua,
pueden resultar en el transporte de constituyentes de mena móviles a sitios de menor
presión, tales como zonas de cizalles, fracturas o charnelas de pliegues. Esta es la manera
que se han formado vetas de cuarzo-calcopirita-pirita en anfibolitas y muchas vetas
(mesotermales) con oro en fajas de rocas verdes (facies metamórfica de esquistos verdes).
Estudios recientes de cambios que ocurren en rocas acompañando el desarrollo de foliación
y que consideran balance de masas, han mostrado que los terrenos metamórficos regionales
son grandes sistemas hidrotermales análogos a los sistemas a menor escala en corteza
oceánica joven. Estos sistemas tienen la capacidad de lixiviar una amplia gama de
componentes, incluyendo minerales de mena, desde un gran volumen de rocas de la
corteza. Para que exista flujo en estos sistemas debe desarrollarse una permeabilidad
regional. Las zonas de cizalle mayores pueden proveer tales conductos y este mecanismo
permite explicar la existencia de numerosos depósitos de oro en zonas de cizalle
particularmente del Arcaico (Precámbrico >2.500 Ma).
4. Procesos exhalativos superficiales: Existe un grupo de depósitos minerales llamados
exhalativos que incluyen a los sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), los que están
asociados a secuencias volcánicas submarinas y a depósitos de sulfuros en secuencias
sedimentarias (SEDEX; sedimentarios exhalativos). Actualmente existe consenso que estos
depósitos se forman por efluentes hidrotermales submarinos, aunque no hay consenso si las
soluciones que precipitan los sulfuros en los fondos marinos corresponden a fluidos de
derivación magmática o de agua marina en circulación.
Las fuentes termales submarinas conocidas como “black smokers”, porque parecen humos
negros en las profundidades oceánicas, se descubrieron en los años 70s durante las
investigaciones de los fondos marinos utilizando submarinos que alcanzan grandes
profundidades (ALVIN). Estas son fuentes de fluidos a alta temperatura que son
expulsados en el fondo marino (típicamente a 300 – 350ºC) en chimeneas de sulfuros –
Procesos Mineralizadores 12
anhidrita conectadas con fracturas en el fondo oceánico. Los efluentes a alta temperatura
forman nubes negras o blancas en las frías aguas de las profundidades oceánicas; el color
negro se debe a la precipitación de partículas de sulfuros y el blanco a la precipitación de
sulfatos de calcio (anhidrita–yeso) y de bario (baritina). Al observarse en detalle la emisión
de efluentes hidrotermales en el fondo marino se observa que el fluido caliente es
transparente, el color negro o blanco lo adquiere al mezclarse con las aguas frías del mar y
el enfriamiento y disolución resulta en la precipitación de sulfuros y sulfatos, los que
pueden acumularse y formar depósitos minerales. Este es uno de los pocos lugares donde
puede observarse directamente la formación de depósitos de sulfuros metálicos a partir de
un fluido hidrotermal.
La acción marina sobre los depósitos de sulfuros de los fondos oceánicos produce la rápida
oxidación y destrucción de los cuerpos de sulfuros, excepto cuando son cubiertos
rápidamente por rocas volcánicas o volcanoclásticas o sedimentarias que los preservan de la
oxidación. Los procesos tectónicos de acreción hacen que los depósitos de este tipo sean
incorporados a cadena s montañosas y formen yacimientos de interés económico en áreas
continentales. Aquellos depósitos modernos y actuales de los fondos oceánicos no son
económicos con la tecnología actual.
Los procesos sedimentarios pueden dar origen a
5. Procesos Sedimentarios:
concentraciones de ciertos componentes de interés económico. Esto puede ocurrir
como una concentración mecánica en sedimentos clásticos (sedimentos alóctonos) o por
la precipitación química de ciertos componentes (sedimentos autóctonos).
Sedimentos alóctonos: Estos son aquellos depósitos que han sido transportados al
ambiente donde han sido depositados e incluyen a los depósitos clásticos y piroclásticos.
Los depósitos terrestres de arcillas, arenas y gravas acumulados por acción aluvial pueden
ser de uso industrial como materiales de construcción. Sin embargo, el tipo de depósitos
alóctonos más importante son los placeres. Estos son depósitos terrígenos formados por
los procesos sedimentarios normales que concentran minerales pesados. Generalmente esta
es una separación gravimétrica que se produce en agua en movimiento, aunque la
concentración en medios sólidos y gaseosos también puede ocurrir. Para poder ser
concentrados los minerales pesados primero deben ser liberados de las rocas que los
contienen y deben poseer una alta densidad, resistencia química a la meteorización y
durabilidad mecánica. Aunque los placeres de oro son los más conocidos de este tipo de
depósitos, los minerales de placeres que cumplen en mayor o menor medida con las
propiedades expuestas incluyen: casiterita, cromita, columbita, cobre, diamante, granate,
ilmenita, magnetita, monazita, platino, rubí, rutilo, zafiro, xenotima y circón.
Los sulfuros se descomponen fácilmente al oxidarse en ambiente supérgeno,
consecuentemente es raro encontrarlos en depósitos de placeres. Sin embargo, existen
excepciones en secuencias precámbricas, probablemente debido a la existencia de una
atmósfera sin oxígeno en el Precámbrico y existen raros ejemplos recientes de
concentración de sulfuros en placeres.
Sedimentos autóctonos: Las rocas formadas por precipitación química de carbonatos
pueden ser de interés económico como minerales industriales (Ej. calizas y dolomitas): Sin
Procesos Mineralizadores 13
embargo, para los efectos de este curso es más relevante la formación de depósitos
metálicos por precipitación química tales como las formaciones de hierro bandeado (BIF:
“banded iron formations”) del Precámbrico, los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos
y los depósitos sedimentarios de manganeso.
Las formaciones de hierro bandeado se presentan en forma de secuencias que alcanzan
centenas de metros de potencia y cientos a miles de kilómetros de corrida. Constituyendo
enormes depósitos de óxidos de hierro que fueron depositados entre 2.500 y 1900 Ma atrás.
El mineral consiste en finas bandas, de 0,5 a 3 cm de potencia, las cuales a su vez están
laminadas a la escala de milímetro o fracción de milímetro. Se alternan bandas silíceas con
bandas de minerales de hierro (hematita, magnetita). El hierro habría precipitado en
condiciones subacuáticas por efectos químicos o bioquímicos, lo cual habría sido
favorecido por las condiciones anóxicas (sin oxígeno) de la atmósfera terrestre en el
Precámbrico.
Los depósitos sedimentarios de hierro fanerozoicos son de tipo oolítico,(sedimentos
oolíticos de hematita-chamosita-siderita o de siderita-chamosita), de los cuales existen dos
tipos (Clinton y Minette), pero que actualmente tienen poca importancia económica, por sus
bajas leyes y dificultad de beneficio debido a su mineralogía silicatada.
Los depósitos sedimentarios de manganeso son la fuente del grueso de la producción de
manganeso en el mundo. Aparentemente, el manganeso se disuelve en aguas marinas
profundas anóxicas y precipita en cuencas intracratónicas durante la transgresión debido a
las condiciones oxidantes de la zona somera de la plataforma como óxidos de manganeso.
Este sería el caso de los depósitos de manganeso presentes en secuencias marinas del
Cretácico Inferior en las regiones III y IV de Chile.
Existen también depósitos de cobre asociados a rocas sedimentarias, entre ellos los
ejemplos más notables son los del Kupferschiefer de Europa y la Faja Cuprífera de Zambia.
Sin embargo, aunque la precipitación directa de minerales cupríferos es una posibilidad, la
mayor parte de los autores sugieren que estos depósitos tienen un origen post-sedimentario,
relacionado a la diagénesis de las rocas sedimentarias que contienen estos depósitos
cupríferos.
6. Procesos supérgenos: La acción de la meteorización y de las aguas subterráneas pude
producir depósitos minerales de valor económico, ya sea por efectos sobre rocas o por
modificación de mineralización hipógena preexistente.
Depósitos residuales: La acción de la meteorización y circulación de aguas subterráneas
puede dar origen a depósitos residuales mediante la lixiviación de ciertos componentes de
las rocas o minerales y dejando un residuo de interés económico. Para que se formen este
tipo de depósitos se requiere que exista una intensa meteorización química, tal como
ocurre en climas tropicales con altas tasas de precipitaciones. En zonas tropicales, muchas
rocas se meteorizan originando suelos de los cuales todos los materiales solubles han sido
disueltos y este tipo de suelos se denominan lateritas. Los hidróxidos de hierro y aluminio
son algunas de las sustancias naturales más insolubles y las lateritas están constituidas
Procesos Mineralizadores 14
principalmente por estos compuestos, los que si están mezclados no tienen valor. Sin
embargo, si las lateritas tienen un solo metal concentrado, como el aluminio, pueden
constituir depósitos económicos, excepto en las lateritas de Fe que son muy pobres como
para ser de interés económico.
Cuando una laterita está constituida de casi puro hidróxido de Al se denomina bauxita y es
la principal mena de aluminio.
Otros depósitos residuales de interés económico son los de níquel, los que se forman por
meteorización intensa en climas tropicales de rocas ricas en Ni, tales como peridotitas y
serpentinitas que tienen alrededor de 0.25% Ni. Durante la lateritización de tales rocas se
libera el Ni, pero este rápidamente precipita ya sea con óxidos de Fe o en filosilicatos
niquelíferos en la roca meteorizada debajo de la laterita. El cobalto también puede ser
concentrado de la misma manera, pero generalmente es fijado en óxidos de Mn.
Depósitos supérgenos: las aguas superficiales que percolan a través de cuerpos
mineralizados de sulfuros hipógenos producen su oxidación y liberan solventes que
disuelven otros minerales. La pirita es uno de los sulfuros más comunes y se descompone
en hidróxidos de Fe y ácido sulfúrico. Las soluciones supérgenas pueden lixiviar cobre,
zinc y plata, redepositandolos como sulfuros supérgenos (secundarios) inmediatamente
debajo del nivel de aguas subterráneas; esto puede producir enriquecimiento del contenido
metálico del mineral pre-existente. Tanto la zona superior oxidada, como la enriquecida
por los procesos supérgenos de los depósitos tienen importancia económica: la primera
porque en general los óxidos son más baratos de beneficiar y la segunda porque el mineral
sulfurado con enriquecimiento supérgeno tiene mejores leyes que el mineral primario.
Depósitos exóticos: La migración lateral de soluciones supérgenas a partir de depósitos
cupríferos mayores, tales como los pórfidos cupríferos chilenos, puede transportar su
contenido metálico a través de sistemas de paleodrenaje hasta distancias de 8 km del
depósito fuente y producir mineralización cuprífera oxidada dentro de sedimentos o rocas
del sustrato. Ej. Depósitos Mina Sur de Chuquicamata (Exótica), Damiana, El Tesoro,
Sagasca, Hiquintipa.
Transporte de metales en soluciones hidrotermales
La comprensión de la génesis de los depósitos minerales hidrotermales requiere conocer la
fuente de los metales, como son transportados y las razones para su depositación como
minerales de mena.
Los metales son incompatibles con la química cristalina de la mayoría de los minerales
formadores de rocas. Por lo que ellos tienden a:
1. Ser enriquecidos en magmas residuales (y subsecuentemente en fluidos hidrotermales).
2. Ser removidos de minerales durante la reacción agua-roca.
3. Liberados (y removidos) de minerales cuando ellos recristalizan durante metamorfismo.
Transporte
Porqué los metales van en solución?
Sulfuros como un ejemplo: La solubilidad de productos de sulfuros metálicos es muy baja
(ellos son esencialmente insolubles en agua)
ZnS = Zn2+ + S2-
K= a Zn2+ . aS2-
Los valores de log K para ZnS a 25, 100 y 200ºC y pH neutro son
-19.03, - 16.48 y –14.61.
Para HgS ellos son –46.8, -38.2 y –31.4!
Los metales son insolubles como iones simples y consecuentemente son transportados
como complejos.
Algunos ejemplos:
ZnCl2, PbCl42-, FeCl+, Au(HS)2-, HWO4-, Pd(OH)2
Ligantes importantes:
Cl-, H2Sº, HS-, H+, H2O, CO3, moléculas orgánicas.
Zn2+ + 2Cl- = ZnCl2º
La estabilidad relativa de los complejos está controlada por variables tales como tº, P,
concentración de ligantes, pH y fuerza iónica. Por ejemplo:
H+ + HS- = H2Sº
WO42- + H+ = HWO4-
El equilibrio en estas reacciones significa que los iones pueden ser asociados o disociados
dependiendo de factores tales como pH y tº. Para la mayoría de los complejos, la
asociación aumenta con la tº.
Precipitación
Los minerales de mena (o cualquier mineral en este sentido) precipitará por varias razones.
El mecanismo de precipitación depende del metal, la naturaleza del (los) complejo (s) y el
mineral.
Veamos la esfalerita como un ejemplo:
ZnCl2 + H2S = ZnS + HCl
ZnCl2 + H2S = ZnS + H+ + ClPara que precipite la esfalerita tiene que excederse el límite de solubilidad. Esto puede
considerarse de dos maneras: en términos de causa fundamental (física o química) de un
movimiento en el equilibrio superior o en términos de los procesos o mecanismos que
resultan en el cambio del equilibrio. El número de posibles cambios en equilibrio son
relativamente pequeños para una simple reacción, pero los mecanismos posibles son más
numerosos.
Causas de precipitación
1. Enfriamiento
a.
afecta la solubilidad del producto
la mayoría de las reacciones de ppt son endotérmicas,
entonces el enfriamiento precipita
algunos carbonatos y sulfatos son excepciones
b.
afecta las constantes de disociación de complejos
el enfriamiento resulta en disociación
2. Aumento en especies sulfuradas reducidas acuosas
a.
b.
adición simple de H2S o HSReducción de especies oxidadas de azufre (SO42- o HSO4-)
3. Cambio de pH de la solución
4. Aumento de la concentración de metales
5. Descenso de la concentración de ligantes
TRANSPORTE
Y
HIDROTERMALES
PRECIPITACION
DE
METALES
EN
FLUIDOS
El transporte de metales es muy dependiente de solubilidad acuosa. Será la partición de una
fase hidrotermal la que se encargará de secuestrar y extraer metales desde un magma, por lo
cual debe tener alta capacidad de solubilidad de metales a las altas temperaturas de
cristalización, y luego durante su trayecto a una roca huésped.
Los fluidos hidrotermales son soluciones multicomponentes electrolíticos en la cual los
solutos principales son cloruros alcalinos. Los metales están presentes a nivel traza en estas
soluciones, predominantemente en forma de iones complejos. La depositación resulta de la
disociación de complejos metálicos y consecuente precipitación en respuesta a cambios en
el ambiente hidrotermal. Por lo tanto, un entendimiento de la química y estabilidad de
complejos metálicos a altas temperaturas es fundamental.
En fluidos hidrotermales, el electrolito dominante es típicamente el cloruro de sodio, a
veces con menos cloruro de potasio y de calcio. Fluidos de origen netamente magmático
presentan salinidades altas, en exceso muchas veces de 50% peso NaCl eq., pero ya sea por
dilusión o por partición a fase vapor y condensación, las salinidades pueden ser mucho más
bajos. Si bien oxidación y pH son determinados por condiciones interdependientes, los
fluidos iniciales suelen tener bajo potencial de oxidación y pH cercano a neutro.
Los ligantes más importantes en fluidos hidrotermales son el Cl-, HS -, NH3 , OH- y
CH3 COO - (otros están listados Seward y Barnes, 1997). En el caso de Cl-, si bien existen
complejos que son más estables como por ejemplo As3 S6 -3, el Cl- es lejos el anión más
abundante y por lo tanto, el mayor formador de complejos.
El agua es también un excelente solvente, sobre todo a alta temperatura y presión. El agua
es un fluido polar único, con propiedades muy inusuales, incluyendo un momento dipolo
muy fuerte y enlace de hidrógeno. Como las solubilidades son dependientes de los enlaces
entre especies soluto y agua, la estructura y característica del agua son importantes para
entender las variaciones de solubilidad. Debido al momento dipolo de la molécula del agua,
un enlace débil se forma entre un H de una molécula y un O de otra. Estos enlaces forman
estructuras de coordinación tetrahédrica de corta vida.
Al subir la temperatura y presión, agua líquida se expande como consecuencia del
debilitamiento progresivo del enlace de hidrógeno con separación de la distancia de enlace
y crecimiento del ángulo H-O-H. Esto indica un aumento de entropía con orientación cada
vez más aleatoria de las moléculas de agua. La presión tiene un efecto opuesto al de la
temperatura, comprimiendo la estructura del agua. El efecto combinado hace al agua más
compresible a mayor temperatura, con fuertes descensos de la densidad del agua.
Las propiedades dieléctricas del agua también cambian con temperaturas y presión e
indirectamente revelan cambios significativos en la estructura del agua. Al subir la
temperatura, ya sea bajo equilibrio vapor-agua o a presión constante, la viscosidad del agua
decrece, indicando una movilidad molecular creciente. Esto trae por efecto una baja en la
magnitud de la constante dieléctrica del agua (medida de momento dipolo y capacidad de
32
orientación polar). Cuando la constante diléctrica es alta, el agua tiende a formar cubiertas
sobre iones solutos, pero a temperaturas altas esta propiedad se pierde, permitiendo la unión
de aniones y cationes solutos en pares iónicos, mejorando la generación y estabilidad de
complejos.
La capacidad de ionización propia del agua también cambia en respuesta a cambios de
presión y temperatura en la medida en que la molécula de agua se disocia en H+ y OH-. La
constante de ionización desde 25°C a 300°C cambia en varios ordenes de magnitud. Esto
cambia el pH neutro de 7 a 25°C, a 5.7 a 300°C, con importantes implicancias para la
hidrólisis de cationes metálicos y la formación de complejos hidróxidos cuya estabilidad se
extiende a valores de pH más bajos. Los aumentos de presión tienen un efecto similar.
Altas temperaturas y presiones tienen también un efecto sobre electrolitos, donde
electrolitos como NaCl e incluso ácidos fuertes como HCl, quedan fuertemente asociadas
ya a temperaturas sobre los 250°C. Por ejemplo, HCl se vuelve un ácido débil bajo
condiciones de equilibrio vapor-agua. A 300°C, NaCl y HCl están en un 50% asociadas en
pares. Por ejemplo, a 20°C, NaCl tiende a disociarse en Na+ y Cl- diez veces más que a
370°C, esta situación estando directamente ligado a los cambios dieléctricos del agua en
función de temperatura.
En resumen, cuando el agua es calentada ya sea isobóricamente o a lo largo de la curva de
equilibrio vapor-agua, se expande su estructura, su densidad disminuye, su viscosidad baja
rápidamente con un consecuente aumento de movilidad molecular y aumento de
conductancia. Esto favorece, a alta temperatura, la formación de cúmulos moleculares,
incluyendo moléculas de complejos.
Otro número de ácidos débiles siguen la misma conducta de asociación a mayor
temperatura. Por ejemplo, SO4 2- tiende a HSO4 - a alta temperatura.
Las características del agua y electrolitos a alta temperatura indican que el transporte de
metales en agua es muy limitado y que el efecto de la temperatura predomina sobre el de la
presión.
Se debe destacar la importancia de varios ácidos débiles, en particular ácido carbónico y
ácido sulfidríco. En fluidos hidrotermales, el equilibrio homogéneo y heterogéneo que
determinan pH, están dominados en gran medida por reacciones de equilibrio de carbonatos
y de hidrólisis. Además, CO2 y H2 S son componentes altamente volátiles cuya química
acuosa es muy sensible a separaciones de fase o ebullición. La separación de CO2 y H2 S a
la fase vapor les permite migrar a superficie en forma independiente. En zonas superficiales
oxidantes pueden ser responsables de alteración argílica avanzada, y bajo la zona de
oxidación de alteración argílica.
La química del azufre (Fig. 20) reducida es importante por su relación con minerales de
sulfuros. Además, ligantes reducidos de sulfuros como HS - y posiblemente polisulfuros del
tipo Sx 2-, juegan un rol fundamental en el transporte hidrotermal de elementos como Au,
Ag, Hg, Cu, As y Sb. A alta temperatura sólo HS - es de importancia.
33
Figura 20. Estabilidades de especies acuosas dominantes conteniendo C o S
a 250°C (tomado de Barnes y Czamanske, 1967).
34
Transporte de Metales y Complejos de Relevancia
La importancia de complejos metalicos como medio de transporte en fluidos hidrotermales
puede ser evaluado en terminos de la teoría donante-captor de electrones de ácidos y bases
de Lewis tipo duros (clase "a") y tipo blandos (clase "b"). Metales duros (captores) forman
los complejos más estables con (y prefieren) ligantes duros (donadores de electrones).
Donantes y captores duros están caracterizados por alta carga y/o pequeño radio (alta razón
carga/radio). Por lo tanto, mientras más duros el donante y el captor, más electroestática
será el enlace de la interacción duro-duro.
Con los haluros, los metales duros forman complejos cuya estabilidad está en la siguiente
secuencia F >> Cl > Br > I. Por ejemplo, Fe+3 forma un complejo estable con el ión duro F
(FeF2+), el cual es alrededor de cuatro ordenes de magnitud más estable que el complejo
formado con el ion I. El SO4 2- es también un ion duro, formando complejos estables, por
ejemplo con Fe+2 (FeSO4 0 ).
Los metales blandos, en contraste a los metales duros, prefieren a donantes blandos donde
la interacción del tipo blando-blando tienen mayormente un carácter covalente. De esta
forma, los metales blandos se asocian con los haluros en una secuencia de estabilidad
opuesta a la de los metales duros, F << Cl < Br < I, donde la interacción más estable es con
el donante polarizable blando I (ej. metales blandos Ag+ y Hg2+). La tabla 1 muestra los
metales y ligantes más comunes (de interes geoquímico) en terminos de su comportamiento
duro-blando.
Tabla 1 : Clasificación de algunos Metales y Ligantes (captores y donantes de electrónes) en terminos de su
comportamiento duro (clase "a") o blando (clase "b").
Metales clase "a"
H+, Li+, Na+, K+
Be3+, Ca2+, Mg2+, Sr2+
Al3+, Fe3+, Cr3+,La3+
Ligantes clase "a"
F-, OH-, NH3, NO3HCO3 -, CO3 2-, HSO3-, SO42H3 SiO 4 -, HPO42-, PO 43CH3 COO -
Intermedio
Metales de transición divalen
tes, incluyendo Zn2+, Pb2+
y Bi3+
Intermedio
Cl-, Br-
Metales clase "b"
Cu+, Ag+, Au+, Au3+
Hg2+, Cd2+, Sn2+
Tl+, Tl3+
Ligantes clase "b"
I-, HS -, S2 O32-,
SCN-, CN-
Precaución es necesario en el empleo de esta clasificación duro-blando, porque ella es
ambiente y temperatura dependiente, y se basa en agua como solvente a temperaturas ≤
100ºC. A temperaturas más elevadas (fluidos hidrotermales) cambios en la estructura del
agua dan lugar a un descenso de la constante dieléctrica. Mientras más bajo la constante
dieléctrica del medio, más fuerte, más electroestáticas y más duro será la interacción entre
un metal y un ligante. Haciendo uso de la teoría duro-blando, es posible predecir cuales
complejos serán los de mayor relevancia en el transporte hidrotermal de metales. Estas
predicciones deben eso si tomar en cuenta no solo la estabilidad de los complejos, pero
también la disponibilidad de ligante. Por ejemplo, los complejos bromurados AgBr0 y
AgBr2 -, son más estables que su equivalente con cloro, AgCl0 y AgCl2 -. Sin embargo,
fluidos hidrotermales normalmente tienen en el orden de tres veces de magnitud más cloro
35
que bromo, haciendo a los complejos clorurados de plata potencialmente más importantes
en el transporte. La plata forma también complejos bisulfurados muy estables, y fluidos
hidrotermales tienen por lo general un contenido importante de sulfuro reducido, solo uno o
dos ordenes de magnitud menos que el cloro, sugiriendo que estos complejos pueden ser
también importantes agentes de transporte. Complejos del tipo AgCO3 - (metal blando ligante duro) son de baja estabilidad y probablemente de poca relevancia en transporte de
mena hidrotermal. La debilidad fundamental en la evaluación de potenciales procesos es la
falta de datos termodinámicos a alta temperatura y presión. Consecuentemente, el criterio
duro-blando, siendo imperfecto, es de todos modos de considerable valor.
Algunos metales como vanadio, cromo, molibdeno y tungsteno forman estables complejos
aniónicos (ej. HWO 4 -), pero existen pocos datos termodinámicos de alta temperatura. La
formación de thio aniones con sulfuro reducido puede ser otra forma importante de
transporte para estos metales (ej. WO 4-nSn 2-). Estos thio- aniones pueden ser también
importantes en el transporte de arsénico y antimonio.
En el caso de los metales de transición la secuencia correlacionada de estabilidades de
complejos queda modificada fundamentalmente porque la estabilidad de estos se halla
influenciado por efectos de campo de los ligantes. En el caso de la primera fila de metales
de transición bivalentes, el orden de estabildad con la mayoría de ligantes es
Mn2+ < Fe2+ < Co2+ < Ni2+ < Cu2+ > Zn2+
Excepciones a esta secuencia pueden darse por pareamiento de spin en campos de ligantes
fuertes, causando un incremento en la estabilidad de complejos.
Efecto de la Temperatura en la estabilidad de complejos
La temperatura y presión afectan la formación de complejos en direcciones opuestas.
Temperatura creciente favorece la formación de complejos, mientras que la presión
creciente provoca disociación de complejos metálicos (y pares iónicos) a iones libres en
solución. Estos dos efectos opuestos resultan principalmente de la interacción ion-solvente.
Los efectos de temperatura pueden ser ilustrados con resultados experimentales para el caso
de los metales divalentes Pb2+ y Zn2+ con cloro. El efecto de un incremento de temperatura
es un aumento fuerte de la estabilidad de complejos (Fig. 21). Por ejemplo, la estabilidad de
PbCl+ se incrementa en el orden de 2.5 ordenes de magnitud con un incremento de
temperatura desde los 25ºC hasta los 300ºC. En el caso de ZnCl+, siendo un complejo débil
a 25ºC, incrementa su estabilidad en seis ordenes de magnitud en el mismo intervalo de
temperatura.
Un efecto adicional en complejos que tiene el incremento de temperatura es una tendencia
hacia especies de carga y número de coordinación menor, y en este aspecto, la química de
estabilidad de complejos se hace más simple. Este cambio queda demostrado en la figura
22 con complejos clorurados de plomo y zinc a 25º y 300ºC. A 300ºC, hay poco Pb2+ libre
y no se detecta PbCl4 2-, mientras que en el caso del cloruro de Zn2+, cabe destacar que
ZnCl3 - desaparece previo ZnCl4 2- debido a motivos estequiométricos. La presencia de
36
Figura 21. Variación de la constante de equilibrio de formación, β 1 (como log β 1 ), con respecto a temperatura para complejos clorurados simples (tomado de Seward y Barnes, 1997)
Figura 22. Porcentage de distribución de complejos acuosos clorurados de Pb2+ y Zn2+
a diferentes temperaturas (tomado de Seward y Barnes, 1997).
37
ZnCl4 2- es considerablemente reducido y es indetectable a 350ºC. Condiciones similares se
dan para Ag+ y Fe2+ (ej. FeCl+ a 25ºC es la especie dominante, FeCl2 0 es la especie
dominante ya a 200ºC).
Otro efecto de la temperatura es que las especies poliméricas se hacen progresivamente
menos comunes en medida que las especies monómeras se vuelven más estables (ej.
HWO 4 - y WO42-, en el rango 150º a 290ºC predominan por sobre las especies poliméricas).
Efectos de la Presión sobre estabilidad de complejos.
En un solvente, agua, la presión favorece la concentración de especies iónicas. Por ejemplo,
para una reacción de asociación simple como
Mn2+ + SO42- <=> MnSO40
el cambio parcial de volumen molar standard DVº = +7.4 cm3 /mol a 25ºC, y la presión
entonces favorecera la disociación de MnSO4 0 a iones acuosos "libres". La formación de
iones "libres" está acompañada por una reducción en volumen producto de contracción de
los dipolos alrededor de los iones. Un caso similar puede ser mencionado para la reacción
Fe3+ + Cl- <=> FeCl2+
donde un incremento de presión de 1 a 2067 bares a 25ºC provoca un fuerte decrecimiento
de la estabilidad del complejo FeCl2+.
En terminos generales, el efecto de presión de 2 - 3 kbar sobre el equilibrio de la estabilidad
de comlejos metálicos es bastante pequeño (en ordenes de magnitud) comparado a los
grandes cambios asociados a cambios de temperatura, por ejemplo, de 25º a 350ºC.
Complejos Sulfurados
Existen especies reducidas de azufre importantes en la formación de coplejos durante
transporte y precipitación de elementos en ambiente hidrotermal. Los hidrosulfuros o
bisulfuros, HS -, son particularmente efectivos en su rol de transporte de metales en fluidos
acuosos en la corteza terrestre.
El ligante HS - es una base blanda en la clasificación de Lewis, y tiene una tendencia a
generar complejos muy estables con metales blandos de la clase "b", cationes como Au+ y
Hg+. La hidroquímica del oro en ambientes hidrotermales está dominada por la formación
de dos simples complejos hidrosulfurados, AuHS 0 y Au(HS)2 -. Estas dos especies,
conjuntamente con complejos cianurados Au(CN)2 -, son los complejos de oro inorgánicos
más estables conocidos, y son ordenes de magnitud más estables que su equivalente
clorurado, Au(Cl)2 -.
El complejo Au(HS)2 - es responsable del transporte de oro en ambientes de baja
sulfidización, del tipo epitermal a baja salinidad, condiciones de pH neutras a alcalinas y
temperaturas entre 200º y 300ºC. Sin embargo, condiciones de pH más bajos (ej. en
38
ambientes de alta sulfidización), el complejo AuHS 0 pasa a ser la especie dominante. Este
mismo complejo jugará un rol importante en la formación de yacimientos mesotermales a
temperaturas por sobre los 350ºC. A temperaturas más altas, el campo de estabilidad de
Au(HS)2 - queda acotada a mayor pH. Por ejemplo, a 370ºC, el campo de Au(HS)2 - ocurre
sobre pH = 9.55. Por lo tanto, a temperaturas más elevadas, AuHS 0 es el complejo
hidrosulfurado dominante en soluciones hidrotermales en equilibrio con roca huesped. A
temperatura y salinidad más alta, la competencia entre complejos de hidrosulfuro y cloruro
es aún poco entendido ante la falta de datos termodinámicos de los complejos clorurados.
Los complejos hidrosulfurados son también estables para otros metales. Aquellos de
estequiometría similar existen para el cobre [Cu(HS)2 - a 25ºC] y para plata [AgHS 0 hasta
300ºC]. Esto también ocurre con metales como Cd y Zn, pero no hay datos existentes para
su corroboración experimental. Otros complejos hidrosulfurados estables han sido
identificados para Hg, As, Sb, Pt y Pd, incluso a temperaturas elevadas.
Los complejos hidrosulfurados son evidentemente muy sensibles a cambios de actividad de
azufre reducido en el fluido hidrotermal. Descensos de actividad llevará a la precipitación
de minerales metálicos, por ejemplo durante ebullición o separación de fases, durante
precipitación de minerales de sulfuros, mezcla y oxidación.
Complejos Orgánicos
La participación de complejos orgánicos en procesos hidrotermales puede ser de relevancia
en algunos tipos de depositos, sobretodo a temperaturas por debajo de los 250ºC. Por
ejemplo, hay evidencias de que Zn y Pb en depositos tipo Mississippi Valley son
transportados en forma de complejos orgánicos, porque los complejos inorgánicos no son lo
suficientemente solubles, solamente proveyendo solubilidades del orden de 0.1 ppm para
cada metal. Otro ejemplo es la mobilidad del aluminio en cuencas sedimentarias profundas,
necesario para diagénesis regional de smectita, cloritización y disolución de feldespato-K,
procesos importantes en generación de porosidad secundaria en algunos reservorios de
hidrocarburos. Esta mobilidad bajo condiciones debilmente acídicas es solo explicable con
solubilidades del orden de x00 ppm, factible solamente con complejos orgánicos, en
ausencia de vias alternativas con complejos inorgánicos.
Tres condiciones básicas deben darse para que algún complejo orgánico dado sea de
relevancia en el transporte de metales. Primero, el ligante orgánico debe encontrarse en
concentraciones lo suficientemente altos como para poder proveer el mínimo de solubilidad
necesario para el transporte de metales. Segundo, el ligante orgánico debe resistir procesos
de degradación a alta temperatura durante extracción y transporte de metales. Tercero, los
complejos deben ser lo suficientemente estables como para dar las solubilidades mínimas
necesarias a los metales para la generación de un deposito.
La concentración mínima de ligantes orgánicos para transporte efectivo de metales debe ser
similar a la concentración mínima del metal para la generación de un deposito (ej. 10 ppm).
Algunos aniones orgánicos como el acetato (10.000 ppm máximo), malonato (2.540 ppm
máximo) o el oxalato (494 ppm máximo) pueden estar en concentraciones muy por arriba
del mínimo necesario, siendo potenciales medios de transporte para metales en algunos
39
tipos de depositos. Con respecto a la remanencia de ligantes orgánicos ante procesos de
degradación, tres son los procesos principales que la provocan, oxidación, desproporcionamiento termal y digestión bacterial (este último importante bajomlos 80ºC). En un fluido
hidrotermal reducido, el desproporcionamiento termal es el proceso que más limita la
duración de ligantes orgánicos, pero estudios experimentales indican que la vida media de
estos es lo suficientemente largo como para ser importantes medios de transporte de
metales. La presencia de oxidación acelera la degradación de ligantes orgánicos, sobretodo
en la presencia de minerales como magnetita, hematita o montmorillonita férrica. La
digestión bacteriana es de poca relevancia en ambientes hidrotermales debido a su baja
temperatura (< 80ºC).
La estabilidad de complejos orgánicos es pobremente conocido, sobretodo a temperaturas
por sobre los 100ºC. Algunos datos de uso actual son la secuencia de estabilidad de
complejos carboxisilados, Al > Pb > Zn > Fe2+.
Concentraciones Mínimas de Metales en Soluciones Hidrotermales
Al desarrollar y evaluar modelos y conceptos de generación de mena, es importante tener
en consideración el mínimo de concentración de metales y de otro componentes, necesario
para transporte efectivo y depositación de concentraciones de mena de interes. Existen
variadas aproximaciones para estimar estos valores, ninguno totalmente satisfactorio. Uno
de ellos se basa en las evidencias de los rangos de concentración presentes durante la
formación del deposito en cuestion. Tal evidencia incluye análisis de inclusiones fluidas y
de fluidos geotermales en campos termales actuales, y calculos termodinámicos
cuantitativos de solubilidad de metales en las condiciones de formación. La figura 23
muestra una compilación de estas concentraciones para menas que han precipitado en seis
clases generales de depositos de mena. El mínimo de concentración esta estimado al orden
de magnitud más cercano justo por debajo de las concentraciones conocidas de transporte.
Para los metales base la figura 23 muestra que 10 ppm de los principales metales base es el
mínimo para depositos del tipo Mississippi Valley, tipo-pórfido y tipo-skarn. En el caso del
oro en yacimientos de veta, esta concentración es tan baja como 1 ppb, y para la plata, del
orden de 10 ppb. Otros ejemplos y más detalles pueden ser consulados en Seward y Barnes
(1997).
Mecanismos de depositación
La depositación de mena bajo los 250ºC ocurre normalmente como relleno de fractura
abierta. A temperaturas y presiones más altas, las rocas son menos permeables y la
depositación de metales ocurre más comunmente en forma de reemplazos. Este proceso
provoca la disolución de roca huesped con inmediata precipitación de minerales
secundarios en reacciones interdependientes ya sea por consideraciones estequiométricas o
volumétricas. Existen muchas reacciones de potencial relevancia en este proceso, con
texturas depositacionales características, involucrando a variados tipos de roca huesped y
minerales secundarios. Sin embargo, hay pocos estudios realizados y publicados con
respecto a este tema. El caso más investigado es el reemplazo de rocas carbonatadas por
40
Figura 23. Concentraciones en soluciones hidrotermales formadoras de mena de los metales
dominantes en cinco tipos de depositos, basado en concentraciones de inclusiones fluidas o
de fluidos geotermales, o de calculos termodinámicos bajo condiciones de saturación. Los
datos representan las concentraciones dominantes de soluciones de mena para Cu, Pb y Zn
(puntos negros) o para Ag, Au y Hg (puntos abiertos) y para concentraciones no formadoras de mena (x). Segmentos de línea entre puntos indican posibles rangos de concentracion
(tomado de Seward y Barnes, 1997).
41
sulfuros. Existen al menos tres tipos de reacciones efectivas en el reemplazo de carbonatos
por sulfuros.
Neutralización ácida : varios metales son transportados como complejos clorurados,
sobretodo en fluidos de baja concentración de H2 S y de pH débil a moderadamente ácido.
Si el pH del fluido es suficientemente bajo como para digerir a la roca huesped carbonatada
mediante la reacción
CaCO3 (s) + 2H+ (aq) <=> Ca2+ (aq) + H2CO3 (aq)
entonces el incremento de pH asociado puede provocar precipitación de sulfuros
ZnCln 2-n (aq) + H2 S (aq) <=> ZnS (s) + 2H+ + nClPor ejemplo, con el buffer de pH caolinita + montmorillonita + cuarzo, una solución
clorurada a 250º - 350ºC, al entrar en contacto con marmol, reemplaza la calcita con
esfalerita, pirita y pirrotina. Este tipo de reemplazo provoca disminución de volumen de la
roca huesped carbonatada ya que la reacción de digestión es más activa y dominante que la
reacción de reemplazo. Evidencia de esto es un incremento de porosidad, desarrollo de una
textura arenosa en los carbonatos restantes y/o adelgacimiento de la sección estratigráfica.
Donde neutralización ácida es la causa principal de precipitación de metales, la
mineralización ocurre en el momento en que los fluidos entran en contacto con carbonatos,
ya que la reacción de digestión es muy rápida. Por ejemplo, tal punto podría ocurrir donde
un fluido hidrotermal pasa de una roca silicicatada a una carbonatada.
Oxidación : cuando los metales son transportados como complejos bisulfurados, procesos
de oxidación pueden causar la precipitación de sulfuros. Pueden también causar la
acidificación del medio y digestión de carbonatos por reacciones como
H2 S (aq) + 2O2 (aq) <=> 2H+ + SO42y
HS- (aq) + 2O2 (aq) <=> H+ + SO42Estos procesos debieran ser más eficientes con aquellos metales que forman complejos
bisulfurados (clase "b", blandos), tales como Ag, Au, Hg y Tl.
Reemplazo asociado a gradientes de temperatura : el descenso de temperatura es
particularmente efectivo en la depositación de metales transportados como complejos
clorurados (fluidos neutros a levemente acídicos con bajas concentraciones de H2 S y HS-)
debido a la fuerte dependencia de la estabilidad de complejos con respecto a temperatura
(Fig. 21). Durante enfriamiento la solubilidad de los metales disminuye y protones son
liberados a solución (incrementa acidez) producto de reacciones tales como
ZnCl4 2- (aq) + H2 S (aq) <=> ZnS (s) + 2H+ + 4Cl42
en roca carbonatada, el incremento de acidez provocará digestión de carbonatos.
Limitaciones volumétricas para reemplazo
Reemplazo de minerales requiere un transporte de masa de los componentes de la roca
huesped fuera del sistema, y de componentes arrivados hacia el sistema. La velocidad de
estos procesos depende de los mecanismos de transporte. En principio, los componentes
podrian ser transportados por difusión sólida o líquida o por flujo de soluciones. Sin
embargo, la velocidad de difusión, ya sea sólida o líquida, es demasiado lenta dentro de los
rangos de temperatura y tiempo conocidos para muchos depositos. De esta forma, flujo de
soluciones es el mecanismo más viable, suplementado por difusiones a nivel local.
Para que el flujo de soluciones sea efectivo, acceso a fracturas y poros debe ocurrir en todo
el cuerpo de mena. Esto significa que el proceso de mineralización sería detenido de
rellenarse la permeabilidad del sistema. Consecuentemente, el proceso de reemplazo solo
persistirá si las reacciones de reemplazo llevan asociadas un cambio negativo de volumen
molar entre los minerales originales de la roca huesped y la nueva asociación de minerales
precipitados. Por ejemplo, calculos volumétricos indican que el reemplazo de calcita por
hedenbergita, andradita y sulfuros es factible, tal como se observa comunmente en
depositos de skarn. Por otra parte, es poco probable el reemplazo de magnetita, ilmenita,
hematita por sulfuros, ya que el cambio volumetrico implicaría un aumento neto de
volumen, tendiendo a rellenar y cerrar la permeabilidad del sistema.
Referencias
Barnes, H.L. y Czamanske, G.K. (1967). Solubilities and Transport of Ore Minerals. En:
Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Primera Edición, Hubert L. Barnes (ed.),
Holt, Rinehart and Winston Inc. Publication, 334-381.
Barton, P.B. y Skinner, B.J. (1979). Sulfide Mineral Stabilities. En: Geochemistry of
Hydrothermal Ore Deposits, Segunda Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Wiley
Interscience Publication, 278-403.
Borrok, D., Kesler, S.E. y Vogel, M.S. (1999). Sulfide Minerals in Intrusive and Volcanic
Rocks of the Bingham-Park City Belt, Utah. Economic Geologist, 94, No 8, 1213-1230.
Burnham, C.W. y Ohmoto, H. (1980). Late-Stage Processes of Felsic Magmatism. Mining
Geology Special Issue, No. 8, 1-11.
Candela, P.A. (1994). Combined chemical and physical model for plutonic devolatization:
A non-Rayleigh fractionation algorithm. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 21572167.
Corbett, G.J. y Leach, T.M. (1998). Southwest Pacific Rim Gold-Copper Systems :
Structure, Alteration, and Mineralization. Society of Economic Geologist, Special
Publication Number 6, 237 pp.
Einauidi, M.T., Meinert, L.D. y Newberry, R.J. (1981). Skarn Deposits. Economic
Geology, 75th Anniversary Volume, 317-391.
Giggenbach, W.F. (1997). The Origin and Evolution of Fluids in Magmatic-Hydrothermal
Systems. En: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera Edición, Hubert L.
Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, 737-796.
43
Hemley, J.J. y Jones, W.R. (1964). Chemical aspects of hydrothermal alteration with
emphasis on hydrogen metasomatism. Economic Geology, 64, 538-569.
Hendry, D.A.F., Chivas, A.R., Long, J.V.P. and Reed, S.J.B. (1985). Chemical differences
between minerals from mineralizing and barren intrusions from some North American
porphyry copper deposits. Contributions to Mineralogy and Petrology, 89, 317-329.
Meinert, L.D. (1992). Igneous Petrogenesis and Skarn Deposits. En: Mineral Deposit
Modelling: Geological Association of Canada, Special Paper 40, 569-583.
Meyer, C. y Hemley, J.J. (1967). Wall Rock Alteration. En: Geochemistry of Hydrothermal
Ore Deposits, Primera Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Holt, Rinehart and Winston Inc.
Publication, 166-235.
Reed, M.H. (1997). Hydrothermal Alteration and Its Relationship to Ore Fluid
Composition. En: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera Edición, Hubert
L. Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, 303-366.
Rose, A.W. y Burt, D.M. (1979). Hydrothermal Alteration. En: Geochemistry of
Hydrothermal Ore Deposits, Segunda Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Wiley
Interscience Publication, 173-235.
Seward, T.M. y Barnes, H.L. (1997). Metal Transport by Hydrothermal Ore Fluids. En:
Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera Edición, Hubert L. Barnes (ed.),
John Wiley and Sons Inc. Publication, 435-486.
Titley, S.R. (1992). Characteristics of Porphyry Copper Occurrence in the American
Southwest. En: Mineral Deposit Modelling: Geological Association of Canada, Special
Paper 40, 433-464.
Vaughan, D.J. y Craig, J.R. (1997). Sulfide Ore Mineral Stabilities, Morphologies, and
Intergrowth Textures. En: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera
Edición, Hubert L. Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, 367-435.
44
Alteración Hidrotermal
1
ALTERACION HIDROTERMAL
La alteración hidrotermal es un término general que incluye la respuesta mineralógica,
textural y química de las rocas a un cambio ambiental, en térmicos químicos y termales, en
la presencia de agua caliente, vapor o gas. La alteración hidrotermal ocurre a través de la
transformación de fases minerales, crecimiento de nuevos minerales, disolución de
minerales y/o precipitación, y reacciones de intercambio iónico entre los minerales
constituyentes de una roca y el fluido caliente que circuló por la misma. Aunque la
composición litológica inicial tiene una influencia en la mineralogía secundaria
(hidrotermal), su efecto es menor que el debido a la permeabilidad, temperatura y
composición del fluido. En efecto, la temperatura del fluido y el pH del mismo son los
factores más relevantes en la asociación mineralógica resultante de los procesos de
alteración hidrotermal, más que la litología. Ej., La asociación mineralógica: cuarzo, albita,
feldespato-K, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se ha encontrado en basaltos en
Islandia, areniscas en Imperial Valley, riolitas en Nueva Zelanda y andesitas en Indonesia.
Esa asociación de minerales de alteración se ha producido en el rango de temperatura de
250º-280ºC.
La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El
más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado primero a ópalo, smectita,
calcita o zeolita y luego a minerales de arcilla.
En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidad a la
alteración de los minerales, a saber:
Olivino > magnetita > hiperstena > hornblenda > biotita = plagioclasa
El cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperaturas de
300ºC, pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es
relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido
completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primarios.
La característica esencial de la alteración hidrotermal es la conversión de un conjunto
mineral inicial en una nueva asociación de minerales más estable bajo las condiciones
hidrotermales de temperatura, presión y sobre todo de composición de fluidos. La textura
original de la roca puede ser modificada ligeramente o completamente obliterada por la
alteración hidrotermal.
La alteración hidrotermal es un tipo de metamorfismo que involucra la recristalización de la
roca a nuevos minerales más estables bajo las condiciones hidrotermales. La caracteráitica
distintiva de la alteración hidrotermal es la importancia del fluido hidrotermal en transferir
constituyentes y calor. En efecto, la alteración hidrotermal involucra la circulación de
volúmenes relativamente grandes de fluidos calientes atravesando las rocas permeables
debido a la presencia de fisuras o poros interconectados. El fluido tiende a estar
considerablemente fuera de equilibrio termodinámico con las rocas adyacentes y esto
genera las modificaciones en la composición mineralógica original de las rocas, puesto que
Alteración Hidrotermal
2
componentes en solución y de los minerales sólidos se intercambian para lograr un
equilibrio termodinámico.
El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por
infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos
estancados en los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la
evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a
gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En
sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente.
Factores que controlan a la alteración hidrotermal de las rocas.
a) Temperatura y la diferencia de temperatura (∆tº) entre la roca y el fluido que la
invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía
original.
b) Composición del fluido; sobre todo el pH del fluido hidrotermal: mientras más bajo el
pH (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales.
c) Permeabilidad de la roca: Una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser
invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los
fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de
minerales generando permeabilidad secundaria en ellas.
d) Duración de la interacción agua/roca y variaciones de la razón agua/roca. Mientras
mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las
modificaciones mineralógicas serán más completas.
e) Composición de la roca; la proporción de minerales: es relevante para grados menos
intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a
ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente
independiente del tipo de roca original.
f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la
profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas
hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales.
Los dos factores iniciales temperatura y composición del fluido hidrotermal son lejos
los más importantes para la mineralogía hidrotermal resultante de un proceso de alteración.
Esto es relevante porque las asociaciones de minerales hidrotermales nos dan indicios de
las condiciones en que se formaron depósitos minerales de origen hidrotermal.
La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la
extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un
término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración.
Sin embargo, se han propuesto los términos pervasividad para indicar la intensidad de la
alteración y extensividad para indicar la distribución espacial de la alteración hidrotermal.
Estos últimos términos fueron propuestos para cuantificar porcentualmente la intensidad y
extensión de alteración hidrotermal. Sin embargo, en la práctica nunca se generalizó su uso
en tal sentido, pero el término pervasivo se utiliza corrientemente para referirse a que tan
penetrativa es la alteración de las rocas. Una alteración pervasiva se refiere a aquella en
Alteración Hidrotermal
3
que una roca está completamente alterada en todo su volumen, en contraposición a
alteraciones poco pervasivas donde la alteración se limita a las vecindades de las fracturas
por donde circuló el fluido, pero las partes masivas de las rocas están inalteradas.
Productos típicos de reemplazo por alteración
Aunque como se indicó anteriormente dependiendo de la intensidad de la alteración la
mineralogía final hidrotermal puede no ser influenciada por la composición mineralógica
inicial de la roca. La composición de algunos minerales proporciona los componentes para
ciertos minerales hidrotermales, a saber:
Mineral Original
Productos de reemplazo hidrotermal
Vidrio Volcánico
Zeolitas (Ej. mordenita, laumontita), cristobalita,
cuarzo, calcita, arcillas (Ej. montmorillonita)
Pirita, leucoxeno, esfena, pirrotina, hematita
Clorita, illita, cuarzo, pirita, anhidrita
Calcita, albita, adularia, wairakita, cuarzo, anhidrita
Calcita, albita, adularia, wairakita, cuarzo, anhidrita,
clorita, illita, caolín, montmorillonita, epidota
Adularia
Magnetita/ilmenita/titanomagnetita
Piroxena/anfíbola/olivino/calcita/biotita
Plagioclasa cálcica, biotita
Plagioclasa cálcica
Ortoclasa/sanidina
Procesos debidos a la alteración hidrotermal
Depositación directa: muchos minerales se depositan directamente a partir de soluciones
hidrotermales. Para poder hacerlo es obvio que la roca debe tener pasajes para que el fluido
pueda moverse dentro de ellas. Ej. diaclasas, fallas, fracturas hidráulicas, discordancias,
zonas brechosas, huecos, poros y fisuras.
El cuarzo, calcita y anhidrita forman fácilmente venillas y relleno de huecos en las rocas,
pero también se ha observado localmente clorita, illita, adularia, pirita, pirrotina, hematita,
wairakita, fluorita, laumontita, mordenita, prehnita y epidota que deben haberse depositado
directamente de un fluido hidrotermal.
Reemplazo: Muchos minerales de las rocas son inestables en un ambiente hidrotermal y
estos tienden a ser reemplazados por nuevos minerales que son estables o al menos
metaestables en las nuevas condiciones. La velocidad del reemplazo es muy variable y
depende de la permeabilidad de la roca.
Lixiviación: Algunos de los componentes químicos de las rocas son extraídos por los
fluidos hidrotermales al atravesarlas, particularmente cationes metálicos, de modo que la
roca es deprimida en dichos componentes o lixiviada. En ciertas condiciones, como por
ejemplo donde se condensa vapor acidificado por oxidación de H2S, la solución ácida
resultante (por la presencia de H2SO4) ataca las rocas disolviendo minerales primarios, pero
sin reemplazar los huecos resultantes que se producen. Esto puede en casos extremos
resultar en una masa porosa de cuarzo residual.
Alteración Hidrotermal
4
La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso
irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes. Ciertos
componentes son extraídos selectivamente de las rocas de caja y son agregados al fluido y
otros componentes (incluyendo metales de mena) son selectivamente incorporados por las
rocas (o forman una cubierta sobre ellas) y son removidos del fluido hidrotermal. El
resultado de este proceso depende de las condiciones físicas en la interfase fluido-roca y en
las cantidades relativas de fluido y roca involucradas en el proceso de intercambio químico
(razón agua/roca). Solo la roca alterada es el resultado visible del proceso, porque el fluido
es removido del sistema, a excepción de posibles inclusiones fluidas en los minerales
precipitados.
Algunos tipos de alteración involucran solo una transferencia en un sentido del fluido a la
roca o viceversa, a saber:
Ganancia o pérdida de
Hidratación / deshidratación,
H2O
Carbonatación / decarbonatación,
CO2
Oxidación / reducción,
O2
Sulfuración / reducción
S2
Estos procesos están controlados por: presión, fugacidad, concentración, actividad o
potencial químico de los componentes involucrados. La precipitación o disolución de un
mineral también es un procesos en un sentido y el parámetro controlador es la solubilidad.
Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración. Ej. el
intercambio de Mg2+ por Ca2+ (intercambio catiónico); Las reacciones de intercambio
iónico también se conocen como cambio de base y corresponden a una reacción por la cual
cationes adsorbidos en la superficie de un sólido, tal como un mineral de arcilla o zeolita
son reemplazados por cationes en la solución circundante. El intercambio de cationes Ca2+
y Na+ de plagioclasas por K+ para originar feldespato potásico corresponde a este tipo de
reacción y caracteriza a la alteración potásica. El intercambio de cationes metálicos de los
minerales de una roca por H+ corresponde a un caso especial, conocido como hidrólisis y
es muy importante en la mayoría de los tipos de alteración hidrotermal.
La alteración hidrotermal produce cambios en las propiedades de las rocas alterando su
densidad (aumento o disminución), porosidad, permeabilidad (aumento o disminución),
susceptibilidad magnética (usualmente disminuye, pero puede aumentar cuando se
deposita magnetita hidrotermal) y resistividad (usualmente decrece porque los sulfuros
metálicos permiten el paso de corrientes eléctricas, pero masas silíceas producto de
alteración pueden ser más resistivas). Simultáneamente con esos cambios físicos pueden
ocurrir eventos relacionados o sin relación como fallamiento y formación de
diaclasas/fracturas que afectan el proceso de alteración.
El reemplazo, lixiviación y depositación de minerales también causa cambios químicos
cuya extensión y naturaleza varía mucho, pero los cuales son obviamente función de la
mineralogía.
Alteración Hidrotermal
5
El comportamiento típico de los elementos mayores durante la alteración hidrotermal en
rocas volcánicas reaccionando con un fluido caliente son los siguientes:
Elemento mayor
Cambio
Mineral hidrotermal en el
que se incorpora
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3 y FeO
Agregado
No cambia
Agregado y removido
Agregado y removido
Cuarzo, cristobalita, silicatos
Esfena, leucoxeno
Muchos silicatos, algunos óxidos.
Cloritas, pirita, pirrotita, siderita,
epidota, hematita.
MnO
MgO
CaO
No cambia
Removido
Agregado y removido
Na2O
K2O
CO2
S, SO3
Agregado y removido
Agregado
Agregado
Agregado
H2O
Agregado
P2O5
Cl
F
No cambia o agregado
Removido
Agregado o no cambia
Clorita, biotita
Calcita,
wairakita,
epidota,
prehnita,
anhidrita,
montmorillonita, esfena, fluorita,
zeolitas, wollastonita
Albita
Adularia, illita, alunita, biotita
Calcita, siderita
Anhidrita, alunita, pirita, pirrotina,
baritina
Todas las arcillas, epidota,
prehnita,
zeolitas,
diasporo,
pirofilita, anfíbolas
Apatita
Halita
Fluorita
Reacciones de hidrólisis
La estabilidad de feldespatos, micas y arcillas en procesos de alteración hidrotermal es
comúnmente controlada por hidrólisis, en la cual K+, Na+, Ca2+, y otros cationes se
transfieren de minerales a la solución y el H+ se incorpora en las fases sólidas remanentes.
Esto ha sido denominado metasomatismo de hidrógeno (Hemley and Jones, 1964).
La hidrólisis es una reacción de descomposición que involucra la participación de agua.
En geología corresponde a la reacción entre minerales silicatados ya sea con agua pura o
con una solución acuosa, en la cual los iones H+ y OH- son consumidos selectivamente.
H+ + OH- = H2O
Las reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración
hidrotermal y algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis
de los minerales constituyentes de las rocas.
Alteración Hidrotermal
6
Alteración hidrotermal de plagioclasa → sericita → arcillas → cuarzo
En términos químicos esto se puede representar por las reacciones
siguientes:
Ejemplo:
Andesina
sericita
cuarzo
0.75 Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5 Na+ + 0.75 Ca2+ + 3SiO2
Sericita (mica potásica)
caolinita
+
KAl3Si3O10(OH)2 + H + 1.5 H2O = 1.5 Al2Si2O5(OH)4 + K+
Caolinita
Cuarzo
0.5 Al2Si2O5(OH)4 + 3H+ = SiO2 + 2.5 H2O + Al3+
Otros ejemplos de hidrólisis:
Andesina
caolinita
cuarzo
Na2CaAl4Si8O24 + 4H+ + 2H2O = 2 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca2+
Sericita
pirofilita
cuarzo
+
KAl3Si3O10(OH)2 + H + 3SiO2 = 1.5 Al2Si4O10(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca+
Albita
montmorillonita-Na
cuarzo
1.17 NaAlSi3O8 + H+ = 0.5 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+
Montmorillonita
caolinita
cuarzo
3 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5 H2O = 3.5 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+
Sericita
alunita
cuarzo
2+
KAl3Si3O10(OH)2 + 4H + 2SO = KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2
ácido sulfúrico
Todas estas reacciones implican un empobrecimiento de H+ en el fluido hidrotermal,
consecuentemente un aumento del pH de la solución hidrotermal. Este fenómeno puede
neutralizar fluidos ácidos y la neutralización puede resultar en zonaciones de distintos
minerales hidrotermales en torno a conductos hidrotermales. Cabe destacar que en la
mayoría de las reacciones de hidrólisis producen como subproducto SiO2 y esta es la razón
porque el cuarzo es omnipresente en rocas alteradas. En situaciones de fluidos muy ácidos
como el ejemplificado en la última reacción se pueden hidrolizar incluso micas aluminosas
dando origen al sulfato de Al alunita y cuarzo.
Aunque las reacciones de hidrólisis modifican el pH del fluido hidrotermal al alterar los
minerales de las rocas, la presencia de ciertos minerales interactuando con soluciones
salinas pueden mantener ciertos rangos de pH mientras no se consuman totalmente; estos se
conocen como minerales buffer. Las series de minerales buffer hacen que la variaciones
de pH sean escalonadas y serán importantes para la solubilidad y precipitación de metales.
Alteración Hidrotermal
7
Clasificación de Alteración Hidrotermal
La alteración hidrotermal produce un amplio rango de mineralogía, abundancia mineral y
texturas en distintas rocas. Esto hace que sea complicado tener un criterio uniforme para la
clasificación de tipos de alteración. Los autores de mapeos y de estudios de alteración
generalmente han simplificado sus observaciones clasificando las rocas alteradas en grupos.
El método más simple es mediante la utilización del mineral más abundante y más obvio en
la roca alterada. De ahí derivan denominaciones como:
Denominación
Silicificación
Sericitización
Argilización
Cloritización
Epidotización
Actinolitización
Etc.
Presencia dominante de
sílice o cuarzo
sericita
minerales de arcilla
clorita
epidota
actinolita
Aunque esta nomenclatura simple se emplea comúnmente, en realidad los minerales de
alteración no se presentan individualmente sino que forman ciertos grupos o asociaciones
de minerales de alteración.
Otra aproximación al problema de clasificar alteraciones hidrotermales es basarse en los
cambios químicos dominantes durante la alteración. Un ejemplo de esto son los términos:
metasomatismo de hidrógeno, metasomatismo portásico o metasomatísmo de flúor. Sin
embargo, esta clasificación no es muy práctica debido a que son varios los elementos que
son introducidos o removidos de las rocas en distintas proporciones, lo que complica este
tipo de clasificación en detalle.
Es más práctico clasifica las alteraciones hidrotermales por la asociación de minerales de
alteración presentes en las rocas. Una asociación de minerales de alteración refleja las
condiciones de temperatura, presión, composición química del fluido hidrotermal,
mineralogía de la roca original y el tiempo que tomó para lograr un equilibrio
termodinámico entre la roca y el fluido.
Se requiere una observación detallada de los minerales y sus texturas para identificar la
asociación de minerales correcta. Por otra parte, existe una variedad de términos para
designar tipos de alteración basados en este criterio que han usado diferentes autores. Ej.
alteración argílica intermedia y avanzada, propilítica, biotita-ortoclasa.
No siempre los términos para tipos de alteración han sido utilizados con un criterio
uniforme por distintos autores. Por ejemplo el término alteración fílica fue originalemente
propuesto por Burnham (1962) para incluir alteraciones que produzcan filisilicatos, tanto
alteraciones sericíticas, como biotíticas. Sin embargo, Lowell y Gilbert (1970) y otros
autores en adelante han usado el término alteración fílica a rocas con alteración serícítica o
cuarzo-sericítica.
Alteración Hidrotermal
8
Figura 1 (a-e). Asociaciones minerales de ocurrencia común en los principales tipos de
alteración en rocas alumino-silicatadas; el cuarzo usualmente está presente en todas
(basado en Meyer y Hemley, 1967). A altas temperaturas se presenta andalucita en
alteración argílica avanzada. Puntos entre sericita y clorita indican separación de tipos
(tomado de Rose y Burt, 1979).
Meyer y Hemley (1967) clasificaron la alteración hidrotermal en los tipos: propilítica,
argílica intermedia, argílica avanzada, sericítica y potásica (Fig. 1).
Propilítica: Presencia de epidota y/o clorita y ausencia de un apreciable metasomatismo
catiónico o lixiviación de alcalis o tierras alcalinas; H2O, CO2 y S pueden agregarse a la
roca y comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. Este tipo de alteración
representa un grado bajo de hidrólisis de los minerales de las rocas y por lo mismo su
posición en zonas alteradas tiende a ser marginal.
Argílica Intermedia: Importantes cantidades de caolinita, montmorillonita, smectita o
arcillas amorfas, principalmente reemplazando a plagioclasas; puede haber sericita
acompañando a las arcillas; el feldespato potásico de las rocas puede estar fresco o también
Alteración Hidrotermal
9
argilizado. Hay una significativa lixiviación de Ca, Na y Mg de las rocas. La alteración
argílica intermedia representa un grado más alto de hidrólisis relativo a la alteración
propilítica.
Sericítica o cuarzo-sericítica: Ambos feldespatos (plagioclasas y feldespato potásico)
transformados a sericita y cuarzo, con cantidades menores de caolinita. Normalmente los
minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración.
Argílica avanzada: gran parte de los minerales de las rocas transformados a dickita,
caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo. Este tipo de alteración representa un
ataque hidrolítico extremo de las rocas en que incluso se rompen los fuertes enlaces del
aluminio en los silicatos originando sulfato de Al (alunita) y óxidos de Al (diásporo). En
casos extremos la roca puede ser transformada a una masa de sílice oquerosa residual
(“vuggy silica” en inglés).
Potásica: Alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita.
Esta alteración corresponde a un intercambio catiónico (cambio de base) con la adición de
K a las rocas. A diferencia de las anteriores este tipo de alteración no implica hidrólisis y
ocurre en condiciones de pH neutro o alcalino a altas temperaturas (principalmente en el
rango 350°-550°C. Por esta razón, frecuentemente se refiere a la alteración potásica como
tardimagmática y se presenta en la porción central o núcleo de zonas alteradas ligadas al
emplazamiento de plutones intrusivos.
Carten (1986) definó la alteración sódico-cálcica en las zonas de raíz del pórfido cuprífero
Yerrington (Nevada, USA), la que se caracteriza por una asociación de actinolita, albitaoligoclasa-andesina, epidota, magnetita, clorita, cuarzo, escapolita. Esta alteración
ocurre en la porción profunda de pórfidos cupríferos y se desarrolla en forma simultánea
con la alteración potásica a niveles más altos. En muchos estudios los minerales que la
caracterizan la alteración sódico-cálcica se atribuían indistintamente a una alteración
propilítica “de alta temperatura” y/o a alteración potásica.
Además, existe la alteración tipo skarn, la cual corresponde a la transformación de rocas
carbonatadas (calizas, dolomitas) a minerales calcosilicatados en zonas adyacentes a
intrusivos. Se caracteriza por la presencia de granates (andradita y grosularita),
wollastonita, epidota, diópsido, idocrasa, clorita, actinolita. En los casos que los
carbonatos son magnésicos (dolomitas) la asociación incluye: forsterita, serpentina, talco,
tremolita, clorita. Skarn es un término de origen sueco para designar rocas calcáreas
metamorfizadas, pero su uso se ha generalizado para depósitos minerales relacionados a
fenómenos de metamorfismo de contacto y metasomatismo ligados a intrusiones que cortan
secuencias de rocas carbonatadas. Es un tipo especial de alteración en la que la litología
original es determinante en la asociación mineral resultante.
La alteración tipo greissen caracterizada por la asociación: muscovita, feldespato, cuarzo,
topacio y/o turmalina. Se asocia a facies neumatolíticas de rocas graníticas y ocurre a
temperaturas mayores de 250°C, generalmente en las porciones apicales o cúpulas de
batolitos graníticos, donde se atribuye a la acumulación de volátiles provenientes del
Alteración Hidrotermal 10
magma o por incorporación de fluidos provenientes de la deshidratación de las rocas
intuidas.
Figura 2. Asociaciones de minerales de alteración comunes en sistemas hidrotermales
(tomado de Corbett y Leach, 1998).
Alteración Hidrotermal 11
Corbett y Leach (1998) publicaron un diagrama de clasificación de tipo de alteración
hidrotermal en que se incluyen los principales tipos clásicos de tipos de alteración
ordenados en función del pH del fluido y de la temperatura (Fig. 2). Estos autores
separaron además grupos caracterizados por ciertos minerales a saber:
Grupo de la Sílice: estos son los únicos minerales estables en forma significativa en
fluidos de pH bajo (<pH 2; Stoffregen, 1987).
-
Sílice opalina, cristobalita y tridimita ocurren en ambiente superficial de un sistema
hidrotermal. Típicamente a tº<100ºC.
- Cuarzo es el mineral principal a mayores temperaturas.
A pH más altos se forma sílice amorfa a tº<100ºC.
El cuarzo está siempre presente prácticamente a >100ºC, pero se puede formar sílice
amorfa de un fluido a 200ºC si este se enfría rápidamente.
- Calcedonia generalmente se forma en el rango 100º-200ºC
Grupo de la Alunita: Un fluido con un pH ligeramente superior a 2, forma alunita en un
amplio rango de tº (Stoffregen, 1987). Esta se presenta con andalusita a altas tº
(típicamente >350º-400º) y con corindón a temperaturas aún mayores (>400-450ºC).
Se han reconocido 4 ambientes de formación de alunita (Rye et al., 1993) en base a datos
isotópicos de S y O. Las condiciones de formación de la alunita también puede inferirse
por la forma cristalina, por el marco geológico y paragénesis mineralógica.
1.- Alunita calentada por vapor (“steam-heated”) se desarrolla en ambientes superficiales
por la oxidación de fluidos con gas H2S, el cual deriva de un sistema hidrotermal en
ebullición en profundidad. La alunita depositada de esta agua calentadas por vapor es
usualmente de grano muy fino en cristales pseudo-cúbicos. La alunita calentada por vapor
puede encontrarse hasta profundidades de 1 a 1.5 Km, en sistemas en los cuales aguas
sulfatadas ácidas descienden en un sistema hidrotermal que se desvanece.
2.- Alunita supergena se desarrolla a partir de la producción de ácido sulfúrico por
meteorización de sulfuros. Esta exhibe un hábito pseudo-acicular pobremente cristalino.
(generalmente se asocia a otros minerales supergenos como hematita y jarosita).
3.- Alunita magmática se deriva de fluidos de fuente dominantemente magmática y forma
cristales bien formados de grano grueso con forma tabular que rellenan fracturas, cementan
brechas y depósitos en huecos lixiviados como pseudomorfos de fenocristales o clastos
líticos. La alunita formada a mayor temperatura, donde puede estar entrecrecida con
muscovita cristalina y/o andalusita, puede estar presente como grandes cristales irregulares
que encierran poikilíticamente cuarzo y otras fases, o como cristales euhedrales pseudorómbicos.
Alteración Hidrotermal 12
4.- Alunita de veta/brecha magmática: la alunita se presenta en vetas y brechas que se ha
inferido que se han depositado directamente de fluidos ricos en volátiles, los cuales
ascienden desde una masa fundida en cristalización. En este ambiente la alunita puede
estar presente como cristales prismáticos radiales.
Grupo del caolín: estos minerales derivan de la acción de fluidos de pH moderadamente
bajo (aprox. pH 4) y coexisten con alunita en un rango de pH transicional (pH 3-4). La
halloysita (arcilla del grupo del caolín) se presenta principalmente como producto de
alteración supergena, aunque hay evidencias que se forma en condiciones hidrotermales de
muy baja tº. En los sistemas geotermales filipinos se ha identificado una zonación de
caolín hidrotermal. La caolinita se forma a profundidades someras en condiciones de baja
tº (<150-200ºC), y pirofilita se forma a profundidades mayores y a mayor temperatura. En
un rango intermedio entre ambos se forma dickita.
Localmente se encuentra diásporo con alunita y/o minerales del grupo del caolín,
comúnmente en zonas de intensa silicificación, donde este se forma a expensas de pirofilita
por la reacción:
Cuarzo + diásporo ←→ pirofilita (Hemley et al., 1980)
Grupo de la Illita: En fluidos con un pH 4-6 dominan los minerales del grupo de la illita y
coexisten con el grupo del caolín en pH del fluido 4-5, dependiendo de la temperatura y
salinidad del fluido. Las relaciones profundidad/tº del grupo de la illita están bien
documentadas tanto de cuencas sedimentarias como de campos geotermales activos. A
baja tº se presenta smectita (<100-150º), illita-smectita interlaminada a alrededor de 100200ºC, illita a aprox. 200-250ºC, y muscovita >250ºC. La sericita es una muscovita de
grano fino que puede contener alguna illita y es transicional entre la illita y muscovita bien
cristalizada.
El contenido de smectita dentro de las arcillas interlaminadas de illita-smectita decrece
progresivamente al aumentar la temperatura sobre el rango 100-200ºC. La cristalinidad de
la illita y sericita aumentan con el aumento de la tº y pueden monitorearse con análisis de
XRD. Los cambios de cristalinidad de la muscovita también pueden ser monitoreados con
XRD; al aumentar la tº hay un cambio progresivo desde una mica 1M desordenada a una
muscovita bien cristalizada 2M. En algunos sistemas se presenta paragonita (cuando la
plagioclasa es albita). La mica de vanadio roscoelita y la mica de cromo fuchsita se
presentan cuando los fluidos han migrado a través de rocas máficas.
Grupo de la Clorita: en condiciones levemente ácidas a neutras de pH los minerales
clorita-carbonatos son dominantes, coexistiendo con el grupo de la illita en ambientes cuyo
pH es 5-6. Clorita-illita interlaminada ocurre a baja tº gradando a clorita a mayor tº.
Grupo de los Calco-silicatos: estos minerales se forman en condiciones de pH neutro a
levemente alcalino. En condiciones frías se forma zeolitas-clorita-carbonato y epidota
seguida de anfíbolas secundarias (princ. Actinolita) se desarrollan progresivamente a
mayores temperaturas. Las zeolitas son particularmente sensitivas a la tº. Zeolitas
hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan en
Alteración Hidrotermal 13
condiciones frías (150-200ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita (150200ºC) y wairakita (200-300ºC) se presentan progresivamente en niveles más profundos y
calientes del sistema hidrotermal. En algunos sistemas se encuentra prehnita y/o pumpellita
a temperaturas de 250-300ºC, asociadas a veces con epidota.
La epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de 180200ºC y como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (>220-250ºC). La actinolita
es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas >280-300ºC.
Los carbonatos se encuentran en un amplio rango de pH y de temperatura y se asocian con
caolín, illita, clorita, y fases calco-silicatadas. Una zonación de minerales carbonatados que
se correlaciona con el aumento de pH se encuentra en muchos sistemas hidrotermales.
Carbonatos de Fe-Mn (siderita, rodocrosita) coexisten con caolín y arcillas del grupo de la
illita, mientras que carbonatos de Ca-Mn-Mg-Fe mezclados (rodocrosita- ankeritakutnahorita-dolomita) coexisten con arcillas del grupo de la illita y cloríticas, y los
carbonatos de Ca-Mg (calcita-dolomita) coexisten con clorita-minerales calco-silicatados.
Esta zonación se interpreta como el reflejo de la decreciente movilidad del Fe, Mn y Mg al
aumentar progresivamente el pH del fluido. Los carbonatos se presentan típicamente en
todos los niveles de sistemas hidrotermales, desde la superficie hasta ambientes de tipo
pórfido o skarn.
Los feldespatos están asociados tanto con clorita como con minerales calco-silicatados.
Los feldespatos secundarios son generalmente estables en condiciones de pH neutro o
alcalino. La albita se presenta cuando los fluidos tienen una alta razón aNa+/aK+ y
feldespato potásico a bajas razones aNa+/aK+. Adularia se presenta como especie de
feldespato secundario de baja tº en sistemas epitermales, mientras la ortoclasa en alta tº
dentro de ambiente de tipo pórfido (>350 a 550ºC). La adularia se presenta en condiciones
permeables de alto flujo de fluido y la albita bajo permeabilidad baja.
Los sulfatos se encuentran en amplios rangos de tº y regímenes de pH en sistemas
hidrotermales. Mientras la alunita (sulfato de aluminio) se forma en condiciones de bajo
pH (<3-4), la anhidrita (sulfato de calcio) se forma a pH más alto y tº >100-150ºC, y el yeso
en ambientes más fríos. La jarosita es común como mineral supergeno, pero también se
presenta en ambientes ácidos someros en sistemas geotérmicos activos.
Existen, además, varias fases minerales conteniendo elementos halógenos (Ej. Boro en
turmalina y flúor, cloro y fósforo en apatitas), los cuales indican que los fluidos tuvieron
una importante componente volátil magmática. Estos minerales comúnmente se asocian
con sericita/mica formada a alta temperatura y bajo moderadamente bajo pH.
REFERENCIAS
Barnes, H.L., (1967). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Primera Edición,
Hubert L. Barnes (editor), Holt, Rinehart and Winston Inc. Publication.
Burnham, C.W. y Ohmoto, H. (1980). Late-Stage Processes of Felsic Magmatism. Mining
Geology Special Issue, No. 8, 1-11.
Alteración Hidrotermal 14
Candela, P.A. (1994). Combined chemical and physical model for plutonic devolatization:
A non-Rayleigh fractionation algorithm. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58,
2157-2167.
Corbett, G.J. y Leach, T.M. (1998). Southwest Pacific Rim Gold-Copper Systems :
Structure, Alteration, and Mineralization. Society of Economic Geologist, Special
Publication Number 6, 237 pp.
Einauidi, M.T., Meinert, L.D. y Newberry, R.J. (1981). Skarn Deposits. Economic
Geology, 75th Anniversary Volume, 317-391.
Giggenbach, W.F. (1997). The Origin and Evolution of Fluids in Magmatic-Hydrothermal
Systems. En: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera Edición, Hubert
L. Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, 737-796.
Hemley, J.J. y Jones, W.R. (1964). Chemical aspects of hydrothermal alteration with
emphasis on hydrogen metasomatism. Economic Geology, 64, 538-569.
Hendry, D.A.F., Chivas, A.R., Long, J.V.P. and Reed, S.J.B. (1985). Chemical differences
between minerals from mineralizing and barren intrusions from some North
American porphyry copper deposits. Contributions to Mineralogy and Petrology,
89, 317-329.
Meinert, L.D. (1992). Igneous Petrogenesis and Skarn Deposits. En: Mineral Deposit
Modelling: Geological Association of Canada, Special Paper 40, 569-583.
Meyer, C. y Hemley, J.J. (1967). Wall Rock Alteration. En: Geochemistry of Hydrothermal
Ore Deposits, Primera Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Holt, Rinehart and Winston
Inc. Publication, 166-235.
Reed, M.H. (1997). Hydrothermal Alteration and Its Relationship to Ore Fluid
Composition. En: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, Tercera Edición,
Hubert L. Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, 303-366.
Rose, A.W. y Burt, D.M. (1979). Hydrothermal Alteration. En: Geochemistry of
Hydrothermal Ore Deposits, Segunda Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Wiley
Interscience Publication, 173-235.
Titley, S.R. (1992). Characteristics of Porphyry Copper Occurrence in the American
Southwest. En: Mineral Deposit Modelling: Geological Association of Canada,
Special Paper 40, 433-464.
Paragénesis y zonación 1
PARAGENESIS Y ZONACION
Un fluido mineralizador cambia gradualmente su composición mientras migra desde su
fuente ya que reacciona con las rocas, cambiando su composición química, pH y otras
propiedades; migra a sectores de menor presión y pierde calor al entrar en contacto con
rocas más frías. Al ocurrir estos cambios físicos y químicos, los minerales de mena y
ganga se aproximan a sus respectivas constantes de equilibrio y son depositados en cierta
secuencia. Esta depositación secuencial provee un registro detallado de la evolución en
tiempo y espacio de una solución mineralizadora.
El orden cronológico de depositación mineral se conoce como la secuencia paragenética
o paragénesis de un depósito mineral, mientras que la distribución espacial se conoce
como zonación. La secuencia temporal de depositación de minerales se conoce como
secuencia paragenética o paragé nesis . Esta se determina principalmente en base a
estudios microscópicos con luz reflejada de secciones pulidas, utilizando los criterios
texturales mencionados en la sección precedente, pero la relación entre distintas venillas
constituyen también antecedentes valiosos al respecto.
Los patrones de zonación corresponden a cambios mineralógicos tanto en la vertical, como
en la horizontal en áreas mineralizadas. Las zonas pueden ser definidas por diferencias en
los elementos metálicos y contenido de elementos trazas, diferencias en el contenido de
azufre o incluso en sutiles diferencias entre razones entre ciertos elementos. Cualquiera
que sea la relación que se use para definir las zonas, la zonación y la paragenesis son
cogenéticas, solo son dos aspectos del mismo fenómeno de formación de depósitos
minerales.
La zonación es consecuentemente cualquier patrón regular en la distribución de minerales
o elementos en el espacio en yacimientos minerales, el cual puede manifestarse a nivel de
depósito individual (zonación de depósito mineral), en un distrito minero (zonación
distrital) o en una región más grande (zonación regional). Las zonaciones mineralógicas
reflejan las distintas condiciones físico-químicas existentes en distintos sectores de un
sistema hidrotermal, pero puede darse el caso de traslapes de zonas con asociaciones
minerales que reflejan por ejemplo distintas condiciones de presión y temperatura. En
estos casos se dice que el depósito es telescópico (del inglés “telescoped”). Estos traslapes
o zonas de sobreimposición de distintas condiciones hidrotermales pueden resultar de
procesos de denudación o remoción en masa, los que eventualmente pueden exponer zonas
profundas a condiciones cercanas a la superficie.
En la delimitación de cuerpos de mena de interés económico los cambios zonales a
menudo son buenos indicadores si el mineral tendrá mayor extensión o se cerrará durante
la exploración avanzada y esto constituye una aplicación práctica de la zonación a nivel de
un cuerpo mineral individual. Por su parte, la zonación a nivel distrital puede permitir
orientar la exploración hacia áreas superficiales o determinadas profundidades en las que
es esperable encontrar determinada asociación mineral o de metales.
Paragénesis y zonación 2
Por su parte la paragenesis es indicativa de la evolución de los fluidos durante la formación
de depósitos minerales. Por ejemplo la figura que muestra la paragénensis del yacimiento
estratoligado de cobre con plata subordinada Mantos Blancos (Chavez, 1985) el que
muestra que la pirita-calcopirita-bornita y magnetita menor se depositaron primero
seguidas por cantidades subordinadas de calcosina-covelina -digenita hipógenas
acompañadas de hematita. Esta secuencia paragenética indica un aumento gradual de la
proporción de cobre en los sulfuros y probablemente una disminución de la actividad del
azufre en los fluidos mineralizadores con el tiempo. La secuencia paragenética se
caracteriza por el sucesivo reemplazo de sulfuros ricos en Fe (pirita, calcopirita) por
sulfuros ricos en Cu (bornita, calcosina, covelina, digenita) lo que puede explicar la
liberación de Fe y la formación de hematita hipógena que acompaña a los sulfuros en el
yacimiento mantos Blancos.
Texturas 1
TEXTURAS DE MENAS Y GANGAS
Las texturas de menas y gangas entregan información respecto al origen e historia de los
depósitos minerales. Las texturas de los depósitos minerales varía de acuerdo a si su
constituyente mineral se formó por depositación en un espacio abierto a partir de una
solución acuosa o silicatada o por reemplazo de minerales pre-existentes.
La
sobreimposición de metamorfismo puede alterar o modificar drásticamente la textura
primaria, lo que debe ser considerado al interpretar la génesis de un depósito mineral.
La forma en que los minerales están entrecrecidos es muy importante para el geólogo y
también para el ingeniero a cargo de procesar el mineral (metalurgista), ya que
entrecrecimientos complejos pueden requerir de la instalación de una planta de separación
que sea cara o el procesamiento mismo sea oneroso.
Precipitación a partir de magmas silicatados
La precipitación de minerales de interés económico puede derivar directamente de la
cristalización magmática. Las características texturales dependerán del tiempo de
cristalización y de la presencia o ausencia de silicatos cristalizando simultáneamente.
Menas de óxidos, como la cromita (FeCr2O4 ), frecuentemente cristalizan temprano y
pueden formar cristales euhedrales bien formados, aunque los mismos pueden ser
modificados de varias maneras. Por ejemplo los cristales de cromita pueden sufrir
corrosión y reabsorción en el magma en cristalización produciendo concavidades en los
cristales, granos redondeados y texturas de atolón.
Texturas 2
Cuando las cromitas forman bandas monominerales (intrusivos bandeados) estas están
formadas por agregados de granos polihédricos que rellenan todo el espacio en que están
presentes. Por otra parte, cuando cristalizan simultáneamente óxidos y minerales
silicata dos se formarán texturas ígneas similares a las que se presentan en rocas ígneas
normales, es decir texturas anhedrales a subhedrales granulares debido a la interferencia
mutua entre los cristales durante el crecimiento de los mismos.
Los sulfuros tienen temperaturas de fusión más bajas que los silicatos y si no se han
segregado de los silicatos estarán presentes como agregados de granos redondeados que
representan la solidificación de glóbulos de líquido inmiscible en el magma o como granos
anhedrales o agregados de cristales que han cristalizado en forma intersticial a los
silicatos y su forma está condicionada por los granos de silicatos entre los cuales
solidifican.
Precipitación a partir de soluciones acuosas (hidrotermales)
La precipitación a partir de soluciones hidrotermales puede ocurrir en espacios abiertos
dentro de macizos rocosos originando ya sea minerales bien cristalizados o amorfos (a
partir de coloides). Por otra parte, el metasomatismo inducido por fluidos hidrotermales
puede producir reemplazo de minerales pre-existentes. Existen una serie de criterios
texturales para identificar como se formaron los minerales hidrotermales en un depósito.
Texturas de reemplazo
La formación de nuevos minerales a expensas de otros pre-existentes se denomina
reemplazo. Este fue definido por Lindaren (1933) como el proceso de disolución y
depositación capilar prácticamente simultáneo, por el cual un nuevo mineral total o
parcialmente diferente puede crecer en el seno de un mineral o agregado más antiguo. Esto
es sinónimo de metasomatismo y generalmente implica pequeño o ningún cambio de
volumen de la roca o mineral reemplazado.
El metasomatismo es de mucha importancia en el emplazamiento de depósitos minerales
epigenéticos ya que muchos minerales se forman casi totalmente de esta manera y casi
todos muestran alguna evidencia de reemplazo.
El proceso es particularmente
característico de aquellos yacimientos formados a alta temperatura y presión donde los
espacios abiertos son escasos y la comunicación con la superficie está impedida (Ej.
Depósitos de tipo Skarn).
Los criterios para identificar reemplazo son:
1. Pseudomorfos: Si se conserva la forma cristalina de un mineral, pero la
composición cambia, esto constituye una
evidencia de reemplazo. Ej. Hematita
pseudomorfa de cubos de pirita.
Texturas 3
2. Masas irregulares desarrolladas a partir de un relleno de fractura: masas
minerales formadas donde una fractura cruza ciertos granos minerales o estratos
rocosos químicamente reactivos. Esto indica que un determinado mineral o
roca fueron reactivos al reemplazo y se desarrolló preferentemente en ese sitio
un nuevo mineral.
3. Formación de entrecrecimientos
vermiculares: en distintos sitios a
lo largo de grietas y en los límites
de áreas no relacionadas con
direcciones
cristalográficas.
Estos pueden representar el avance incompleto
del frente de reemplazo. Sin embargo, los
entrecrecimientos vermiculares también se
forman durante el crecimiento de un cristal en
una mezcla eutéctica y por exsolución durante el lento enfriamie nto de
soluciones sólidas. Estos entrecrecimientos primarios habitualmente están
relacionados con direcciones cristalográficas y solo los no orientados pueden
considerarse de reemplazo.
4. Islas de mineral huésped o de la roca encajadora no reemplazados : la calcopirita
puede reemplazar a pirita, pero si
no es un 100% permanecen restos
de pirita dentro de la calcopirita
neoformada.
Texturas 4
5. Superficies cóncavas hacia el huésped: la difusión de iones en el frente de
reemplazo se desarrolla en
distintas
proporciones,
así
algunas partes del frente forman
entrantes cóncavos en el mineral
que está siendo reemplazado,
como si el mineral reemplazante
estuviera corroyendo al huésped.
6. Paredes o bordes asimétricos de venillas: si
el reemplazo ocurre a partir de una fisura
central los bordes de la venilla no
coincidirían en ambos lados debido a que los
bordes originales de la fractura son
obliterados por el reemplazo.
7. Bordes
penetrando
las
direcciones cristalográficas del
mineral huésped: el reemplazo
actúa hacia cualquier pequeña
fractura
incluyendo
la
esquistocidad.
Ej. Covelina
reemplazando a calcopirita por
planos
de
clivaje
y
microfracturas.
8. Fragmentos aislados con la misma
orientación: si una parte de la roca
huésped está completamente rodeada por
mineral de reemplazo y todavía mantiene
su orientación respecto al material huésped
exterior es prácticamente indicio de
reemplazo.
La dirección puede
corresponder a la dirección cristalográfica,
esquistocidad, estratificación o foliación.
Texturas 5
9. Asociación selectiva: algunos minera les son químicamente más afines al
reemplazo que otros.
Ej. La
calcosina
reemplaza
preferentemente a la calcopirita en
vez de pirita.
10. Incompatibilidad fisico-química entre
metacristales y minerales huésped: Si los
meta cristales no se forman por los mismos
procesos que el material de la roca huésped
indica un origen por reemplazo.
Ej.
Cristales de pirita en calcita son anómalos
porque estos minerales no tienen iones en común.
11. Metacristales que cortan estructuras originales : un cristal cortando foliac ión o
estratificación sugiere que la estructura es previa al cristal.
12. Metacristales desarrollados en relación a fracturas, planos de exfoliación o
límites de cristales : como
los fluidos se introducen
a lo largo de pequeñas
fracturas el desarrollo de
cris tales por reemplazo
Texturas 6
tendrá lugar a lo largo de estas estructuras.
13. Disparidad de tamaño de metacristales (mega cristales) y de los minerales
huésped: los grandes cristales en un fondo de grano fino y viceversa pueden
indicar que los metacristales crecieron independientemente de la roca huésped.
14. Metacristales formados a lo largo de una antigua zona de avance de la
alteración: cuando un mineral es de relleno tendrá un límite neto o tajante con la
roca de caja, al contrario el reemplazo se efectuaría por crecimiento gradual de
metacristales a lo largo del frente de reemplazo.
15. Secuencia depositacional en la cual los minerales progresivamente son más
ricos en un constituyente : Ej.
Polibasita (Ag16S b2S 11) atacada
por soluciones ricas en Ag, un
cristal
de
polibasita
se
transformará
primero
en
acantita (Ag2S) y finalmente en
plata nativa. Esto refleja el
reemplazo del Sb y S; un cristal
en un estadio intermedio
presentará
un
centro
de
polibasita,
bordeado
por
acantita y plata nativa.
16. Preservación de estructuras y
texturas originales : ciertos rasgos
de las rocas sedimentarias, ígneas
o metamórficas, así como restos
orgánicos pueden ser preservados psudomórficamente. Ej. En la mina El Toqui
(Región de Aysén) hay fósiles reeemplazados por esfalerita y galena.
17. Cristales doblemente terminados : si un cristal crece en una pared desarrollará
solo caras cristalinas en el lado libre. Esta restricción no afecta a cristales
creciendo por reemplazo. Ej. Presencia de cristales de cuarzo con caras
cristalinas en ambos extremos, pero estos también pueden formarse en magmas,
así que este criterio debe usarse con cuidado.
Texturas 7
18. Límites gradacionales : los procesos de reemplazo pueden producir límites
tajantes o gradacionales entre la roca huésped y el mineral. El relleno
generalmente tiene contactos abruptos, por lo que un contacto gradacional
indica avance de reemplazo.
19. Minerales residuales resistentes: algunos minerales son estables en soluciones
mineralizadoras y pueden quedar rodeados por mineral reemplazante: Ej.
Circón y corindón en las mismas proporciones que en esquistos cercanos. Los
minerales resistentes son tipos especiales de islas o fragmentos no
reemplazados de la roca huésped.
Relleno de espacios abiertos
En zonas poco profundas donde el fracturamiento de las rocas es frágil (en oposición a la
deformación dúctil) se generan espacios abiertos tales comos zonas de dilatación a lo
largo de fallas, canales de disolución en regiones de topografía kárstica, etc. Estos pueden
ser perneados por soluciones hidrotermales mineralizadoras y si las condiciones físicoquímicas inducen la precipitación entonces se formarán cristales. Estos cristales de origen
hidrotermal crecerán por nucleación espontánea dentro de la solución o más comúnmente
por nucleación en la superficie rocosa que los contiene.
Existen una serie de criterios para reconocer el relleno de espacios abiertos , estos son:
1. Muchas cavidades y drusas: La existencia de huecos y drusas de cristales representa
el relleno incompleto de un espacio abierto mayor. El crecimiento de cristales de
mena y ganga dentro de una fractura normalmente ocurre desde afuera hacia
adentro y se detiene cuando encuentra paredes opuestas, pero como el crecimiento
no es uniforme la circulación incompleta de soluciones hidrotermales deja espacios
sin relleno.
2. Minerales de grano fino en las paredes de una cavidad y minerales más gruesos
hacia el centro: Cuando existe una marcada diferencia de temperatura entre las
rocas huésped y el fluido hidrotermal (generalmente en condiciones de poca
profundidad) los primeros cristales que se forman en las paredes de una fractura
son de grano fino, debido al enfriamiento del fluido al contacto con la roca y la
consecuente cristalización rápida, mientras que aquellos formados hacia el centro
de la oquedad tendrán más tiempo para desarrollarse.
Texturas 8
3. Crustificación: Los fluidos hidrotermales pueden variar de composición y depositar
cortezas de distintos minerales a lo largo de las paredes de una fisura o cavidad.
Los cristales formados primero son cubiertos por los minerales posteriores. Esto
produce vetas bandeadas.
4. Estructura de peineta o en cresta: A lo largo de la unión de cristales que han crecido
desde paredes opuestas de una fractura se genera una zona de drusas interdigitadas
debido al contacto final de los cristales señalados. Ya que la zona de unión es
dentada en sección, similar a la cresta de un gallo, se la denomina estructura de
Texturas 9
cresta o de peineta. Es indicativa que los cristales crecieron hacia adentro desde las
paredes opuestas de una fisura rellenando un espacio abierto.
5. Bandeamiento simétrico: Los cristales depositados en una cavidad crecerán
simétricamente hacia el centro de la misma, en este caso la orientación y
composición de los cristales en las paredes opuestas de una veta son simétricas.
Cuando ocurren cambios en la composición del fluido, cambia la composición de
los minerales precipitados formando cortezas según un patrón simétrico desde las
paredes hacia el centro de la estructura.
6. Paredes similares: Cuando se rellena una fisura la sección de las paredes opuestas
de la roca encajarían, es decir que si el relleno de la veta fuese eliminado las rocas
de caja se acoplarían como piezas de un rompe cabezas.
7. Estructura de cockarda (escarapela): En rocas fragmentadas (brechas) se produce el
crecimiento de cristales en forma radial o de peineta sobre los fragmentos de roca
quedando estos envueltos en bandas crustiformes o cortezas de minerales
hidrotermales.
Depósitos Coloidales
La depositación en espacios abiertos ocurre en las interfases agua-sedimento y agua-roca,
como por ejemplo en la formación de sulfuros masivos volcanogénicos (exhalativos).
Compuestos minerales amorfos como ópalo (SiO2), neotocita (Cu Mn Fe SiO2), garnierita
(silicatos hidratados de Mg-Ni) precipitan a partir de coloides y se piensa que muchos
minerales criptocristalinos (calcedonia, algunos óxidos de M, pirita, marcasita, petchblenda
y productos de oxidación de sulfuros de Cu, Pb y Zn como la malaquita, azurita, crisocola,
anglesita, cerusita y smithsonita, han sido transportados y depositados como coloides que
cristalizan luego de su depositación. Los coloides son materiales extremadamente finos en
suspensión que tienen propiedades peculiares debido a su alta área de superficie. La rápida
floculación de los materiales (agregado en masas o grumos) y bandeamiento .son texturas
comunes de coloides. Las características distintivas de depositación de coloides son:
1. Texturas coloformes: es un bandeamiento muy fino, como el de la sílice en ágatas.
La presencia de este tipo de texturas es indicativa de formación en espacios abiertos
por depositación coloidal, especialmente si los botroides son aproximadamente
Texturas 10
esferoidales.
2. Grietas de contracción: los geles coloidales desarrollan grietas debido a la
deshidratación, por lo que la presencia de ellas evidencia una depositación coloidal,
pero la mayoría de los coloides no muestran esta característica.
3. Bandas de difusión o Liesegang: En geles coloidales se forman bandas coloreadas o
en anillos de Liesegang si un electrolito se difunde en las bandas. Estos anillos de
Liesegang son fácilmente producidos
laboratorio y bandeamientos similares
presentan
en
rocas
amorfas
microcristalinas como las ágatas y
interpretan como de origen coloidal.
en
se
o
se
4. Absorción de materiales extraños que originan una composición variable: los
coloides actuan como esponjas para muchos iones, debido a su carga eléctrica, y
absorben constituyentes de cualquiera de los fluidos cercanos que de otra manera
Texturas 11
permanecerían indefinidamente en solución.
psilomelano o wad se debe a esto.
La presencia de metales raros en
5. Estructura no cristalina y caótica : los minerales amorfos o mineraloides se piensa
que se originan como coloides. Los geles coloidales son inestables, tienden a
cristalizar, por lo que el estado amorfo no dura para siempre. Esto significa que un
depósito originalmente coloidal puede o no ser amorfo en la actualidad.
6. Cristales columnares extendiéndose en continuidad cristalográfica a través de una
banda coloreada o composicional: la cristalización en cristales radiales desde la
periferia de botroides puede presentar bandas de difusión o cambios de coloración.
Esto porque cristalizan después de la formación de anillos de Liesegang.
7. Esferoides: algunas masas de chert de probable origen coloidal contienen diversas
estructuras esferulíticas como pisolitos (agregados en forma de arveja, más grandes
que los oolitos). La redondez de estas estructuras esferulíticas resulta de la tensión
superficial que existe en cualquier líquido.
Los racimos de cristales finos o masas esferoidales agrupadas forman framboides o
texturas framboidales. Este tipo de texturas se presentan en pirita, calcopirita, bornita
y calcosina e inicialmente se interpretaron como depositación coloidal. Sin embargo,
más recientemente se demostró que tienen un origen bacteriano asociado a bacterias
que producen H2S. La acción reductora de l H2S precipita los sulfuros metálicos en
esferoides originando agregados con forma que recuerda a la de las frambuesas.
Bibliografía
Estos apuntes son un extracto del libro:
Yacimientos Minerales, Park & MacDiarmid, 1981, Ediciones Omega, p. 102-124.
Texturas de menas y características de minerales en secciones pulidas con luz reflejadas
pueden ser vistas en la página web:
http://www.smenet.org/opaque-ore/
Alteración Hidrotermal: Cambios mineralógicos, texturales
y químicos de una roca producidas ante la presencia o
circulación de soluciones hidrotermales.
Cambios
Mineralogía
Vapor
Roca en
Textura
Contacto con Fluido (agua) caliente
Química
gas
Usualmente
solución acuosa
Sistema abierto de interacción agua – roca
Desequilibrio químico
Adición o remoción de componentes químicos
Resultado:
Conjunto de minerales más estables en condiciones
hidrotermales
Roca alterada
La alteración hidrotermal puede involucrar:
•Crecimiento de nuevos cristales
•Disolución y precipitación de nuevos minerales
Lixiviación
Depositación
•Transformación de fases minerales
Reemplazo o metasomatismo
Reacciones de intercambio iónico
(intercambio catiónico o cambio de base)
Ej. Mg 2+ por Ca2+ o Na+ por K+
Cationes metálicos por H+ , que es un caso especial
de intercambio iónico
Hidrólisis
Reacciones comunes de alteración
1. Hidrólisis (Metasomatismo de H+)
Alteración de plagioclasa → sericita → arcillas → cuarzo
Andesina
sericita + cuarzo
0.75 Na2CaAl4Si8 O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3 O10(OH) 2 + 1.5 Na+ +
0.75 Ca2+ + 3SiO 2
Sericita (mica potásica)
caolinita
KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5 H2O = 1.5 Al2Si2O5(OH)4 + K+
Caolinita
Cuarzo
0.5 Al2Si2O5(OH)4 + 3H+ = SiO2 + 2.5 H2O + Al3+
Otros ejemplos de hidrólisis:
Andesina
caolinita + cuarzo
Na2CaAl4Si8O24 + 4H+ + 2H2O = 2 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2
+ 2Na+ + Ca2+
Sericita
pirofilita + cuarzo
KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5 Al2Si4O10(OH)4 +
4SiO2 + 2Na+ + Ca+
Albita
montmorillonita-Na +cuarzo
1.17 NaAlSi3O8 + H+ = 0.5 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 +
1.67SiO2 + Na+
Montmorillonita
caolinita +cuarzo
3 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5 H2O = 3.5
Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+
Sericita
alunita + cuarzo
KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO2- = KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2
ácido sulfúrico
Pueden aumentar o disminuir el pH de la solución (pueden
causar la precipitación)
Bajo ciertas circunstancias puede haber buffer de pH
Estas reacciones controlan la actividad de H+, K+, Ca+, Mg2+,
etc.
2. Hidratación (+H2O)
Ej. muscovita
caolinita
Olivino
antigorita
2Mg 2SiO4 + 2H2O + 2H+ = Mg 3Si2O5(OH)4 + Mg 2+
Hematita
limonita
Fe2O3 + 3H2O = 2Fe(OH)3 3
3.- Metasomatismo de álcalis o tierras alcalinas
(cambio de base)
Calcita
dolomita
2CaCO3 + Mg2+ = CaMg(CO3)2 + Ca2+
Ortoclasa
clorita
KAlSi3O8 + 6.5Mg2+ + 10 H2O = Mg6.5(Si3Al)O10(OH)8 +
K+ + 12H+
Ortoclasa
albita
KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+
4.- Silicificación
Calcita
cuarzo
2CaCO3 + SiO2 + 4H+ = 2Ca2+ + 2CO2 + SiO2 + 2H2O
5. Redox
Involucra componentes con estados de oxidación variables
Magnetita
hematita
4Fe3O4 + O2 = 6Fe2O3 (martitización)
Annita
ortoclasa + magnetita
2KFe3AlSi3O10(OH)2 + 2 O2 = 2KAlSi3O8 + 2Fe3O4 + 2H2O
6. Sulfuración
2S2 + Fe2O3 = 2FeS2 + 1.5O2
Manifestación Física
•Halos de alteración/envolventes o zonas de alteración
•Alteración pervasiva
•Alteración selectiva
•Obvia o críptica
Puede ser local o extensa (mm a km)
Morenci, pórfido Cu: depósito = 2 km2, alteración = 72 km2
Exploración
Factores controladores:
•Temperatura y ∆tº entre roca y fluido invasor
•Composición del fluido (pH)
•Razón agua/roca y duración de la interacción agua – roca
•Permeabilidad
•Composición de la roca (química del protolito)
•Presión; factor indirecto que controla procesos secundarios
- profundidad de ebullición
- fracturamiento hidráulico
- erupción hidrotermal
Cambios
- Químicos (roca y fluido)
- Densidad (+ o -)
- Porosidad (+ o -)
- Permeabilidad (+ o -)
- Susceptibilidad magnética (usualmente -, pero +)
- Resistividad (-, pero sulfuros +)
Resultado final solo roca alterada, porque el fluido es
removido del sistema, excepto por inclusiones fluidas.
Asociación de minerales
características del fluido
Tipos de Alteración
(Meyer y Hemley, 1967; in Barnes)
(Reed, 1997 ; in Barnes)
1. Propilítica (hidrólisis, hidratación, carbonatación)
epidota, clorita, albita, carbonatos, montmorillonita
2. Potásica (metasomatismo de K+, hidrólisis)
feldespato K, biotita
3. Fílica (sericítica) (hidrólisis, lixiviación de tierras alcalinas;
Ca, Mg)
muscovita (sericita), cuarzo (pirita, caolinita)
4. Argílica (hidrólisis, lixiviación de álcalis y tierras alcalinas,
K, Na, Ca, Mg)
caolinita, montmorillonita, muscovita, calcita
5. Argílica avanzada (hidrólisis, lixiviación de álcalis
y tierras alcalinas, K, Na, Ca, Mg)
caolinita, dickita, pirofilíta, muscovita, alunita,
diásporo
6. Sódico-cálcica (cambio de base, hidrólisis)
albita, epidota, actinolita, clorita
7. Skarn (silicificación, hidratación, metasomatismo
alcalino y de tierras alcalinas)
anhidros: granate, clinopiroxeno, wollastonita, olivino
hidratados: clorita, tremolita-actinolita, epidota, carbonatos.
8. Greisen (hidrólisis, lixiviación de álcalis y tierras alcalinas,
K, Na, Ca, Mg, adición de flúor)
Muscovita, topacio, fluorita, turmalina, cuarzo,
feldespatos.
9. Carbonatación (adición de CO3)
Calcita, dolomita, ankerita, siderita, sericita, albita
10. Silicificación (adición de sílice, lixiviación de álcalis, lixiviación de Al)
Cuarzo, calcedonia, jaspe.
Transferencia de masas en sistemas hidrotermales
Advección/convección vs. Difusión
Advección
Los fluidos necesitan espacio físico para fluir a través de la
corteza terrestre
Muchos minerales de mena son precipitados en espacios abiertos
La porosidad y permeabilidad son importantes en el control de:
•La ubicación de mineralización (a escala local y regional)
•Del tamaño y forma de los depósitos minerales
Porosidad y permeabilidad primaria vs. Secundaria
Primaria: generalmente rocas sedimentarias (Ej, rocas clásticas
bien seleccionadas, arrecifes, lavas vesiculares.
Secundaria: más importante
Inducida tectónicamente: fallas, diaclasas
Inducida por fluido: disolución (Ej. Karsts); dolomitización;
fracturamiento hidráulico
Preparación del terreno “ground preparation”
Razones para la advección o convección
Diferencias de densidad: inducidas termalmente, diferencias composicionales
Gradientes de presión: compactación sedimentaria, generación de
fluidos metamórficos, dilatación durante deformación,
diferencias de elevación, liberación de fluidos de magma
(típicamente alta tº y P como en pórfidos Cu).
La razón de flujo depende de varios factores:
densidad
viscosidad
diferencia de presión
permeabilidad
Ley de Darcy
Q = KiA
Q = descarga (m3/seg)
K = conductividad hidráulica (coeficiente de permeabilidad)
I = gradiente hidráulico (Dh/l)
A = área de la sección
Hay importante transferencia de masas por advección
Difusión
Movimiento de especies moleculares o iónicas a través
de un medio “inmovil” (gas, líquido o sólido); generalmente inducido por gradientes de concentración.
F = -D(dc/dx)
Primera ley de Fick
F= flujo difusivo
D= coeficiente de difusión
dc/dx = gradiente de concentración
-Signo negativo indica hacia abajo en el gradiente de difusión
D para iones o moleculas en agua ~ 10-5 cm2/seg
D para iones en sólidos a 1000ºC ~ 10-10 cm2/seg
En general la difusión en líquidos es solo importante cuando el
fluido está estático y/o donde la permeabilidad es baja
La difusión en sólidos solo es importante a altas temperaturas
Clasificación de Depósitos Minerales
•Distintos criterios de clasificación
Forma y Tamaño
Ej.
Vetas
Estratiformes
(mantos)
Irregulares
Chimeneas
Estratoligados
Stockwork
(enrejados de
venillas)
Minerales o metales
Conocidos (asociaciones)
Ej.
Pb-Zn-Ag
Ni-Co
Sn-Ag-Bi
Turmalina-cuarzo
Depósitos de Cobre
(Clark, 1993)
Monstruosos
Super-gigantes
Gigantes
Muy grandes
Grandes
Moderados
Pequeños
Cu fino Mt
>31
10-31
3-10
1-3
0.3-1
0.1-0.3
<0.1
Petrología
Calco-alcalinos
Alcalinos
Toleíticos
Etc.
Ambiente tectónico
Arcos de islas
Arcos magmáticos de margen continental activo
Rift continental
Rift oceánico
Intraplaca
Génesis de los depósitos
Ortomagmático
Pneumatolítico
Hidrotermal
Exhalativo
Residual
Clasificación de Niggli (1929);Criterios: Génesis y asociaciones
de metales/minerales
I PLUTÓNICO O INTRUSIVO
A Ortomagmático
1. Diamantes, platino-cromo
2. Titanio-hierro-níquel-cromo
B Neumatolítico o Pegmatítico
1. Metales pesados – alcalino térreos-P-Ti
2. Silicatos-álcalis-F-B-Sn-Mo-W
C. Hidrotermal
1. Fe-Cu-Au-As
2. Pb-Zn-Ag
3. Ni-Co-As-Ag
4. Carbonatos-óxidos-sulfatos-fluoruros
II VOLCÁNICO O EXTRUSIVO
A. Sn-Ag-Bi
B. Metales pesados
C. Au-Ag
D. Sb-Hg
E. Cobre Nativo
F. Volcanes subacuáticos y depósitos bioquímicos
Clasificación de Schneiderhön (1941); Criterios: Naturaleza del fluido
mineralizador, asociaciones minerales, profundidad de depositación,
tipo de depositación, huésped o ganga.
I YACIMIENTOS INTRUSIVOS O LÍQUIDO MAGMÁTICOS
II YACIMIENTOS NEUMATOLÍTICOS
A. Filones pegmatíticos
B. Filones neumatolíticos e impregnaciones
C. Reemplazos neumatolíticos de contacto
III YACIMIENTOS HIDROTERMALES
A. Asociaciones de
Au y Ag
Cada asociación la
B.
“
Pb y Cu
subdivide en tipos
C.
“
Pb-Zn-Ag
D.
“
Ag-Co-Ni-Bi-U específicos de yacimientos
hipabisales y
E.
“
Sn-Ag-W-Bi
subvolcánicos
F.
“
Sb-Ag-W-Bi
G.
“
No sulfuros
H“
No metales
IV YACIMIENTOS EXHALATIVOS
Inclusiones Fluidas
1
INCLUSIONES FLUIDAS
El crecimiento de cristales a partir de un fluido hidrotermal puede llegar a atrapar gases o
líquidos dentro de imperfecciones de la estructura cristalina, al formarse cavidades que se
cierran y quedan selladas a medida que el cristal sigue creciendo. Consecuentemente, las
inclusiones fluidas ocupan cavidades microscópicas que quedan dentro de minerales
depositados a partir de una solución hidrotermal, mismas que pueden contener distintas
fases, a saber: líquidos, sólidos y/o gases. En inclusiones primarias el contenido
corresponde al fluido hidrotermal atrapado durante la cristalización del mineral y representa
una pequeña muestra de la solución hidrotermal original. El tamaño de estas inclusiones
usualmente varía entre 3 y 20 µm (aunque puede variar entre 1 a 100 µm). Las inclusiones
fluidas se producen tanto en minerales traslúcidos (Ej. cuarzo, calcita esfalerita, etc.), como
en minerales opacos (Ej. calcopirita, pirita, magnetita, etc.), pero solamente se pueden
estudiar ópticamente en los minerales traslúcidos o transparentes, aunque ha habido algunos
intentos recientes de estudiar inclusiones fluidas en minerales opacos utilizando rayos
infrarrojos. Para estudiar inclusiones fluidas se realizan secciones finas pulidas por ambos
lados, las que pueden observarse en un microscopio y calentadas o enfriadas en una platina
especialmente diseñada para este propósito. Las inclusiones fluidas están presentes en casi
todo cuarzo lechoso y pueden observarse con aumentos grandes en cualquier microscopio
petrográfico.
Las inclusiones fluidas permiten obtener datos del sistema hidrotermal en el que se formó el
mineral:
Temperatura (geotermometría)
Presión (geobarometría)
composición general del fluido
Inclusiones Fluidas
2
densidad del fluido
Las suposiciones básicas para el uso de las inclusiones fluidas son:
1. La inclusión atrapa un fluido hidrotermal homogéneo antes de enfriarse (dentro de una
inclusión fluida actual hay un conjunto de fases, pero fue un solo un fluido en el
momento del atrapamiento a temperaturas elevadas). Dentro de las inclusiones pueden
haber cristalizado fases sólidas o minerales hijos al disminuir la temperatura y
presentarse una burbuja de gas, pero originalmente los componentes estaban disueltos
en un fluido homogéneo.
2. m = K; el sistema es cerrado, no hay pérdidas de fluido y la masa ha permanecido
constante.
3. v = K; el volumen ha permanecido constante.
En ambientes sedimentarios y metamórficos puede haber problemas con el volumen o masa
de inclusiones fluidas (pueden haber variado), lo que inutiliza o complica su utilización
para determinar condiciones físicas de atrapamiento en estos casos. Asimismo, en
ocasiones se observa que inclusiones en minerales hidrotermales se han estrangulado
desùes de su formación, lo cual también las inutiliza para determinaciones termométricas.
Los minerales hijos comunes en inclusiones fluidas son halita, silvita, magnetita, anhidrita,
calcopirita, pirita y otras sales. Estas pueden identificarse por sus características ópticas o
cristalográficas o por técnicas de microanálisis.
Inclusiones Fluidas
3
Si originalmente se atrapa un líquido homogéneo (L) a cierta presión y temperatura; este
líquido al enfriarse se mantiene a lo largo de una línea de isodensidad en el diagrama de
fases del H2O hasta interceptar la línea líquido - vapor, donde se origina una burbuja (L+V)
y continua su enfriamiento por la línea de fase líquido - vapor.
Gráfico mostrando la trayectoria al descender la temperatura en un diagrama de fases de
H2O de un líquido (L) atrapado en una inclusión fluida (V= vapor).
Si tenemos una inclusión fluida con líquido + vapor, en el laboratorio podemos revertir el
proceso calentando la inclusión fluida hasta el punto en que desaparece la burbuja y
registrar esta temperatura que es la temperatura de homogenización. La temperatura de
homogenización es una temperatura mínima del atrapamiento del fluido hidrotermal (menor
que la temperatura verdadera) ya que no conocemos la presión a la que fue atrapada.
tº de atrapamiento – tº de homogenización = corrección por presión
La corrección de presión no es significativa en depósitos formados a bajas temperaturas y
poca profundidad con fluidos salinos y densos, habitualmente en estos casos la corrección
no excede de 25ºC. Sin embargo, en minerales formados a altas temperaturas a partir de
fluidos de baja salinidad y a profundidades mayores de 10 Km, la corrección puede exceder
de 300ºC. La corrección de presión se puede realizar si existen datos independientes de la
profundidad en que se emplazó el depósito mineral hidrotermal y si la depositación ocurrió
en condiciones de presión hidrostática o litostática.
Si se atrapa una fase vapor (V) la inclusión se enfriará a lo largo de una línea casi paralela
con el eje de la temperatura y aparecerá líquido al interceptar la línea de fase líquido –
vapor (L+V). Una inclusión rica en vapor no dará una buena estimación de la temperatura,
porque las líneas de isodensidad son planas y porque en el microscopio es muy difícil
Inclusiones Fluidas
4
apreciar la homogenización de una inclusión fluida rica en vapor; pero puede dar una
estimación de la presión de atropamiento (ver más abajo).
Gráfico indicando la trayectoria al descender la temperatura de un vapor (V) atrapado en
una inclusión (L= líquido).
Si el mineral se depositó en condiciones de ebullición del fluido hidrotermal en el diagrama
de fases del H2O esto corresponde a una posición en la línea de fase líquido – vapor y las
inclusiones formadas tendrán distintas proporciones de líquido y vapor.
Gráfico indicando la trayectoria al descender la temperatura de un fluido de dos fases
(agua en ebullición; L= líquido, V= vapor).
Inclusiones Fluidas
5
Si existen en un mineral hidrotermal coexisten inclusiones ricas en vapor y líquidas se
puede obtener una buena estimación de la temperatura y presión verdaderas de
atrapamiento. Sin embargo, cabe señalar que las condiciones para la ebullición de un fluido
hidrotermal solo se dan en condiciones cercanas a la superficie y en condiciones
hidrostáticas.
Por otra parte, los fluidos hidrotermales son en general soluciones salinas y otro
antecedente de interés a obtener de las inclusiones fluidas es la salinidad del fluido atrapado
y esto se obtiene en términos relativos a partir de la temperatura de fusión de una inclusión,
la que es dependiente de la salinidad de l fluido. Para determinar la temperatura de fusión
se congela la inclusión, con nitrógeno líquido, mucho más allá de la temperatura de
solidificación, porque por razones cinéticas no se congela inmediatamente. Luego se deja
que su temperatura vuelva a subir gradualmente y se llega al punto en que comienza a
derretirse, el que corresponde a la composición del eutéctico de 23,3% NaCl, luego
comienza a disolverse la sal y cuando desaparece el último cristal de hielo se mide la
temperatura. Esta última es la que interesa.
La temperatura de fusión permite determinar la salinidad del fluido en % peso NaCl
equivalente de acuerdo a curvas determinadas experimentalmente. Cabe señalar que las
inclusiones frecuentemente tienen otras sales disueltas Ej. KCl, CaCl, etc., pero como la
determinación es indirecta se asume un sistema simple de H2O + NaCl y se determina la
salinidad relativa a este sistema. Ahora bien existen fórmulas que permiten el cálculo
numérico de la salinidad, a saber:
a) cuando no hay sales (sólidas) en la inclusión, la salinidad puede determinarse por la
fórmula planteada por Potter (1977):
% peso NaCl eq. = 1,76958θ - 4,2384 x 10-2θ2 x 5,2778 x 10-4 θ3 ± 0,028
NaCl eq. Molar = 0,30604θ - 2,8598 x 10-3 θ2 + 4,8690 x 10-6 θ3 ± 0,007
θ = temperatura en ºC a la que se funde el último cristal de hielo en la inclusión.
La fórmula permite calcular la salinidad en el rango –20,8ºC < θ < 0ºC de temperaturas de
fusión.
En inclusiones fluidas saturadas que contienen fases sólidas de sales hay que calentarlas
para disolver la fase sólida y con la temperatura a la que se disuelve el último cristal de sal
se puede determinar la salinidad por la fórmula:
% peso NaCl eq. = 26,218 + 0,0072t + 0,000106t2 ± 0,05
t = temperatura a la que el último cristal de sal se disuelve en la inclusión (en este caso no
es la temperatura de fusión; hay que calentar la inclusión para que la sal se disuelva).
Inclusiones Fluidas
6
También puede estimarse la salinidad de inclusiones fluidas utilizando la temperatura de
disolución de las halita o silvita del gráfico de Shepperd et al. (1985).
Gráfico de Shepperd et al. (1985) indicando las curvas de solubilidad
para NaCl y KCl; en el eje X temperatura de disolución de halita o
silvita y en el eje Y salinidad del fluido en la inclusión.
Ahora bien, si en la inclusión existe halita (NaCl) y silvita (KCl) es posible calcular una
salinidad en % peso de NaCl + KCl equivalente, pero la estimación debe realizarse en un
diagrama ternario de H2O - NaCl - KCl.
Porción del sistema NaCl-KClH2O mostrando el cambio en
la composición de la solución
de inclusiones fluidas que
contienen tanto halita como
silvita al calentarse.
De
Roedder
(1984).
A
temperatura
ambiente
la
inclusión líquida está en el
límite en A. Al calentarla el
KCl se disuelve y la
composición de la solución
sigue el límite. A los 160ºC
(punto B) todo el KCl se ha
disuelto, restando la solución
de composición B y sal de NaCl
en la inclusión. Al continuar el
calentamiento la solución sigue
Inclusiones Fluidas
7
la línea B-C, hacia el NaCl. En el punto C (330ºC), todos los sólidos se habrán disuelto,
resultando en una solución de composición C (28% en peso de NaCl, 24% en peso de KCl
y 48% en peso de H2O).
Si existió ebullición coexistirán inclusiones fluidas ricas en líquido con inclusiones ricas en
vapor y ambas deberían homogenizarse dentro de un mismo rango de temperatura tanto a
líquido como a vapor respectivamente (haciendo la salvedad que no es fácil determinar al
microscopio la temperatura de homogenización de inclusiones ricas en vapor porque estas
homogenizan justamente a vapor y es casi imposible apreciar la fina película de líquido que
queda dentro de la inclusión antes que llegue a ser vapor homogéneo). Dadas estas
condiciones la presión de vapor puede usarse para estimar la profundidad de atropamiento
(presión) asumiendo condiciones de presión hidrostática (sistema hidrológico abierto hacia
la superficie) como se muestra en la figura siguiente.
Isotermas del sistema H2O-NaCl,
mostrando la relación existente
entre la temperatura de ebullición,
la presión en bares y el contenido
salino de la solución (X = indica la
saturación de la halita a
temperatura ambiente).
En este caso particular la fórmula
que relaciona la presión con la
profundidad es:
P = hρg
Donde h = profundidad
P = presión
ρ = densidad
g = aceleración de gravedad
Para siplificar los cálculos la profundidad (h) se expresa en m y la presión P en bares
(Shepperd et al., 1985).
En la mayoría de los estudios de inclusiones fluidas (en casi todos en realidad) la presión
no se determina a partir de las inclusiones. Muchas inclusiones son atrapadas a presiones
mayores que su presión de vapor y generalmente la presión a que esto ocurrió se determina
a partir de evidencias geológicas independientes de la profundidad de la cubierta al tiempo
del atropa miento (Ej. a partir de reconstrucciones geológicas del material removido por
erosión desde la formación del yacimiento); entonces esta presión se usa junto con datos
termodinámicos para soluciones apropiadas para calcular la corrección por presión. Sin
embargo, normalmente habrá incerteza en la composición del fluido y a priori no se puede
asegurar si la inclusión fluida fue atrapada en condiciones hidrostáticas o litostáticas, de
modo que habitualmente esta condición debe ser supuesta.
Consecuentemente,
generalmente la geobarometría de inclusiones fluidas es poco precisa y no es exacta ya
Inclusiones Fluidas
8
que algunos de los métodos comunes usados para determinar presión de inclusiones fluidos
dan valores de presión erróneos (Roedder, 1984).
Por otra parte, la densidad del fluido atrapado en una inclusión fluida puede derivarse de las
relaciones de fase y la temperatura de homogenización de la inclusión. Esta es la única
manera que tenemos de estimar la densidad del fluido hidrotermal que circuló durante la
formación de un depósito mineral, lo que tiene importancia dado que la circulación de
fluidos hidrotermales se debe principalmente a diferencias de densidad.
Tipos de inclusiones
Primarias : atrapadas durante el crecimiento del cristal a partir de un fluido hidroterma l.
Secundarias : atrapadas después del crecimiento de cristal (en planos de fracturas y otros).
La distinción entre inclusiones primarias y secundarias es un problema mayor en la
investigación de inclusiones fluidas. El origen de la inclusión debe determinarse
claramente, sino los resultados analíticos no tienen significado geológico (no son reales).
Las inclusiones primarias son aquellas que están aisladas dentro de un cristal sin relación
obvia con cualquier estructura que permita el escape o entrada de gas o líquido.
Las inclusiones secundarias están generalmente en planos (abiertos o cerrados) donde la
fuga pudo ser posible y representan fluidos atrapados con posterioridad a la formación del
cristal.
Existen también las inclusiones pseudosecundarias , las que se forman durante el
crecimiento del cristal en microfracturas o planos de crecimiento del cristal. Si las
inclusiones se relacionan a zonas de crecimiento del cristal (Ej. cristales zonados de cuarzo)
entonces se trata de inclusiones primarias aunque tengan una distribución planar. Si se
asocian a fracturas del cristal se consideran secundarias.
Cabe hacer notar que las inclusiones aisladas no necesariamente significa que sean
primarias, debe hacerse un estudio previo de los cristales que presentan inclusiones para
determinar su naturaleza. Es frecuente que no se sepa la naturaleza de una inclusión, pero
si este es el caso los datos que puedan obtenerse a partir de ella tampoco se sabrá que
significan.
El diámetro de las inclusiones fluidas no es diagnóstico para distinguir entre primarias y
secundarias.
La morfología de las inclusiones tampoco tiene relación con el origen de las inclusiones,
existen las siguientes formas:
-
forma suave (inclusiones esféricas o elípticas)
forma irregular
Inclusiones Fluidas
-
9
forma de cristal negativo (hueco con forma cristalina del mineral que contiene la
inclusión fluida)
Las aplicaciones de los estudios de inclusiones fluidas en geología económica son en la
investigación de los procesos de mineralización y en la exploración minera en la
determinación de las condiciones de formación de los prospectos o blancos de exploración.
En algunas inclusiones puede ocurrir el fenómeno de estrangulamiento debido a
depositación de minerales (ej. sílice), esto genera inclusiones secundarias que no pueden
entregar ninguna información útil para determinar las condiciones de formación de los
cristales formados a partir de fluidos hidrotermales.
Las inclusiones formadas a <60ºC serán homogéneas, sin burbuja.
En rocas sedimentarias existen inclusiones fluidas que contienen petróleo; para determinar
si se trata de petróleo se requiere un microscopio dotado de luz ultravioleta, lo que produce
la fluorescencia del hidrocarburo.
Nash (1976; USGS Professional Paper 907D) presentó una clasificación de inclusiones
fluidas basada en las fases observables a temperatura ambiente; esto tiene importancia
genética.
Tipo I Líquidas con una pequeña burbuja de vapor, sin minerales hijos: originadas por un
fluido subsaturado, rico en H2 O (líquido), <26% en peso de NaCl eq; se homogenizan a
líquido al calentarlas.
Tipo II Liquidas con una gran burbuja de vapor, sin minerales hijos: fluido original rico en
vapor; al calentarlas la burbuja se expande y se homogenizan a vapor.
Tipo III Polifases (líquido+vapor+sólidos), contienen uno o más minerles hijos: fluido
original saturado, con >26% NaCleq., contienen fases sólidas halita o silvita a temperatura
ambiente. Existen dos subtipos (a) fluido subsaturado al atrapamiento; al calentarlas
desaparece primero la sal y luego la burbuja y (b) fluido saturado al atrapamiento: al
calentarlas desaparece primero la burbuja y luego la sal.
Tipo IV Dos líquidos y minerales hijos. Son inclusiones con CO2 ; típicamente presentan
doble burbuja, porque incluyen líquido rico en H2 O y líquido rico en CO2 y vapor + CO 2
gaseoso, además de fases sólidas.
Inclusiones Fluidas 10
Tipo V CO2 líquido con vapor, sin minerales hijos. Contienen agua líquida, CO2 líquido y
una burbuja pequeña de vapor. Corresponden a un fluido subsaturado en sales y rico en
CO2.
Aunque no relacionadas con procesos hidrotermales existen también las inclusiones fluidas
de petróleo: desde traslúcidas a negras; se puede determinar microscopio con luz
ultravioleta por la fluorescencia de los hidrocarburos.
La presentación de datos de inclusiones fluidas se realiza mediante histogramas en los que
se representan las temperaturas de homogenización medidas y mediante gráficos xy en los
que se plotean la salinidad de las inclusiones versus la temperatura de homogenización.
Como se indicó anteriormente la ebullición del fluido hidrotermal producirá el
atrapamiento de fluidos en la línea de fase entre líquido y vapor, consecuentemente las
evidencias de ebullición en inclusiones fluidas serán:
1
Coexistencia de inclusiones ricas en líquido y ricas en vapor en las cuales el
atrapamiento fue contemporáneo (Cuidado: un mineral con microfracturas puede
Inclusiones Fluidas 11
2
3
contener 2 tipos de inclusiones ricas en líquido y ricas en vapor, pero formadas en
distintos períodos; en este caso no son evidencia de ebullición).
La temperatura de homogenización es igual en ambos tipos de inclusiones
La salinidad debe corresponder entre ambos tipos de inclusiones.
Problemas:
Obtener la salinidad de inclusiones ricas en vapor normalmente es imposible
en el laboratorio.
En términos reales es bastante improbable obtener la misma temperatura de
homogenización.
La temperatura de homogenización de una inclusión rica en vapor es casi
imposible de obtener. En depósitos epitermales las inclusiones ricas en vapor se ven negras
al microscopio, de modo que nunca se ve líquido y no es posible determinar una
temperatura de homogenización.
La mejor evidencia de ebullición es una zona de crecimiento de un cristal con inclusiones
ricas en líquido e inclusiones ricas en vapor. (Precaución: el estrangulamiento de
inclusiones fluidas puede producir lo mismo). Si existen inclusiones de una sola fase
líquida con inclusiones de líquido con burbuja esto es el resultado de estrangulamiento y no
evidencia de ebullición.
Si coexisten inclusiones de vapor con contenido variable de líquido pero aproximadamente
del mismo tamaño e inclusiones líquidas que tiene la misma relación vapor/líquido y
distinto tamaño; estas son buenas evidencias de ebullición.
Inclusiones en Pórfidos Cupríferos; Ej. Pórfido Santa Rita (Reynolds y Beane, 1985).
Venillas tempranas cuarzo, feldespato-K, biotita
a) Inclusiones de tres fases (líquido, vapor, sal) en que la sal se disuelve primero al
calentarlas y luego desaparece la burbuja (subsaturadas al entrampamiento), con
temperaturas de homogenización >775ºC; >40% NaCleq.
b) Inclusiones de tres fases en las que desaparece primero la burbuja al calentarlas y luego
se disuelve la sal (saturadas al entrampamiento), con temperaturas de homogenización
entre 250º-500ºC; >40% NaCleq.
c) Inclusiones ricas en vapor (H2O + CO2) que homogenizan entre 300º-500ºC
d) Inclusiones ricas en líquido que homogenizan a temperaturas entre 250-300ºC, con
<15% NaCleq.
Venillas tardías:
Clorita, feldespato-K, calcopirita, pirita
Cuarzo, sericita, pirita
Contienen:
e) inclusiones ricas en líquido que homogenizan entre 200-350ºC, con <15% NaCleq y
corresponden a fluidos meteóricos.
Las inclusiones (a, b y c) se atribuyen a fluidos de derivación magmática; las inclusiones a
y c representarían una separación de fases a altas temperaturas (líquido salino + vapor
Inclusiones Fluidas 12
diluido), las inclusiones b corresponderían a un líquido saturado en sales por pérdida de
vapor.
Las inclusiones d podrían ser de derivación magmática, pero de acuerdo a datos isotópicos
de oxígeno e hidrógeno corresponden a aguas meteóricasy lo mismo es válido para las (e).
Todos estos tipos de inclusiones resultan del atrapamiento del mismo fluido hidrotermal en
diferentes posiciones del espacio presión-temperatura.
En yacimientos epitermales
Son muy abundantes las inclusiones primarias ricas en líquido y ocasionalmente se
presentan además inclusiones ricas en vapor (ebullición). Las temperaturas de
homogenización frecuentemente son <290ºC y las salinidades son variable, pero en general
<12% NaCl eq.
En fuentes termales (campos geotérmicos)
Inclusiones fluidas con proporciones altamente variables de vapor/líquido,
estrangulamiento común. Las temperaturas de homogenización <200ºC y las salinidades
<2% NaCl eq.
Bibliografía
Nash, J.T., 1976. Fluid inclusión petrology – data from porphyry copper deposits and
applications to exploration. U.S.G.S. Professional Paper 907D, 16 p.
Potter. R.W., 1977. Pressure correction for fluid inclusions homogenization temperatures
based on the volumetric properties of the system NaCl – H2O. U.S. Geological Survey
Journ. Res. 5, p. 603-607.
Reynolds, T.J., and Beane, R.E., 1985. Evolution of hydrothermal fluid characteriustics at
the Santa Rita, New Mexico, porphyry copper deposit. Economic Geology, Agosto 1985.
Roedder, E., 1984. Fluid Inclusions.
Mineralogy, Vol. 12, 644 p.
Mineralogical Society of America, Reviews in
Shepperd, T. , Rankin, A.H., and Alderton, D.H.M., 1985. A practical guide to fluid
inclusions studies, Blakie, Glasgow, 235 p.
LA VISUALIZACIÓN GRÁFICA DE REACCIONES DE ESTABILIDAD DE
MINERALES HIDROTERMALES.
Richard E. Beane, 1994. A graphic view of hydrothermal mineral stabilities, In: Lenz, D.R., (editor)
Alteration Processes Associated with Ore-Forming Systems: Geological Association of Canada, Short
Course Notes, V.11, p. 1-30.
La alteración ha sido reconocida desde hace tiempo como parte integral de los sistemas
mineralizados, particularmente de aquellos que involucran fluidos hidrotermales. El
Glosario de la AGI (Bates and Jackson, 1980) define alteración como: “Cualquier cambio
en la composición mineralógica de una roca producido por medios químicos o mecánicos,
especialmente por la acción de soluciones hidrotermales”. La alteración es un sustantivo y
generalmente se piensa que corresponde a los minerales de ganga que acompañan a la
mineralización. Sin embargo, de acuerdo a la definición, los minerales de mena pueden ser
ellos mismos componentes de la alteración. En éste documento tanto la ganga como las
menas serán considerados alteración. De acuerdo a la misma definición la mineralización
singenética – aquella formada al mismo tiempo que la roca que la contiene – no constituye
alteración, al menos en la etapa de formación de mena. Esto se aplicaría, por ejemplo, a
cromita en intrusiones máficas bandeadas. En este contexto la alteración puede ser
considerada como restringida a sistemas epigenéticos y está ligada a la interacción entre un
agente de transporte y la roca en la cual nuevos minerales se introducen. Este trabajo se
enfoca en sistemas hidrotermales, aquellos en los que el agente de transporte de los
materiales formadores de mena es un fluido rico en H2O a elevadas temperaturas.
La mineralogía de alteración ha sido descrita en distintos niveles de detalle para
virtualmente incontables sistemas hidrotermales que contienen metales. Tales estudios
describen minerales, las relaciones espaciales y temporales entre ellos y su asociación con
características geológicas específicas. Estos estudios de alteración se llevan a cabo
normalmente después del descubrimiento y desarrollo de un depósito. Consecuentemente
ellos tienen el beneficio de un contexto geológico en el cual se pueden integrar análisis
químicos y descripciones petrográficas. Tales estudios contribuyen a la comprensión de
procesos que operan en ciertos lugares específicos y para la exploración por mineralización
similar en ambientes geológicos comparables. Los geólogos de campo usan estos estudios
de alteración para explorar por nueva mineralización. Esto típicamente se hace
comparando las características de un área prospectiva con descripciones de depósitos
conocidos. Sin embargo, este uso empírico de la alteración falla cuando se encuentran
rocas distintas o han operado procesos distintos a los del depósito de referencia.
Se han acumulado muchos datos de estudios experimentales que definen las relaciones de
estabilidad entre minerales hidrotermales bajo condiciones similares a aquellas con
sistemas naturales (Ej. Hemley and Jones, 1964). Información adicional de las estabilidad
de minerales pueden calcularse usando datos termodinámicos derivados de resultados
experimentales y consideraciones teóricas (Ej. Helgeson et al., 1978). Consecuentemente,
actualmente existen medios para describir e interpretar sistemas hidrotermales
cuantitativamente o semi-cuantitativamente, como ambientes químicos.
2
El puente entre las descripciones de minerales hidrotermales de terreno y las de laboratorionuméricas es raramente cruzado por los geólogos de exploración. Este trabajo intenta
ilustrar como la alteración hidrotermal puede ser usada por el geólogo en terreno en las
etapas tempranas de exploración y desarrollo, cuando se dispone de limitada información
mineralógica de detalle. Se revisarán primero varios métodos de representación gráfica de
relaciones de estabilidad mineral. Luego la aplicación de esos diagramas a las relaciones
de terreno se discute con referencia a depósitos de tipo pórfido cuprífero.
Diagramas de estabilidad mineral
La construcción de diagramas de estabilidad mineral a partir de datos termodinámicos
requiere del conocimiento de varios parámetros, denominados variables termodinámicas
Gibbsianas: temperatura, presión y composición. En la discusión que sigue, se le da
importancia a estos parámetros. La mayor parte de los sistemas de alteración se han
desarrollado dentro de un rango vertical relativamente restringido, de manera que las
variaciones de presión no son significativas. El movimiento de las masas de fluidos
hidrotermales a través de las masas de roca tiene el efecto de suavizar los gradientes de
temperatura, particularmente en distancias cortas.
Además, la determinación de
temperaturas es una técnica de laboratorio que comúnmente no se utiliza hasta que un
sistema mineralizado ha sido desarrollado. Las características químicas y mineralógicas
son más fáciles de determinar y son más aplicables para la interpretación de alteración
hidrotermal.
Componentes químicos
El uso efectivo de diagramas de estabilidad mineral para interpretar alteración requiere el
uso de componentes químicos que de fácil comprensión en términos de procesos
geológicos. Estos componentes no tienen que corresponder exactamente a la definición de
la regla de las fases; Ej. el mínimo de elementos químicos o compuestos capaces de definir
todas las fases presentes. Por el contrario, ellos deben ser especies químicas que describen
la composición de los minerales presentes y que son convenientes para representar procesos
de alteración.
La composición de óxidos, silicatos, carbonatos y sulfatos se define convenientemente por
medio de los óxidos componentes: Ej.
KAl3Si3O10(OH) = 0,5 K2O + 1,5 Al2O3 + 3 SiO2 + H2O
Para sulfuros y telururos, los óxidos componentes pueden ser directamente transformados
usando H2S o H2Te como componentes:
FeS = FeO + H2S – H2O
Los minerales que contienen elementos polivalentes requiere componentes ya sea de óxidos
/ sulfuros para cada estado de oxidación:
Fe3O4 = FeO + Fe2O3
3
o la inclusión de O2 como un componente para acomodar cationes polivalentes:
Fe3O4 = 3 FeO + 0,5 O2
Los componentes óxidos y sulfuros pueden convertirse en iones acuosos por la adición de
H+ como un componente:
K+ = 0,5 (K2O – H2O) + H+
Basados en las consideraciones precedentes un conjunto de componentes: K2O, Al2O3,
CaO, MgO, SiO2, FeO, Cu2O, H2O, H2S y SO2, serán usados para describir la composición
de la mayoría de los minerales de alteración comunes y el H+ se incluirá para designar la
actividad de la especie “i”. La actividad de H2O será, por conveniencia asignada a un valor
de unidad, como serán las actividades de sólidos puros.
Las actividades de los componentes óxidos serán relacionados a las contrapartes acuosas
con ecuaciones de la forma:
K2O + 2 H+ = H2O + 2 K+
a (K2O) = a2 (K+) / a2 (H+) K2
donde Kj es la constante de equilibrio para la reacción “j”. La contraparte acuosa a los
componentes óxidos todos tienen la forma general a(Xz) / az (H+) donde z es la carga en la
especie acuosa X. Para SiO2 ➝ H4SiO4º (con carga nula) el denominador de la expresión
de arriba es unidad, así que el análogo acuosos para el componente SiO2 será a(H4SiO4º).
Para SO3:
SO3 + H2O = 2 H+ SO4-2
Y porque SO4-2 tiene carga negativa a(H+) permanece en el numerador; Ej.
a(SO3) = a(H+) a(SO4-2) / K3
Estas expresiones que incorporan actividades sirven como puente entre composiciones de
sólidos y especies acuosas en solución.
Diagramas de composición
Los análisis de rocas se presentan frecuentemente en términos de % en peso de óxidos.
Estos componentes óxidos pueden plotearse en diagramas de composición para evaluar
características específicas de las rocas. Por ejemplo, los diagramas triangulares de álcaliscalcio, AKF y AFM, se pueden usar para describir la evolución petrogenética o
clasificación de las rocas. Para este tipo de aplicación, los análisis de % en peso pueden ser
ploteados directamente después de que los componentes apropiados se convierten en los
4
porcentajes relativos de las tres variables. Se debe hacer notar que en un diagrama
triangular solo dos de los componentes pueden variar independientemente.
Tabla 1. Composiciones de minerales hidrotermales comunes del sistema K2O – Al2O3 –
SiO2 – H2O listados en términos del número de moles (n) de K2O, Al2O3 y SiO2, y las
razones molares de K/Al y Si/Al. El diasporo es la forma estable de Al2O3 miembro
extremo a 300°C.
Mineral
Composición
n(K2O)
n(Al2O3)
n(SiO2)
nK/nAl
Cuarzo
Diasporo
Caolinita
Pirofilita
Feldespato-K
Muscovita
SiO2
AlOOH
Al2Si2O5(OH)4
Al2Si4O10(OH)2
KAlSi3O8
KAl3Si3O10(OH)2
0
0
0
0
0,5
0,5
0
0,5
0,5
0,5
0,5
1,5
1
0
2
4
3
3
0
0
0
0
1
0,33
nSi/nAl
∞
0
1
2
6
1
Las composiciones de las rocas también pueden ser ploteadas en diagramas triangulares en
base a los % molar de los óxidos componentes. Esto también es una manera conveniente
de plotear minerales, ya que las composiciones minerales pueden ser escritas como
cantidades molares. Para plotear análisis de óxidos en un diagrama molar los % en peso
deben ser convertidos a % molares dividiendo por el peso atómico. En un diagrama
conteniendo análisis de rocas y composiciones minerales, la mineralogía de la roca puede
ser analizada y en un sistema que contiene solo unos poco componentes, las composiciones
de roca total pueden ser usadas directamente para definir minerales de alteración y
tendencias.
Los diagramas de composiciones minerales se convierten en diagramas de estabilidad de
minerales mediante líneas que conectan minerales que coexisten en equilibrio. Las líneas
de conexión se dibujan en base a experimentos y/o cálculos usando datos termodinámicos.
Sin embargo, las líneas de conexión pueden también dibujarse en base a métodos ópticos de
identificación de minerales y establecer, en base a evidencia textural, equilibrio o
crecimiento simultáneo. Cuando las líneas se dibujan en base a experimentos y cálculos, es
importante tener en cuenta que los dos tipos de información deben ser derivados para la
misma temperatura y presión que se han fijado como condiciones para dicho diagrama. Por
otra parte, las líneas dibujadas en base a examen óptico se aplican a la roca o rocas en las
cuales se hicieron las observaciones sin conocimiento de temperatura o presión.
La Tabla 1 contiene las composiciones de minerales seleccionados en el sistema K2O–
Al2O3–SiO2–H2O. La Fig. 1A es un ploteo de las composiciones de esos minerales con
H2O en exceso. La presión y temperatura para este diagrama está especificada como 300°C
y una presión de saturación de vapor-H2O respectivamente. En la ausencia de restricciones
de temperatura y presión más de una fase puede plotearse en una posición dada del
diagrama, por ejemplo corindón, gibbsita, boehmita y diasporo en el ápice del Al2O. Sin
embargo, para la temperatura y presión dadas en la Fig. 1A el diasporo ocupa ese sitio.
Las líneas de unión no pueden pasar a través de fases, de modo que la línea que va de la
caolinita al cuarzo consiste en dos líneas, una de la caolinita a la pirofilita y una de la
5
Fig. 1. Métodos gráficos para representar las relaciones de estabilidad para algunos
minerales del sistema K2O–Al2O3–SiO2 con H2O omnipresente con presión de vapor de
saturación. Construidos usando datos de Bowers et al. (1984). Los paréntesis encerrendo
las especies acuosas en (C) y (D) indican la actividad de ellas. (A) Diagrama triangular
de composición, los puntos corresponden a composiciones minerales y las líneas de unión
conectando las fases estables a 300ºC. (B) Ploteo ortogonal de (A) con moles (n) de K2O y
SiO2 referidos a moles de Al2O3. (C) Estabilidad de minerales a 300ºC como un
componente. (D) Estabilidad de minerales como función de temperatura en términos de
razones de actividad (K+)/(H+) en una fase acuosa con saturación de cuarzo, conservando
Al2O3 entre los sólidos. DI: diásporo; KA: caolinita; KF: feldespato-K; MU: muscovita;
PP: pirofilita; Q: cuarzo.
pirofilita al cuarzo. El cuarzo no coexiste con la caolinita a 300°C, porque esas dos fases
se combinan para formar pirofilita de acuerdo a la reacción.
Al2Si2O5(OH)4 + 2 SiO2 = Al2Si4O10(OH)2 + H2O
6
Sin embargo, a 250°C la reacción de caolinita-cuarzo no procede, de manera que a ese
punto la pirofilita no aparece en el diagrama de estabilidad K2O – Al2O3 – SiO2 – H2O para
esta temperatura. Otra restricción para las líneas de unión es que ellas no pueden cruzarse.
Entonces tampoco pueden haber líneas entre el feldespato-K y caolinita y la muscovita y la
pirofilita; una de esas líneas debe eliminarse. La línea de muscovita-pirofilita se preserva
en base a resultados experimentales (Montoya y Hemley, 1975) y cálculos termodinámicos
(Helgelson et al., 1978).
La estimación de los cambios químicos producidos por la alteración necesita de la
consideración del volumen de roca que esta siendo alterado, no la masa de roca. Si por
ejemplo todo el K2O se lixivia de una roca que inicialmente contenía feldespato-K y cuarzo
de manera que forme una alteración de caolinita + cuarzo y si todo el Al2O3 y SiO2 se
retienen, entonces el volumen representativo de la roca debe, necesariamente, tener una
disminución de masa.
Los estudios de rocas alteradas frecuentemente han mostrado que, excepto en condiciones
de extrema acidez, el aluminio es inerte dentro de un volumen de roca. Ej. el número de
moles de Al2O3 se conserva (Thompson, 1955). Por lo tanto el número de moles de Al2O3
en una roca en alteración puede usarse como referencia con la que otros óxidos
componentes pueden ser comparados. Como resultado, el triángulo de composición puede
reducirse a coordenadas ortogonales n(K2O)/n(Al2O3) y n(SiO2)/n(Al2O3) donde n(i) se
refiere al número de moles de ese componente en el volumen de roca representativo. La
Fig. 1B muestra el resultado de esta transformación usando los datos de la Tabla 1. El
componente Al2O3 se plotea en el origen y los otros componentes K2O y SiO2 están
localizados en las posiciones ∞ en los ejes respectivos. Las líneas de unión conectando las
fases que pueden coexistir son las mismas de la Fig. 1A.
Equilibrio acuoso
El equilibrio hidrotermal entre minerales se identifica usando reacciones que involucran
especies acuosas.
Las reacciones involucrando alumino-silicatos se escriben
convencionalmente conservando aluminio entre los sólidos tal como se describe arriba. Un
ejemplo de tal reacción y la expresión correspondiente para la constante de equilibrio es:
3 KAlSi3O8 + 2 H+ + 12 H2O = KAl3Si3O10(OH)2 + 2 K+ + 6 H4SiO4
y
K4 =
a 2 ( K + ) ⋅ a 6 ( H 4 SiO4 )
a 2 (H +)
Cuando se escribe en términos logarítmicos, la expresión anterior puede ser reordenada
para dar:
a( K + )
log
= −3 ⋅ log a( H 4 SiO 4 ) + 0,5 ⋅ log K 4
a( H + )
7
Esta ecuación lineal con una pendiente de –3 y un intercepto de 0,5 log K4 en términos de
dos “composiciones” logarítmicas variables: log a(K+)/a(H+) y log a(H4SiO4). Una serie
de reacciones comparables para cada una de las líneas de unión en la Fig. 1B se listan en la
Tabla 2. Se construyen los diagramas de estabilidad para esos minerales usando las
ecuaciones de la Tabla 2, tal como se muestra en la Fig. 1C. Los límites de equilibrio de las
fases mostradas en la Fig. 1C también pueden determinarse directamente de todos los
posibles conjuntos de fases coexistentes usando condicionantes de eliminación.
Los campos de estabilidad de minerales individuales en este diagrama de equilibrio acuoso
se definen por conjuntos de líneas que se interceptan. Dos minerales coexisten a lo largo de
una línea límite entre dos campos y tres minerales coexisten en el punto de intersección de
tres líneas o campos. Esto se compara con la Fig. 1B donde solo se plotea la composición
de un solo mineral en un punto, una composición correspondiente a un par de minerales
coexistentes se plotean a lo largo de una línea de unión y una composición que conforma un
conjunto de tres minerales se define por un área limitada por líneas de unión entre cada de
los tres pares de minerales.
Tabla 2. Reacciones entre varios pares de minerales de la Tabla 1, escritos conservando
Al entre los sólidos, en términos de variables acuosas a(K+)/a(H+) y a(H4SiO4-2). La
pendiente de la línea que describe una reacción de equilibrio es el cambio en log
a(H4SiO4o) dividido por el cambio en log a(K+)/a(H+) de acuerdo a la expresión de
constante de equilibrio para esa reacción.
Expresión de Equilibrio
Al2Si2O5(OH)4 + 3 H2O = 2 AlOOH + 2 H4SiO4
Al2Si4O10(OH)2 + 5 H2O = Al2Si2O5(OH)4 + 2 H4SiO4
2 KAl3Si3O10(OH)2 + 2 H+ + 3 H2O = 3 Al2Si2O5(OH)4 + 2 K+
2 KAl3Si3O10(OH)2 + 2 H+ + 6 H2SiO4 = 3 Al2Si2O5(OH)4 + 2 K++ 12 H2O
KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 12 H2O = 3 AlOOH + K++ 3 H4SiO4
3 KAlSi3O8 + 2 H+ + 12 H2O = KAl3Si3O10(OH)2 + 6 H4SiO4 + 2 K+
2 KAlSi3O8 + 2 H+ + 9 H2O = Al2Si2O5(OH)4 + 2 K++ 4 H4SiO4
2 KAlSi3O8 + 2 H+ + 4 H2O = Al2Si4O10(OH)2 + 2 K++ 2 H4SiO4
Pendiente
∞
∞
0
3
-3
-3
-2
-1
En la Fig. 1C el valor límite para a(H4SiO4) se fija por la saturación de una fase acuosa con
respecto a cuarzo (o cualquier otra forma de SiO2). A 300ºC la línea correspondiente a la
saturación del cuarzo no cruza los campos de estabilidad de la caolinita o del diásporo (Fig.
1C). Esto significa que ninguno de estos minerales coexistirá en equilibrio con cuarzo.
Esta misma característica se ve en las Figs. 1A y 1B donde las líneas de conexión no
pueden dibujarse, tal como se discutió antes desde la caolinita al cuarzo. El movimiento a
lo largo de la línea achurada corresponde a a(H4SiO4) = saturación de cuarzo desde valores
bajos a altos de a(K+)/a(H+) mostrando que el cuarzo coexiste sucesivamente con pirofilita,
muscovita y feldespato potásico. Si se especifica que el cuarzo está presente en exceso en
el sistema en consideración, entonces a(H4SiO4)se fija y puede eliminarse como una
variables para diagramas de estabilidad. Esto permite la inclusión de una variable
adicional, tal como temperatura u otro catión. Por ejemplo, los valores de equilibrio
8
a(K+)/a(H+) para reacciones minerales en la presencia de cuarzo en una variedad de
temperaturas se plotean en función de la temperatura en la Fig. 1D.
Se han mostrado dos tipos de diagramas de estabilidad para el sistema K2O – Al2O3 – SiO2
– H2O – H+ usando a(K+)/a(H+) como una variable de composición fundamental. En un
conjunto se mantuvo la temperatura constante y a(H4SiO4) fue la segunda variable; en el
otro a(H4SiO4) se mantuvo constante con saturación de cuarzo y se permitió variar a la
temperatura. Un segunda razón catión : hidrógeno puede también incorporarse como
variable de composición, lo cual permite la adición de nuevos minerales a los diagramas de
estabilidad. Sin embargo, cuando se hace esto último, deben especificarse tanto la
temperatura como a(H4SiO4). Adicionalmente, siempre hay restricciones implícitas o
explícitas para el diagrama, como una presión específica y constante, conservación del Al
entre los sólidos y la presencia ubicua de H2O. La Fig. 2 muestra un conjunto de diagramas
de estabilidad de minerales elaborados para una temperatura de 300ºC, presión de
saturación de vapor y saturación de cuarzo, usando varias combinaciones de diferentes
razones catión/H+ como variables de composición.
La Fig. 2A muestra fases en el sistema CaO – MgO – SiO2 – H2O conservando SiO2 entre
los sólidos. Un límite importante mostrado por la línea en torno al campo del cuarzo
corresponde a composiciones de soluciones si está presente el cuarzo. Estos límites para
las razones a(Ca2+)/a(H+) y a(Mg2+)/a2(H+) en presencia de cuarzo se aplican a varios
ambientes de alteración. La Fig. 2B muestra las relaciones de estabilidad mineral del
sistema K2O – MgO – Al2O3 – SiO2 – H2O. En este diagrama se muestran dos
discrepancias importantes por las líneas límites de fases. La primera es que los valores para
la solución a(Mg2+)/a2(H+) están limitados por la saturación de talco a algo más debajo de
la línea límite entre feldespato potásico – flogopita. Sin embargo, datos de inclusiones
fluidas y de estudios paragenéticos han mostrado que biotita-Mg y feldespato-K se pueden
formar a temperaturas cercanas a 300ºC en pórfidos cupríferos (ej. Reynolds y Beane,
1985) y el talco raramente está presente con ellos. También de acuerdo a la líneas en este
diagrama la muscovita y biotita-Mg (flogopita) coexisten con cuarzo a 300ºC, en vez de
feldespato potásico y clorita magnésica (clinocloro). La intersección de los campos de
muscovita, biotita-Mg, y feldespato-K en presencia de cuarzo corresponde
mineralógicamente a granitos de “dos micas”. Los estudios experimentales (Hoschek,
1973; Montoya y Henley, 1975) indican que la clorita-Mg (clinocloro) y feldespato-K
deben ser estables a 300ºC. Estas inconsistencias podrían deberse a datos termodinámicos
incorrectos para una o más fases utilizadas para construir el diagrama. Otra explicación
para las discrepancias es que las relaciones de estabilidad podrían ser modificadas como
resultado de variaciones de composición de los sólidos. Los efectos de soluciones sólidas
se discuten más adelante.
Finalmente la Fig. 2C muestra las relaciones de estabilidad entre minerales del sistema K2O
– CaO – Al2O3 – SiO2 – H2O a 300ºC y saturación de cuarzo. En sistemas naturales, la
margarita es un componente de montmorillonita-Ca. El campo de la prehnita separa el de
la zoisita y granate grossular, dos minerales que frecuentemente se encuentran juntos en
skarns. Sin embargo, los últimos dos alumino-silicatos-Ca comúnmente muestran solución
sólida en la naturaleza, una característica que puede modificar dramáticamente las
relaciones de estabilidad en la Fig. 2C.
9
Fig. 2. Estabilidades de minerales con respecto a las actividades de especies (entre paréntesis)
con una fase acuosa omnipresente a 300ºC y presión de saturación de vapor de H2O. Diagramas
construidos usando datos de reacciones de hidrólisis de Bowers et al., (1984), conservando Al entre
los sólidos cuando es apropiado. (A) Algunos minerales del sistema CaO-MgO-SiO2-H2O en
términos de a(Ca2+)/a2(H+) y a(Mg2+)/a(H+), conservando SiO2 entre los sólidos. Q: cuarzo; DIO:
diópsido; TC: talco; TR: tremolita; WO: wollastonita. Las líneas segmentadas muestran la
expansión de los campos de estabilidad de diópsido y tremolita por la sustitución de un 30% molar
del Mg2+ por Fe2+ en estos minerales magnésicos con una mezcla ideal para el cálculo de las
actividades de los miembros extremos de Mg. (B) El sistema K2O-MgO-Al2O3-SiO2-H2O con
saturación de cuarzo en términos de a(K+)/a(H+) y a(Mg2+)/a2H+). CL: clorita-Mg (clinocloro);
KF: feldespato-K; MU: muscovita; PH: biotita-Mg (flogopita); TC: talco. La línea larga con
achurado indica el límite impuesto por la saturación de talco en (Mg2+)/(H+); las líneas
segmentadas muestran el desplazamiento del campo de estabilidad de la biotita debido a la
solución sólida Fe2+-Mg2+ (Beane, 1974) y el ajuste esquemático del campo de la clorita para
hacerlo compatible con feldespato-K. (C) El sistema K2O-CaO-Al2O3-SiO2-H2O con saturación de
cuarzo en términos de a(K+)/a(H+) y a(Ca2+)/a2(H+). GR: granate grossularita; KF: feldespato-K;
MA: margarita; MU: muscovita; PP: pirofilita; PR: prehnita; WO: wollastonita; ZO: zoisita. La
línea achurada es el límite impuesto por la saturación de wollastonita en (Ca2+)/(H+). (D)
Revisión de (C) incorporando minerales típicos de alteración propilítica y asociaciones de skarn de
pórfidos cupríferos. AB: plagioclasa albita (Ab 85); EP: epidota; (90 mol % Fe3+ en un sitio de
intercambio con Al3+); GT: granate grandita (90 mol % Fe3+ en dos sitios de intercambio por Al3+),
con aplicación de mezcla ideal en el punto.
10
Solución sólida
La mayoría de los minerales de sistemas hidrotermales tienen variaciones de composición
en mayor o menor medida. Al calcular las estabilidades minerales, debe tenerse en cuenta
la solución sólida usando algún modelo ideal-molecular, de sustitución de cationes, o
alguna expresión de mezcla derivada empíricamente. Cuando la “contaminación” de
composición es menor, la actividad de un sólido puede ser aproximada por la fracción
molar (X) de acuerdo a la ley de Raoult para soluciones ideales. Además, cuando la
sustitución es en varios sitios de la estructura mineral, puede aplicarse un modelo de
sustitución ideal para el cual a = Xn (n = número de sitios de intercambio). Sin embargo,
cuando los iones sustitutos tienen diferencias de radio iónico y valencias considerables,
relaciones más complicadas son necesarias entre composición y actividad.
El efecto termodinámico de solución sólida en un mineral es aumentar la estabilidad de la
fase. Si no fuera así, una mezcla de dos miembros extremos podría ser más estable que la
solución sólida. En un diagrama de composición los miembros extremos de una solución
sólida se juntan por una línea de unión entre ellos, la cual representa, todo o parte de la
variación de composición. Adicionalmente, la estabilidad aumentada debido a la solución
sólida puede resultar en la modificación de las líneas de unión que rodean al mineral
impuro. En un diagrama de actividad de iones, la estabilidad de un mineral que exhibe
solución sólida se ejemplifica por la expansión del campo de estabilidad de esa fase. La
línea cortada en la Fig. 2A muestra el efecto en los campos de estabilidad de la anfíbola y
piroxeno cuando un 0,3 % molar de Fe2+ sustituye al Mg2+. Las composiciones de los
minerales usados son típicos de skarns en sistemas de pórfidos cupríferos (Einaudi, 1982).
Como puede verse, los campos de la anfíbola y piroxeno se expanden relativo a aquellos
del talco y wollastonita, los cuales no desarrollan solución sólida significativa y, por lo
tanto, no cambian de tamaño independientemente. Una observación importante es que
cuando los campos de estabilidad se expanden como en la Fig. 2A debido a solución sólida,
las pendientes de los límites de fases permanecen sin variación, porque las pendientes están
determinadas por la composición de los minerales que son miembros extremos en la
expresión de equilibrio. La solución sólida solo cambia los interceptos de los límites de
equilibrio.
La línea cortada en el diagrama K2O – MgO – Al2O3 – SiO2 – H2O (Fig. 2B) muestra como
el campo de la biotita se expande debajo del límite de saturación del talco como efecto de la
sustitución de Fe2+ lo que es consistente con composiciones observadas en pórfidos
cupríferos. Adicionalmente el campo de estabilidad de la clorita se ha expandido para que
se junte con el del feldespato-K y para que coincida con las observaciones de relaciones
minerales reales. La falla de los datos termodinámicos para apoyar la coexistencia de
feldespato-K y clorita-Mg a 300ºC como se observa en experimentos de laboratorio se debe
probablemente a errores en los datos para el clinocloro. Debido a esta incerteza el campo
de estabilidad de la clorita puede solamente expandirse esquemáticamente de la manera
mostrada. La expansión esquemática de un campo de estabilidad es posible por el hecho
que las pendientes de los límites de equilibrio son fijas.
La Fig. 2 D muestra las modificaciones al sistema K2O-CaO-Al2O3-SiO2-H2O-H+ cuando
se incorpora Fe2O3 en la zoisita y grossularita para formar epidota y granate-grandita
11
respectivamente. En este diagrama las composiciones de la epidota y granate son típicas de
skarns asociados a pórfidos cupríferos (Ej. Beane and Titley, 1981; Einaudi, 1982). El
campo de estabilidad de la anortita también se ha ajustado para corresponder a la
composición de plagioclasa albítica, la cual coexiste con epidota en alteración propilítica de
rocas graníticas (Ab85-An15). Los efectos de varias soluciones sólidas incorporados en la
figura 2B resultan en la eliminación de dos minerales que no muestran solución sólida
(margarita, prehnita), la expansión significativa de los campos de estabilidad de la zoisita y
del granate, la introducción de una nueva fase (plagioclasa albítica) y estabilización del
granate en un valor de a(Ca2+)/a(H+) por debajo del límite impuesto en la solución por la
saturación de wollastonita. Claramente los efectos de solución sólida tienen profunda
influencia en las relacione de estabilidad en este sistema.
Los efectos de variaciones de composición en las relaciones de estabilidad mineral en
sistemas hidrotermales limita severamente la aplicación de puntos mineralógicos
invariables o univariables derivados de estudios experimentales de fases “puras” para
delimitar condiciones naturales de presión-temperatura. Es importante reconocer la
flexibilidad que provee producir minerales hidrotermales cuando se permiten variaciones de
temperatura, composición mineral y composición de la fase acuosa. Este último criterio es
responsable del hecho que los ambientes hidrotermales son generalmente mucho más
complicados, mineralógicamente, que aquellos sometidos a metamorfismo “isoquímico”.
Diagramas de “presión parcial”
Probablemente la manera más común de ilustrar estabilidades de minerales opacos de
sulfuros y óxidos es en términos de actividades (“presiones parciales”) de los gases O2 y
S2.1 Cuando está involucrado un solo catión, el se considera conservado entre varios
minerales que el pueda formar. Entonces las composiciones minerales se plotean en
diagramas de composición, Ej. como razones de n(O2)/n(Fe) y n(S2)/n(Fe), con líneas de
unión conectando las fases compatibles (Fig. 3A, B).
En diagramas de presión parcial, los límites de fases se dibujan entre pares de minerales
coexistentes usando constantes de equilibrio involucrando las dos especies gaseosas, Ej.
2 FeS2 + 1,5 O2 = Fe2O3 + 2 S2
log K5 = 2 log a(S2) – 1,5 log a(O2)
La expresión logarítmica para las constantes de equilibrio se plotea como una línea recta en
términos de variables log a(S2) y log a(O2). La Fig. 3C muestra un diagrama de actividad
para el sistema Fe-S2-O2 para una temperatura de 300ºC y la Fig. 3D muestra un diagrama
comparable para el sistema Cu-S2-O2. La Fig. 3E combina loas Figs. 3C y 3D e incluye
los campos de estabilidad para calcopirita y bornita las cuales contienen ambos metales.
Los campos de estabilidad de la calcopirita y bornita están determinados por la evaluación
1
A menudo se objeta el uso del O2 como variable para definir la s relaciones de estabilidad de minerales, ya
que el O2 está presente en pequeñas cantidades en fluidos hidrotermales naturales. En términos
termodinámicos la magnitud de O2 es inmaterial; simplemente es una variable que puede ser usada
convenientemente para representar un estado de oxidación. Por ejemplo, el equilibrio entre magnetita y
hematita se define por algún valor para a(O2) no importando lo pequeño que sea.
12
13
Fig. 3. Relaciones de estabilidad entre sulfuros y óxidos de cobre y hierro a 300ºC y
presión de saturación de vapor. Calculado usando datos de Helgeson et al., (1978). (A)
Ploteo triangular de la composición molar de minerales (círculos sólidos) en el sistema FeS2-O2 con líneas de unión conectando fases compatibles. FE: hierro nativo; HM:
hematita; MG: magnetita; PO: pirrotina estoquiométrica (FeS); PY: pirita. (B)
Representación ortogonal de (A) con (n) moles de O2 y S2 referidos a moles de Fe. (C)
Relaciones de estabilidad entre minerales de (A) y (B) en términos de a(O2) y a(S2). (D)
Relaciones de estabilidad entre minerales en el sistema Cu-S2-O2 en términos de a(O2) y
a(S2). CC: calcosina; CR: cuprita; Cu: cobre nativo; CV: covelina; TN: tenorita. (E)
Combinación de (C) y (D) incorporando reacciones entre minerales traslapados de hierro
y cobre, para formar bornita (BN) y calcopirita (CP). (F) Adición de CaO a (C) para
mostrar reacciones de sulfuración de granate grandita (GT, Fe3+ = 90% en dos sitios en
andradita) y clinopiroxeno (PX, Fe2+ = 30% en un sitio en hedenbergita); AN: anhidrita.
de las reacciones entre pares traslapados de sulfuros y/o óxidos con Fe y Cu cuando se
superponen las Fig. 3C y 3D. Ej.:
FeS2 + CuS = CuFeS2 + 0,5 S2
Como en muchos sistemas naturales el hierro se considera presente en exceso en
comparación al cobre en la Fig. 3E.
Los diagramas de actividad de S2-O2 pueden ser usados para mostrar las relaciones de
estabilidad involucrando minerales silicatados con Fe así como fases “opacas”
convencionales. Por ejemplo la andradita (Ca3Fe2Si3O12) puede equilibrarse con pirita y
wollastonita de acuerdo a:
2 Ca3Fe2Si3O12 + 4 S2 = 6 CaSiO3 + 4 FeS2 + 3 O2
Reacciones similares involucrando piroxeno, anfíbola, biotita, etc. sirven para ligar silicatos
con minerales sulfuros y óxidos en sistemas de roca. Le Fig. 3F muestra un ejemplo para
algunos minerales de alteración con Ca-Al-Fe-Si de skarns de pórfidos cupríferos. A partir
de este diagrama es obvio que los skarns calco-silicatados que contienen piroxeno diópsido
más pirita se forman en condiciones de a(O2) y a(S2) muy restringidas, limitadas por la
ausencia de granate andradita, magnetita, pirrotina y anhidrita. En la Fig. 3E, el campo de
estabilidad de la calcopirita, encerrado por la línea cortada, ocupa un área relativamente
grande en términos de a(O2) y a(S2), pero cuando la calcopirita está acompañada de pirita y
piroxeno diópsido (el área achurada en la Fig. 3F), el rango de condiciones ambientales es
considerablemente más restringido.
Las relaciones de estabilidad en la Fig. 3 están expresadas en términos de actividades de lo
que normalmente se consideran “gases”. Estos gases están, en lo esencia, disueltos en
soluciones acuosas, coexistiendo o no con una fase gaseosa, pero ellos no incluyen en
forma explícita especies iónicas acuosas. Los componentes de azufre en soluciones
acuosas son H2S y H2SO4. Ambos componentes se disocian y el grado de disociación
depende de, o está posiblemente controlando el pH. A temperaturas elevadas, la especies
14
acuosas más probables de sulfuro en sistemas de metales base son H2S y HS- y HSO4- y
SO4= para sulfatos. Cual de estas especies reducidas y oxidadas son más importantes para
un sistema hidrotermal depende del pH de la solución y de la temperatura.
Las relaciones de fase en diagramas S2-O2 están ligadas a relaciones de fase en fluidos
hidrotermales con dos reacciones las cuales ligan S2 y O2 a las especies acuosas con
azufre. Ej.:
2H2O + S2 = 2 H2S + O2
y
2H2O + S2 + 3 O2 = 2 H+ + 2 HSO4En una solución ácida en la cual las especies más significativas son H2S y HSO4-, entonces
las especies acuosas de azufre pueden ser representadas en términos de S2 y O2 en un
diagrama de actividad usando constantes de equilibrio para las reacciones de arriba:
log a(S2) = log a(O2) + 2 log a(H2S) – log K6
y
log a(S2) = 2 log a(H+) – 3 log a(O2) – log K7
Cuando se especifica la concentración de azufre total, entonces la reacción que involucra
H2S se presenta como una línea con una pendiente positiva 1:1 en el diagrama de actividad
O2-S2 (Fig. 4A). Siendo especies neutras, el H2S tiene un coeficiente de actividad cerca de
unidad, de manera que la concentración ≈ actividad. Para el HSO4- debe definirse el pH de
la solución, total de azufre disuelto y un coeficiente de actividad para HSO4- para poder
dibujar el contorno de la composición correspondiente a esta reacción. Este contorno
tendrá una pendiente negativa 3:1 en términos de a(O2) y a(S2). La Fig. 4A muestra tres
contornos de composición para azufre total disuelto, sin correcciones de coeficiente de
actividad y pH = 3 a 300°C. La Fig. 4B muestra contornos de 0,01 m total de azufre
disuelto a pH = 4 (línea sólida) y pH = 3 (línea segmentada). Los ápices de esas curvas
coinciden con las actividades de O2 a las cuales las concentraciones (actividades) de H2S y
HSO4- son iguales. Los campos de estabilidad para la magnetita, hematita y pirita se
muestran en las Fig. 4, así como los límites de equilibrio entre muscovita y alunita
[KAl3(SO4)2(OH)6] para la reacción:
KAl3(SO4)2(OH)6 + 3 SiO2 = KAl3Si3O10(OH)2 + S2 + 3 O2 + 2 H2O
Cual de los minerales opacos de Fe es estable se puede ver de la Fig. 4 que depende del
contenido de azufre disuelto, pH de la solución y a(O2). Este diagrama muestra que el
proceso de oxidación de una solución hidrotermal que contiene azufre no se representa
simplemente moviéndose hacia valores más altos de a(O2) con a(S2) fijo. Por el contrario,
el proceso de oxidación seguirá un contorno de azufre disuelto. Por ejemplo, una solución
con 0,001 m de azufre disuelto y pH = 3 será estable con magnetita, luego pirita, entonces
hematita con la oxidación progresiva. La Fig. 4B muestra que a pH =3 la alunita es una
fase casi estable relativa a muscovita en el campo de estabilidad de HSO4-, pero a pH = 4
15
Fig. 4. Isopletas mostrando concentraciones constantes de azufre disuelto en función de
a(O2) y a(S2) a 300ºC y presión de saturación de vapor de H2O. Calculadas usando datos
de Helgeson et al., (1978). No se ha hecho corrección entre actividades y concentraciones
de especies de azufre disueltas. (A) Concentraciones de azufre total molar de 0,01 (línea
de segmentos largos), 0,005 (línea sólida) y 0,001 (línea de segmentos cortos) con pH = 3.
Se muestran como referencia los campos de estabilidad de hematita (HM), magnetita
(MG) y pirita (PY). La línea con puntos muestra el límite de equilibrio entre alunita (AL)
y muscovita (MU). (B) Concentración de azufre total de 0,01 molar con pH = 3 y 4 en la
región dominada por HSO4-. (C) Isopletas de azufre a 0,01 molar (segmentos largos) y
0,001 molar (segmentos cortos) a pH = 3 de (A) impuesto sobre los campos de estabilidad
de minerales de hierro y cobre de la Fig. 3E. (D) Isopletas de azufre a 0,01 molar
(segmentos largos) y 0,001 molar (segmentos cortos) para pH = 3 de (A) combinado con
los campos de estabilidad de minerales calco-silicatados de la Fig. 3F. La línea
segmentada muestra el límite del campo de estabilidad entre la calcopirita y bornita de
(C). Las abreviaturas de los minerales son los mismos de la Fig. 3.
16
la muscovita es claramente visible. La estabilidad de la alunita también se promueve por
concentraciones más altas de azufre (Fig. 4A). Las Figs. 4C y 4D muestran claramente que
resultan distintas asociaciones de minerales con azufre dependiendo de la concentración del
azufre disuelto, pH de la solución y el nivel de oxidación relativo de la solución.
En un ambiente donde una solución hidrotermal ha sufrido oxidación, el grado relativo de
la oxidación puede identificarse a partir de las distintas asociaciones de sulfuros, óxidos,
sulfatos y silicatos. Los procesos de oxidación y reducción en sistemas geológicos puede
identificarse por relaciones paragenéticas entre distintas asociaciones minerales
características, aunque estas mismas dependen de varios parámetros de la solución.
También en base a los contornos del azufre resulta evidente que ciertas porciones químicas
de este diagrama y los respectivas asociaciones minerales o secuencias no son probables de
alcanzar a esta temperatura, debido a la composición inusual requerida para la solución.
Equilibrio acuoso para sulfuros y óxidos minerales
En forma similar a los silicatos, los diagramas de actividad pueden construirse para mostrar
las relaciones de estabilidad entre sulfuros y óxidos minerales. Por ejemplo, el componente
Cu2O puede expresarse como a(Cu+)/a(H+), pero debido a las múltiples valencias de los
cationes metálicos en tales minerales es necesario incluir, en forma explícita o implícita,
algunas provisiones para a(O2). Una manera es incluir un componente para cada estado de
valencia de los metales tales como Fe2+ y Fe3+. Otra manera es escoger un estado de
valencia único para cada catión y entonces acomodar las diferencias de valencia usando
azufre de sulfuro(-2) y sulfato(+6); las especies dominantes para ellos en soluciones ácidas
a alta temperatura son H2S y HSO4- respectivamente.
El equilibrio acuoso entre calcopirita y pirita puede ser mostrado con cualquiera de dos
reacciones:
2 CuFeS2 + 4 H+ = FeS2 + 2 H2S + Fe2+ + 2 Cu+
y
14 CuFeS2 + Fe2+ + 2 HSO4- + 14 H+ = 15 FeS2 + 14 Cu+ + 8 H2O
En ambas reacciones el Cu y Fe están en sus estados reducidos, tal como normalmente se
encuentran en soluciones acuosas a alta temperatura, pero en la ecuación de arriba el azufre
está reducido y en la de abajo está oxidado. Lo que no es obvio de estas reacciones es que
otras especies sulfuradas, aparte de las explícitamente escritas, se conservan en la reacción.
Por ejemplo, las reacciones de disolución de calcopirita y pirita son, respectivamente:
8 CuFeS2 + 4 H+ + 4 H2O = 8 Cu+ + 8Fe2+ + 15 H2S + HSO4y
4 FeS2 + 7 H+ + 4 H2O = 4 Fe2+ + 7 H2S + HSO4-
17
La combinación de esas dos reacciones conservando uno u otra especie sulfurada da las dos
reacciones de calcopirita – pirita de arriba.
La Fig. 5 muestra las reacciones de estabilidad de minerales del sistema Cu2O-FeO-SO3H2S-H2O-H+, calculadas usando la técnica descrita arriba con las variables de composición
log a(Cu+)/a(H+) y log a(Fe2+)/a(H+). Las Fig. 5A a la 5C conservan HSO4- y muestran
valores de a(H2S) de 10-2, 10-3 y 10-4. El cuarto diagrama (Fig. 5D) conserva H2S entre los
sólidos y se dibuja para a(H+) . a(HSO4-) = 10-6. Este valor producto puede alcanzarse por
varias combinaciones de actividades de H+ y HSO4-, Ej. 10-3 para cada uno, 10-2 y 10-4 para
cada par, etc. Como se muestra las relaciones de estabilidad para los minerales son
extremadamente sensitivas a variaciones de H2S. Sin embargo, los límites de equilibrio no
cambian significativamente por variaciones de a(H+) . a(HSO4-) de dos ordenes de
magnitud para cada lado.
Uno de los parámetros contenidos en los diagramas que involucran H2S y SO3 es
oxidación-reducción. Si HSO4- (Ej. SO3) se conserva entre los sólidos, entonces las
concentraciones decrecientes (actividades) de H2S corresponden a oxidación del sistema y
disminución de azufre total. Por otra parte, el aumento de H2S con HSO4- constante,
corresponde a reducción y aumento de azufre total. Analogías inversas se ven al conservar
el H2S y variar a(H+) . a(HSO4-). El efecto de disminuir H2S, sin variar SO3 pueden verse
en las Figs. 5A a 5C. Los resultados obvios son la aparición (Fig. 5B) y expansión (Fig.
5C) de los campos de estabilidad de hematita y magnetita, así como la contracción de los
campos de varios de los campos de sulfuros, excepto covelina (CuS), la cual contiene Cu2+.
DIAGRAMAS DE ESTABILIDAD EMPIRICOS
A presión constante, las relaciones de estabilidad mineral varían en función de la
temperatura y de la composición de la solución. La determinación de esos parámetros es
generalmente una tarea difícil, pero con tiempo, referencias bibliográficas, computación y
medios analíticos apropiados, se pueden calcular muchos de los datos necesarios para
determinar diagramas de estabilidad mineral cuantitativos. El geólogo de exploración
normalmente no tiene las herramientas, ni el tiempo para hacerlo. Sin embargo, el geólogo
de terreno tiene otros métodos con los cuales construir diagramas de estabilidad cualitativos
o esquemáticos. Esos medios son la lupa o microscopio y el conocimiento de las
composiciones minerales. Usando esas herramientas e información, las composiciones
minerales pueden plotearse y se pueden dibujar líneas empíricas en base a relaciones
texturales observadas. Entonces a partir del diagrama de composición mineral, puede
construirse directamente un diagrama de actividad.
Minerales silicatados
Una relación importante existe entre los minerales de composición minera (Ej. Fig. 1B) y
diagramas de actividad (Ej. Fig. 1C), la que facilita el uso empírico de estos últimos para la
interpretación de minerales de alteración. La Tabla 3 muestra las pendientes de varias
líneas de unión entre pares de minerales (Fig. 1B) y los límites de equilibrio acuoso
correspondientes para esos pares (Fig. 1C). La inspección de los dos conjuntos revela una
relación inversa entre ellos. Esta relación matemática entre cambios en moles de
18
Fig. 5. Relaciones de estabilidad entre minerales en el sistema CuO-FeO-SO3-H2S-H2OH+ en la presencia de una solución acuosa a 300ºC y presión de saturación de vapor de
H2O. Calculados usando datos de Bowers et al., (1984). (A) a(H2S) = 10-2 y SO3
conservado entre los sólidos. Las líneas segmentadas muestran los límites impuestos a la
solución por la calcosina (CC) y saturación de pirrotina (PP) estequiométrica (FeS). (B)
Idem que (A) pero a(H2S) = 10-3. (C) Idem que (A) y (B) pero a(H2S) = 10-4. (D) a(H+) .
a(HSO4-) = 10-6 conservando H2S entre los sólidos. La línea segmentada muestra la
transición entre hematita y magnetita. BN: bornita; CC: calcosina; CP: calcopirita; CV:
covelina; HM: hematita; MG: magnetita; PY: pirita.
componentes y pendientes de límites de fases acuosas se ha derivado rigurosamente de
relaciones Gibbs-Duhem (Ej. Korzhinskii, 1959) y demostradas empíricamente (Garrels
and Mackenzie, 1971; Drever, 1988).
Es importante notar que las pendientes de las líneas de unión y límites de equilibrio no
cambian porque ellos están definidos solo por la composición mineral. Sin embargo, la
posición o los interceptos de los límites de equilibrio están delimitados por la constante de
19
equilibrio para la reacción y actividades de sólidos, los que cambian en función de la
temperatura y solución sólida. A menos que un conjunto diferente de líneas de unión sea
aplicable o que el conjunto de minerales cambie, los únicos cambios que ocurrirán en
diagramas de actividad acuosa son en los interceptos de los límites de estabilidad mineral.
Consecuentemente, los únicos requerimientos para la construcción de un diagrama de
estabilidad mineral empírico son: 1) conocimiento de las composiciones minerales y 2)
definición de asociaciones de minerales en equilibrio estable.
Tabla 3. Comparación de pendientes de líneas de unión (columna izquierda) de la Tabla 1
y límites de estabilidad mineral acuosa (columna derecha) de la Tabla 2, para pares de
minerales.
Par de minerales
Caolinita - diásporo
Pirofilita – caolinita
Muscovita – diásporo
Muscovita – feldespato-K
Muscovita – caolinita
Muscovita – pirofilita
Feldespato-K – caolinita
Feldespato-K – pirofilita
∆(K/A)/∆
∆(Si/Al)
0/2
0/2
1/3
1/3
∞ (0,33/0)
-1/3
½
1/1
∆log(H4SiO4)
∆log(K+/H+)/∆
∞
∞
-3
-3
0
3
-2
-1
Se debe seguir el siguiente procedimiento para construir un diagrama de estabilidad mineral
empírico:
1) Determinar los minerales presentes y definir los componentes químicos necesarios para
definir esas fases. Escribir los componentes en términos de un átomo individual del
elemento de interés; Ej. si el catión I tiene una carga de +Z, el óxido componente para
ese catión tendrá la forma de IOZ/2.
2) Escoger algún elemento entre los varios minerales que sirva para “conservarlo” como la
referencia a la que los otros elementos serán comparados en forma de razones molares;
Ej. IOZ/2/AlO1,5 al usar aluminio como referencia.
3) Plotear las composiciones de los minerales comunes de alteración del sistema en
coordenadas ortogonales usando las razones molares del paso anterior. Es importante
incluir todos los posibles minerales en el diagrama de composición, ya sea que ellos
estén o no presentes, a menos que las fases puedan ser eliminadas en base a su ausencia
mientras las restantes fases están presentes.
4) Trazar las líneas de unión entre las composiciones de minerales que se observó juntas.
Para resolver las elección de un par de líneas de unión que no pueden cruzarse, la
progresión entre dos minerales en tiempo o espacio puede definir la línea de unión
apropiada. Notese que cuando dos zonas que contienen distintos minerales se acuñan
una contra la otra, el contacto entre ellas sirve como indicador de línea de unión.
5) Construir los límites de equilibrio como líneas perpendiculares a las líneas de unión de
composición. Los límites de equilibrio partiendo de líneas de unión que radian de un
mineral dado siempre se intersectarán. Esto deriva de la condición lógica que si A = B
y A = C, entonces B = C. Con ésta restricción, los límites de fases perpendiculares a
20
líneas de unión que encierran áreas en el diagrama de composición se intersectarán
mutuamente en esa área.
6) Un área limitada por un conjunto de al menos tres de los límites de fases
“perpendiculares” corresponden al campo de estabilidad de la composición sólida
incluida en esa área. Los ejes de este diagrama dibujado esquemáticamente a partir del
diagrama de composición consistirán en razones de actividad de iones de la forma log
a(Iz) . a-z(H+) donde z es la carga de la especie acuosa I.
La Fig. 6A muestra este procedimiento para el sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O. Las líneas
sólidas en este diagrama son las líneas de unión entre composiciones de minerales vistos y
las líneas segmentadas son los límites esquemáticos de equilibrio. Se puede ver que estas
líneas segmentadas son comparables a los límites de equilibrio mineral de la Fig. 1C. Los
diagramas no son idénticos porque se necesitan las constantes de equilibrio par determinar
la exacta posición de los límites de estabilidad mineral y por tanto el tamaño de los campos
de estabilidad mineral. Sin embargo, las pendientes de estos límites dependen solamente de
la composición de los dos minerales representados y son independientes de la temperatura,
siendo los mismos en los dos diagramas.
Sulfuros y óxidos minerales
Al igual que los minerales silicatados , los diagramas cuantitativos de actividad pueden
construirse para sulfuros y óxidos minerales en base a las composiciones minerales. Para
diagramas esquemáticos de “presión parcial” las composiciones minerales se plotean, por
ejemplo como razones molares S2/Fe y O2/Fe, para las fases minerales y entonces se trazan
las líneas de unión entre minerales compatibles y los límites de estabilidad se dibujan
perpendiculares a las líneas de unión. Las variables de composición en este diagrama de
estabilidad serían a(S2) y a(O2).
Es más complicado dibujar las composiciones de sulfuros y óxidos para derivar un
diagrama esquemático para equilibrio entre fases en términos de log a(Cu+)/a(H+) y log
a(Fe2+)/a2(H+) como variables de composición. Como se mencionó anteriormente se
requieren dos estados de oxidación del azufre en las composiciones minerales para emular
los metales polivalentes cuando ellos se presentan en forma de iones con carga única. Una
de esas especies de azufre se mantiene entre los sólidos, como al aluminio y los silicatos, y
la otra especie sulfurada debe ser “fijada” para eliminarla como variable en el diagrama de
equilibrio. La Tabla 4 presenta composiciones minerales para el sistema Cu2O-FeO-SO3H2S-H2O en términos de esos componentes. La Fig. 6B es un ploteo de esas composiciones
en términos de razones n(Cu+)/n(SO4=) y n(Fe2+)/n(SO4=) conservando SO3 entre los
sólidos. Las razones componentes para los minerales usando esas variables son bastante
diferentes que aquellos obtenidos cuando se usan razones simples de elementos para
describir composiciones de minerales.
Una vez que las composiciones han sido definidas y ploteadas en términos de las variables
apropiadas (puntos en Fig. 6B) se dibujan las líneas de unión entre fases compatibles
basado en observaciones que indican que la pirita coexiste con hematita, calcopirita y
bornita. Entonces se construye un diagrama empírico de “solución-composición” (líneas
segmentadas en Fig. 6B) trazando en ángulo recto a las líneas de unión de composición
21
(líneas sólidas). Las variables acuosas log a(Cu+)/a(H+) y log a(Fe2+)/a2(H+) sustituyen a
las razones de componentes en los ejes apropiados. La similitud entre los diagramas
calculados (Fig. 5B) y esquemático (Fig. 6B) es obvia.
Tabla 4. Composiciones de minerales seleccionados en términos de los componentes
Cu2O-FeO-SO3-H2S-H2O, usando H2S y SO3 para considerar el balance de cargas entre
distintos minerales.
Fase
FeS
FeS2
Fe2O3
Fe3O4
Cu2S
CuS
CuFeS2
CuFeS4
Cu2O
0
0
0
0
0
0,5
0,5
2,5
FeO
1
1
2
3
0
0
1
1
H2S
1
1,75
-0,25
-0,25
1
0,875
1,875
3,875
SO3
0
0,25
0,25
0,25
0
0,125
0,125
0,125
H2O
-1
-1,75
0,25
0,25
-1
-0,875
-1,875
-3,875
Fig. 6. Diagramas de estabilidad mineral construidos como está descrito en el texto. Las
marcas en los ejes de (C) hasta (E) denotan cambios unitarios en variables, excepto para
aquellos de a(K+)/a(H+) en (C) los cuales representan dos unidades. (A) Correlación entre
pendientes de líneas de unión (líneas sólidas de Fig. 1B) y límites de equilibrio de fases
(líneas segmentadas de Fig. 1C) para el sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O(.H+). Comparar con
Tabla 3. (B) Correlación entre pendientes de líneas de unión (líneas sólidas) y límites de
equilibrios de fases (líneas segmentadas de Fig. 5B) para el sistema Cu2O-FeO-SO3-H2SH2O(.H+) usando datos de la Tabla 4 y conservando SO3 entre los minerales. (C) Adición
de a(Fe2+)/a2(H+) al eje a(Mg2+)/a2(H+) en la Fig. 2B usando los límites segmentados de
estabilidad de esa figura. El límite entre magnetita (MG) y pirita (PY) en términos de
a(Fe2+)/a(H+) está colocado en base a asociaciones de minerales de pórfidos cupríferos. (D)
Combinación de las Figs. 2D y 6C con a(K+)/a(H+) correspondiente al límite del feldespatoK + muscovita a 300ºC. El límite magnetita-pirita está puesto igual que en (C). (E)
Combinación de figuras 2D y 6C con a(K+)/a(H+) = 103.5 a 300ºC. Los límites magnetitapirita y magnetita-hematita-pirita corresponden a valores relativamente altos y bajos de
a(H2S) respectivamente. (Figs. 5A y 5C) y están colocados a lo largo del eje a(Mg2+
Fe2+)/a(H+)basado en asociaciones minerales de pórfidos cupríferos.
22
RESEÑA METALOGENICA DE CHILE Y DE LOS PROCESOS QUE
DETERMINAN LA METALOGENESIS ANDINA.
Victor Maksaev J.
Septiembre, 2001
Definiciones Básicas
Metalogénesis:
Término derivado del griego “metaleion” que significa “mina”, el
cual se refiere al estudio de la génesis de depósitos minerales (metálicos o no-metálicos),
con énfasis en sus relaciones espaciales y temporales (espacio-tiempo) con los rasgos
geológicos regionales (tectónicos, petrográficos, etc). Es decir, el estudio de la relación de
los depósitos minerales con su entorno geológico regional.
Provincia Metalogénica: es un área caracterizada por una agrupación de depósitos
minerales o por uno o más tipos característicos de depósitos. Una provincia metalogénica
puede contener más de un episodio de mineralización.
Epoca Metalogénica: Es una unidad de tiempo geológico favorable para la depositación
de menas o caracterizada por una agrupación particular de depósitos minerales. En una
misma área pueden estar representadas varias épocas metalogénicas.
Metalotecto: Término que se refiere a una determinada característica geológica que se
cree que ha jugado un rol en la concentración de uno o más elementos (o sustancias
minerales) y ha contribuido a la formación de depósitos minerales; puede ser estructural,
estratigráfico, litológico, geomorfológico, etc. y puede combinar espacio y tiempo. Ej.
Orógeno Andino, una caldera volcánica, rocas volcánicas jurásicas, una falla regional, etc.
Franja Metalogénica (id. Faja, cinturón.): Término utilizado en Chile por varios autores
(incluyendo este trabajo) debido a un factor de escala. Las franjas metalogénicas existentes
en Chile se ajustan a la definición de Provincia Metalogénica, pero en trabajos previos se ha
considerado a Los Andes como una Provincia Metalogénica dominada por yacimientos
cupríferos. Esto ha llevado a definir en detalle ya sea sub-provincias o franjas
metalogénicas.
Mapa Metalogénico: Mapa a escala regional que muestra la distribución de los depósitos
minerales (metálicos o no-metálicos) sobre una base geológica adecuada para destacar
características relevantes de la mineralización y con una simbología apropiada para indicar
la forma, tipo de mineralización y magnitud de cada depósito (el tamaño de los depósitos se
muestra independiente del nivel de explotación; no es un mapa de recursos mineros). El
propósito de los mapas metalogénicos es proveer una base o punto de partida sólido para
exploraciones mineras regionales.
2
Marco Geotectónico de la Mineralización Andina
La metalogénesis de Chile y en general de la Cordillera de Los Andes está determinada por
el marco tectónico de ésta cadena montañosa, el que corresponde a un margen continental
activo con subducción de corteza oceánica bajo el continente sudamericano. Aunque este
marco tectónico es común a toda la cadena andina, la evolución geológica tiene notables
diferencias a lo largo de ella. Por ejemplo, Los Andes Septentrionales (Colombia y
Ecuador) tienen una historia colisional, con acreción de terrenos alóctonos al borde
continental; ésta es una situación tectónica similar a la de la Cordillera de British Columbia
en Canadá. Por su parte, en los Andes Patagónicos existió el desarrollo de una cuenca
marginal durante el Jurásico y Cretácico y un arco magmático estático.
Los Andes Centrales (02°-45° Lat. S), que son los más relevantes para la metalogénesis
chilena, se consideran como un ejemplo clásico de un orógeno “simple” desarrollado en un
margen convergente de placas (Dewey y Bird, 1970; James, 1971). Esto es una cadena
montañosa no-colisional (sin colisión o acreción de fragmentos continentales o terrenos
exóticos), formada sobre un sistema de subducción de larga vida y activo en la actualidad.
La característica distintiva de esta cordillera respecto a otras cadenas montañosas en el
mundo es la existencia de un enorme volumen de rocas ígneas generadas a lo largo de su
historia geológica. Esto ha hecho que los Andes hayan sido llamados como “una cadena
montañosa magmática” (Zeil, 1979) o un “orógeno volcano-plutónico” (Sillitoe, 1976). La
mayor parte de los depósitos metálicos tienen una relación inherente y temporal con la
actividad magmática y el origen de su contenido metálico se atribuye a procesos
relacionados a la subducción a profundidad.
Una significativa parte de la riqueza mineral de Chile está constituida por varios depósitos
gigantes de tipo pórfido cuprífero, incluyendo los mayores depósitos de este tipo en el
mundo. Algunos, como Chuquicamata o El Teniente contienen > 50 millones de toneladas
de Cu fino, por lo que fueron denominados como monstruosos (“behemotian”) por Clark
(1993), para indicar que son mayores que los pórfidos cupríferos super-gigantes a nivel
mundial. En efecto la mayor parte de la producción cuprífera de Chile proviene de 16
pórfidos cupríferos, 12 en el Norte de Chile y 4 en la Zona Central. Es decir proviene de
unos pocos depósitos gigantes de cobre.
La segunda fuente de cobre chileno proviene de depósitos estratoligados hospedados por
rocas volcánicas del Jurásico y del Cretácico Inferior.
Para comprender la metalogénesis chilena es necesario entender el ambiente tectónico en el
que la mineralización ocurre, la que corresponde a un margen convergente de placas o
margen cordillerano como también se lo ha denominado. Este ambiente corresponde a una
zona de suprasubducción (Nelson, 1996).
El ambiente suprasubducción corresponde a cualquier corteza (que está o estuvo) sobre
una zona de subducción y en el caso andino es corteza continental (Sial). El ambiente
supra-subducción es un ambiente tectónico muy prolífico para la formación de depósitos
metalíferos de origen hidrotermal.
3
La mineralización metálica en el ambiente de supra-subducción está controlada por 3
factores principales, los que son:
Magmatismo Suprasubducción
Estructuras Mayores
Régimen de Tectónica de Placas
Magmatismo Suprasubduccion
El magmatismo asociado a zonas de subducción típicamente se presenta en un frente
paralelo a la zona de subducción con actividad intrusiva y volcánica que constituye el arco
magmático, pero también puede existir magmatismo en trás-arco como el magmatismo
meso-cenozoico de Bolivia y Argentina y en situaciones excepcionales magmatismo de
ante-arco como el existente en los Andes Patagónicos.
En zonas de suprasubducción típicamente se desarrolla una actividad magmática volcanoplutónica de composición calcoalcalina (arco magmático), siendo la composición de los
magmas progresivamente más alcalinos hacia el interior continental. De acuerdo a los
estudios petrológicos los magmas de arco derivan de la fusión parcial del manto
astenosférico, la cual es inducida principalmente por volátiles (agua) y una pequeña
proporción de magmas que son liberados de la placa oceánica en subducción, cuyas rocas
son sometidas progresivamente a condiciones de mayor temperatura y presión al
subductarse, sufriendo metamorfismo, formando nuevos minerales anhidros más estables
en condiciones de profundidad y liberando fluidos. La adición de componentes volátiles en
rocas del manto astenosférico, sometidas a alta temperatura y presión, resulta en su fusión
parcial y los magmas basálticos así generados ascienden debido a diferencia de densidad
con las rocas que los contienen. Procesos subsecuentes de diferenciación (cristalización
fraccionada) y asimilación de rocas suprayacentes (contaminación cortical) dan origen en
último término a las rocas volcánicas o intrusivas ígneas características de los arcos
magmáticos. En posición de tras-arco pueden darse condiciones para la fusión parcial de
materiales corticales, ligadas al desarrollo de fajas corridas y plegadas, dando origen a un
magmatismo peraluminoso.
El magmatismo de ante-arco es raro en zonas de subducción, debido a que el ante-arco
corresponde normalmente a una zona de bajo gradiente geotérmico. Sin embargo, en
Aysén existe un magmatismo de ante-arco ligado a la subducción de la Dorsal de Chile.
Esta es una situación excepcional donde el flujo calórico anómalo deriva de una dorsal
activa en subducción.
El magmatismo en zonas de suprasubducción provee calor, fluidos y metales. La fuente de
los metales asociados a los magmas pueden corresponder a corteza oceánica subductada, la
cuña de manto astenosférico sobre la placa en subducción y a rocas de caja a lo largo del
camino de ascenso del magma y de los fluidos hidrotermales circulantes.
4
La mineralización en regiones de convergencia de placas es típicamente de tipo
hidrotermal y está asociada espacial y temporalmente con actividad ígnea intrusiva o
extrusiva de naturaleza calco-alcalina (Ej. Hedenquist y Lowerstern, 1994). En ambiente
intrusivo la mineralización es comúnmente de tipo pórfido y existen abundantes
evidencias para indicar que los fluidos mineralizadores han derivado directamente de
magmas hidratados en cristalización. Por otra parte, en muchos sulfuros masivos y
depósitos tipo veta en rocas extrusivas y sedimentos volcanogénicos los fluidos
mineralizadores pueden haber sido derivados de aguas subterráneas meteóricas o de origen
marino. A pesar de un origen no magmático de estos últimos fluidos, los magmas
hidratados juegan un rol importante en la formación de los depósitos y en muchos casos las
intrusiones en profundidad proveen el contenido metálico, aparte de ser la fuente de la
energía térmica que permite la circulación de los sistemas convectivos de fluidos.
El volcanismo explosivo, el cual crea amplios sistemas de fracturas (Ej. Calderas
volcánicas) y otras condiciones geológicas que conducen a sistemas de circulación de
fluidos a gran escala pueden ser ligados directamente al gran aumento de volumen que
necesariamente se produce en cuerpos de magma hidratado en cristalización en zonas
someras de la corteza (Burnham, 1979).
Por lo tanto, existe una relación, ya sea directa e indirectamente, entre mineralización
hidrotermal y magmas hidratados con la composición apropiada, en cualquier parte en que
ese tipo de magmas se hayan emplazado a niveles someros como para causar
fracturamiento al solidificarse.
ESTRUCTURAS MAYORES
En la corteza superior las estructuras “frágiles” o aquellas de la transición frágil - dúctil
pueden actuar como conductos de fluidos, zonas permeables para depositación de minerales
y/o como control de intrusión de magmas, por lo tanto ejercen un importante control
metalogénico (Ej. Kutina, 1998). Existen estructuras ligadas a la subducción las que son
paralelas al sistema de fosa oceánica (trench-linked faults) estas pueden ser fallas normales
como las que limitaron la cuenca de trás-arco que existió durante el Jurásico y Cretácico
Inferior en Chile o fallas transcurrentes que acomodan esfuerzos de cizalle que se
desarrollan a lo largo del arco magmático y que están ligados a períodos de convergencia
oblicua de placas como los Sistemas de Falla de Atacama y de Falla de Domeyko en el
norte de Chile y el Sistema Liquiñe – Ofqui en el sur de Chile. También pueden existir
estructuras paralelas al arco resultantes de la acreción de terrenos alóctonos (suturas), pero
este no es un fenómeno característico de Los Andes Centrales del Meso-Cenozoico, aunque
fallas mayores o suturas que limitan terrenos acrecionados son comunes en Los Andes
septentrionales (Ecuador, Colombia) y existirían suturas en el basamento Paleozoico de Los
Andes, ya que la evolución geológica pre-Andina involucró la accreción de terrenos
alóctonos.
Por otra parte, asociadas a la subducción se desarrollan estructuras transversales, normales
al arco, que Corbett y Leach (1998) denominaron fallas de transferencia. Estas
5
estructuras acomodan variaciones de manteo y de razones de convergencia a lo largo de
segmentos de la zona de subducción. Existen también sistemas conjugados de fallas de
transferencia asociados a convergencia ortogonal y que se desarrollan en ángulo respecto a
la zona de subducción.
Un margen continental activo como el Andino posee también estructuras heredadas (preAndinas) las que están en posiciones oblicuas a la cadena. El rol específico de este tipo de
estructuras es discutible, pero ciertamente ellas también pueden actuar como conductos de
fluidos, zonas permeables para depositación de minerales y/o como control de intrusión de
magmas, tal como lo sugieren Tosdal y Richards (2001) para los pórfidos cupríferos. De
hecho, las estructuras pre-Andinas que son visibles como lineamientos mayores de rumbo
NW en la Cordillera Argentina parecen ejercer un control en la ubicación de centros
volcánicos recientes a lo largo de Los Andes y es probable que ejercieran un rol similar en
la localización de sistemas de tipo pórfido cuprífero en el pasado.
REGIMEN DE TECTÓNICA DE PLACAS
La tectónica de placas es dinámica y la interrelación entre placas es continuamente variable
en espacio y tiempo debido a una serie de factores, los que se revisan a continuación.
Angulo de subducción: Actualmente en Los Andes existe una marcada segmentación
tectónica que coincide con variaciones del manteo de la zona de Benioff a lo largo de la
zona de subducción (Barazangi e Isacks, 1976; Jordan et al., 1983). La coincidencia de las
variaciones de la geometría de la placa de Nazca descendente y cambios en la fisiografía y
geología a lo largo de Los Andes es notable. En Chile esto se traduce en la existencia de
dos zonas con volcanismo activo (desde los 27°S hacia el norte y desde los 33°S hacia el
sur) ambas sobre segmentos de la zona de subducción con 30° de manteo y separadas por
el segmento entre los 27° a 33° en el que la zona de subducción mantea entre 2° a 15°
(subducción plana) sin volcanismo activo (Thorpe et al., 1982). Los distintos segmentos
actuales tienen características muy distintas en cuanto a morfología y tectónica (Jordan et
al., 1983). La variaciones de ángulo de subducción también deben haber existido en el
pasado y pueden haberse reflejado en las características tectónicas y metalogénicas de los
distintos segmentos de Los Andes. Sillitoe (1974) identificó 16 límites transversales de
segmentos tectónicos a lo largo de la cadena andina y atribuyó las variaciones
longitudinales en la naturaleza de las franjas metalogénicas a la segmentación tectónica de
esta cadena montañosa.
Vector de convergencia: la convergencia ortogonal (recta) es la más eficiente en los
sistemas de subducción y hay una tendencia del sistema mundial de placas a reorganizarse
para mantener esa configuración (Ej. Scotese y Rowley, 1985), pero durante la larga
historia de convergencia continua de placas en zonas de subducción individuales es
probable que se produzcan períodos de convergencia oblicua y que se desarrollen sistemas
de fallas transcurrentes. Estos sistemas de fallas transcurrentes son actualmente
reconocidos como un proceso común en la mayor parte de arcos magmáticos en ambiente
cordillerano (Ej. Jarrard, 1986; Sylvester, 1988; Holly y School, 1989; Busby-Spera y
6
Saleeby, 1990; Saint Blanquat et al., 1998). Las fallas transcurrentes ligadas a la
subducción se nuclean y se desarrollan en la zona débil a lo largo del arco magmático
(debilitamiento termal de la litosfera por el calor adicionado por el magmatismo) y
acomodan el componente de desplazamiento horizontal en márgenes continentales activos
durante períodos de convergencia oblicua (Woodckock, 1986; Beck, 1986; Busby-Spera y
Saleeby, 1990). Por lo tanto fallas transcurrente y deformación de cizalle asociada se
concentran a lo largo de la zona debilitada dentro del arco magmático relacionado a
subducción. Esto es consistente con los modelos teóricos de Fitch (1972), Walcott (1978),
Dewey (1980), Beck (1983, 1986), Saint Blanquat et al. (1998), Cembrano et al. (1997),
etc.
Razones de convergencia: éstas varían en el tiempo, lo que se traduce en variaciones de la
posición y ancho del frente magmático. Por ejemplo entre los 26 y 4 Ma (anomalías
magnéticas 8 a 3; Cande, 1983) están documentadas máximas razones de convergencia
recta entre la placa de Nazca y el continente Sudamericano (del orden de 12 cm/año). Esto
coincidió con una notable expansión del arco magmático Mioceno, el que alcanzó hasta 350
km de ancho desde Chile oriental hasta extensas áreas de Argentina y Bolivia. La
reducción de las tasas de convergencia en el Plioceno fue acompañada por la restricción del
magmatismo al límite entre Chile y Bolivia - Argentina. Las razones de convergencia
tampoco son homogéneas a lo largo de una zona de subducción, las diferencias de
velocidad son acomodadas en la placa oceánica por las fallas de transformación
(transform faults) normales a las dorsales, mientras que en el continente deberían ser
acomodadas por las fallas de transferencia normales u oblicuas a la subducción (Corbett y
Leach, 1998).
Erosión por subducción: Las rocas pertenecientes al arco magmático del Jurásico a
Cretácico Inferior en Chile se encuentran en el borde continental Sudamericano
relativamente cercanas a la profunda fosa oceánica que bordea el margen activo del
continente. Es improbable que el mencionado arco magmático se halla generado en el
borde continental mismo, porque hoy existe una distancia del orden de 240 Km entre la
posición de la fosa y el eje del arco magmático activo. Consecuentemente, es altamente
probable que parte del borde continental haya sido erosionado por subducción como
resultado de las condiciones de esfuerzo compresivo existentes en el margen activo desde el
Cretácico Superior (subducción tipo Chileno). La subducción de sedimentos ha sido
documentada por estudios geofísicos de la Fosa de Chile-Perú (Ej. Kulm et al., 1977;
Schweller et al., 1981; Hilde, 1983) y por estudios de 10Be en lavas recientes de arco
(Brown et al., 1982; Tera et al., 1986; Morris et al., 1987). Esto se considera una parte
esencial de los modelos modernos de márgenes convergentes (Ej., Cloos y Shreve, 1988).
Sin embargo, también deben haberse subductado bloques de rocas continentales arrastradas
en la zona de subducción, al menos hasta donde su flotabilidad haya superado el arrastre
descendente. Stern (1988, 1989) atribuyó a la erosión por subducción la participación de
materiales corticales en la génesis de magmas de la zona volcánica sur de Los Andes y
atribuyó al aplanamiento de la zona de subducción un incremento de la participación de
estos materiales en la génesis magmática, sugiriendo que esos procesos no solo eran
importantes para definir las características de los magmas eruptados en el frente volcánico
actual entre los 33° y 34°S, sino que también en la génesis de los pórfidos cupríferos del
7
Mioceno Superior-Plioceno presentes en esta zona. Aunque las interpretaciones de Stern
(op. cit.) son controvertidas, no es posible desligar el efecto de materiales corticales
subductados en la actividad magmática de márgenes convergentes erosivos como el
chileno.
En otros sectores de Los Andes y en otros márgenes convergentes se desarrollan prismas de
acreción, pero esta característica está ausente de Los Andes centrales actuales, de modo que
no es necesario extenderse en este aspecto.
Subducción de Dorsales y otras estructuras del fondo oceánico: Un ejemplo clásico de
esta situación es la subducción de la activa Dorsal Chilena en Los Andes de la Patagonia
donde hay alto interés por conocer los efectos de esta situación tan particular. Sin embargo,
dorsales antiguas inactivas o alineamientos de islas y montes submarinos como el Cordón
de Juan Fernandez (Vergara, 1997) podrían también tener efectos significativos en la
geología y el magmatismo en la zona central de Chile y se ha sugerido incluso una posible
relación con la génesis de los pórfidos cupríferos del Mioceno Superior – Plioceno de la
zona central de Chile (Stern y Skewes, 1997). Esta posibilidad no se puede descartar, pero
es difícil establecer su importancia real.
Condiciones de esfuerzo en el margen convergente: Los trabajos comparativos de zonas
de subducción de Uyeda y Nishiwaki (1980) y Uyeda (1987) mostraron que existen dos
tipos extremos de zonas de subducción en las cuales existe marcada diferencia en las
condiciones de esfuerzo dominantes y en su metalogénesis. La denominada subducción
tipo Mariana (por el arco de las Marianas en el Pacífico occidental) donde existen
condiciones no compresivas, alto ángulo de subducción y desarrollo de una cuenca
marginal de trás-arco y en contraposición la subducción de tipo Chileno, compresiva, con
erosión por subducción, desarrollo de una faja de pliegues y fallas trás-arco. En márgenes
tipo Mariana están dadas las condiciones para la generación de depósitos exhalativos
submarinos como los Kuroko de Japón, mientras que los márgenes tipo Chileno son
favorables para la generación de pórfidos cupríferos. La subducción de tipo Chileno
imperante en la actualidad en Los Andes Centrales es una situación que se mantiene desde
el Cretácico Superior, mientras que durante el Jurásico y Cretácico Inferior habría imperado
un sistema de subducción más afín con la subducción tipo Mariana (Davidson, 1987; Boric
et al., 1990).
MAGMATISMO Y MINERALIZACIÓN
Considerando que en zonas de convergencia de placas la metalogénesis está fuertemente
interrelacionada con la actividad magmática, sobre todo al emplazamiento de cuerpos
intrusivos, es adecuado revisar cual es la relación existente entre granitoides y
mineralización metálica. Aquí se aprovecha una excelente revisión del tema realizada por
Richard H. Sillitoe, de modo que una parte de la sección a continuación de este texto es
una traducción libre del trabajo de Sillitoe (1996), Granites and Metal Deposits,
Episodes, V. 19, pp.126-133, con algunos agregados referidos en el texto.
8
Los granitoides incluyendo las intrusiones de pórfido asociados, están espacial, temporal y
genéticamente asociados a muchos de los depósitos mayores a nivel mundial. Casi todo el
Mo, Sn y W están asociados a granitoides, muchos depósitos de metales raros (Ta, Nb, Bi,
Be, Zr, Ga, REE), más del 60% de los recursos de Cu y hasta 10% del Fe, Au, Zn, Pb, Ag,
y U, así como todo o muchos de varios metales menores (Bi, Cd, Sb, Te, Re, In, Sc) se
presentan dentro y alrededor de plutones o stocks emplazados principalmente en el
ambiente epizonal, es decir entre 1 y 5 km de profundidad desde la superficie de la tierra.
Adicionalmente, los intrusivos graníticos (en sentido amplio) pueden haber sido la fuente
de metales de otros ambientes, incluyendo depósitos epitermales asociados a rocas
volcánicas subaéreas, sulfuros masivos volcanogénicos generados en el fondo oceánico o
inmediatamente bajo él, y depósitos de oro diseminado de reemplazo (tipo Carlin)
hospedados por rocas sedimentarias.
Tipos de magmas y metales correspondientes
La mayor parte de los metales considerados aquí están relacionados a granitoides de
carácter calcoalcalino de bajo- a alto-K o carácter alcalino, los cuales varían en
composición entre metaluminosos a peraluminosos y cubren un amplio rango de contenido
de sílice (diorita a granito, en sentido estricto). Los controles fundamentales que controlan
los contenidos metálicos de las menas asociadas son la composición, grado de
fraccionamiento y estado redox de los magmas (Blevin y Chappell, 1992). El
fraccionamiento en suites graníticas involucra una variedad de procesos ígneos, de los
cuales la cristalización fraccionada parece ser la más importante (Lehmann, 1993).
La clasificación de granitos en Tipo I y Tipo S, la cual refleja la naturaleza de la fuente del
magma (Blevin y Chappell, 1992), o Series Magnetita o Ilmenita, que describe el estado
de redox de las rocas mismas (Ishihara, 1981), puede ser usada como base para una
subdivisión metalogénica mayor. Esencialmente todos los intrusivos de Tipo S pertenecen
a la Serie Ilmenita, mientras que los de Tipo I incluyen a los de la Serie de Magnetita y, en
forma menos común, rocas de la Serie Ilmenita (Ishihara, 1981). Los granitos Tipo A
(Collins et al., 1982) han generado mineralización de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb),
pero pocos depósitos mayores.
Dioritas cuarcíferas, granodioritas y monzonitas cuarcíferas, con poco fraccionamiento y
del Tipo I/ Serie de Magnetita así como sus contrapartes alcalinas pueden originar
depósitos mayores de Cu, Mo y/o Au como los que se encuentran en Chile. La razón
Cu/Mo de los depósitos típicamente decrece con el grado de fraccionamiento. El extremo
se alcanza en los depósitos de tipo pórfido de Mo de tipo Climax, los que son deficientes en
Cu, están enriquecidos en W, Sn, Ta, Nb y F y se asocian a pórfidos riolíticos alcalinos de
alta sílice (>75% en peso; Carten et al., 1993).
Los magmas altamente oxidados parecen favorecer la concentración de Au (Ej. pórfidos de
Au de Maricunga), aunque rocas graníticas relativamente reducidas de Tipo I parecen
asociarse con algunos tipos de depósitos de oro (Ej. skarns ricos en Au; Meinert, 1993).
9
Mientras que los intrusivos félsicos más evolucionados y reducidos de Tipo I tienden a
estar pobremente mineralizados.
En contraste, granitos fraccionados y relativamente reducidos del Tipo-S o de la Serie
Ilmenita se asocian típicamente con depósitos de Sn ± W (wolframita). Sin embargo,
Blevin y Chappell (1995) enfatizan que estos depósitos pueden ser los productos de
granitos de tipo I o S siempre que haya un apreciable fraccionamiento por cristalización de
plagioclasa durante la consolidación de la suite magmática relacionada. El fraccionamiento
extremo de magmas de Tipo I o S bajo la influencia de un alto contenido de volátiles (F, B,
P) puede conducir a la formación de granitos y pegmatitas con topacio y mica de Li, los que
pueden contener concentraciones comerciales de metales raros.
La correlación general entre razones de metales en depósitos y la composición de sus rocas
graníticas asociadas provee una fuerte evidencia que los magmas graníticos son la fuente
directa de los metales, tal como está implícito en la ya antigua teoría magmáticohidrotermal de formación de menas (Ej. Lindgren, 1933). Los depósitos metálicos pueden
ser generados por procesos magmáticos normales y no se necesita un magma
inicialmente enriquecido en metales, aun en el caso del Sn (Lehmann, 1990). Un
corolario sobre una fuente magmática de los metales es que la formación de menas
normalmente no resulta de la lixiviación y reconcentración de metales desde las rocas
huéspedes de las intrusiones graníticas por aguas subterráneas o aguas de formación
calentadas.
Las intrusiones reducidas favorecen la concentración hidrotermal de Sn, el cual no entra en
los sulfuros magmáticos e ilmenita que cristaliza temprano en la historia de enfriamiento de
tales cámaras magmáticas (Ishihara, 1981). En contraste los magmas oxidados inhiben la
precipitación de sulfuros magmáticos y el consecuente secuestro del cobre y oro, los cuales
por lo tanto permanecen disponibles para particionarse en el fluido hidrotermal (Candela,
1989; 1991).
Marcos Tectónicos
La mayoría de los depósitos metálicos relacionados a granitoides se localizan dentro de
arcos magmáticos o en posición de trás-arco, aunque también se presentan en sectores de
colisión e intra-placa. La intrusión y la concentración de metales estaría favorecida por
regímenes tectónicos distensivos o zonas de dilatación dentro de marcos globales
compresivos.
Muchos depósitos de Fe, Cu y Au relacionados a intrusivos se encuentran en arcos
cordilleranos (márgenes activos continentales) o arcos de islas generados durante la
subducción de litosfera oceánica. En efecto, para la generación de depósitos mayores se
requieren contribuciones subcorticales a los magmas parentales, incluyendo H2O, Cl, S y
metales. Varios depósitos mayores de Au y Cu-Au en los arcos de islas del Pacífico oeste y
de otras partes del mundo se formaron a partir de intrusiones emplazadas inmediatamente
después de eventos de colisión que produjeron la inversión de la polaridad de la subducción
10
y posiblemente una amplia fusión parcial de la parte superior de placas desprendidas en
hundimiento (stalled plates). Sin embargo, unos pocos depósitos de Fe y Cu también se
forman en marcos tectónicos de extensión intra-placa, como lo ejemplifica Olympic Dam
en el sur de Australia.
Los depósitos mayores de Zn-Pb-Ag se presentan típicamente en sectores donde cuerpos
intrusivos cortan a secuencias sedimentarias normalmente a lo largo del sector interno de
arcos cordilleranos (cuencas de trás-arco en márgenes continentales activos). Los depósitos
de Mo ± Cu también se presentan en terrenos correspondientes a arcos magmáticos, pero
los depósitos mayores de tipo pórfido Mo (±W) de tipo Climax fueron generados en
posiciones de trás-arco durante modesta extensión de la corteza continental.
La contaminación cortical de magmas, inferida a partir de características tales como altas
razones iniciales de isótopos de Sr y presencia de circones heredados, es más evidente en
granitos asociados con Sn, W, U y metales raros, de ahí que estos se asocien con marcos
tectónicos compresivos de trás-arco (fajas corridas y plegadas o “fold-thrust belts”) como
en Bolivia y Perú (Sn) y en los Territorios del Noroeste en Yucón, Canadá (W) o zonas de
colisión continental como en la faja Hercínica de Europa (Sn, U), sur de China (Sn, W) y la
faja de Damara en Namibia (U). Magmatismo intraplaca, generado por actividad de
“plumas” del manto, como en Brasil y Nigeria se asocian también con mineralización de
metales litófilos.
Concentración de metales
Generalmente la extracción de metales y otros elementos desde magmas ocurre mediante la
exsolución de una fase fluida acuosa. Cuando un magma se aproxima a la superficie se
puede producir la exsolución de los volátiles contenidos en este (mayoritariamente H2O,
pero también CO2, SO2, H2S, HCl, HF) en una fase acuosa en respuesta al descenso de la
presión, lo que se ha denominado primera ebullición (first boiling), ahora bien cuando un
magma hidratado comienza a cristalizar la fase fundida residual se sobresatura en fluidos y
se produce también la exsolución de una fase acuosa, lo que se denomina segunda
ebullición (second boiling) o ebullición retrógrada, porque se produce en respuesta al
descenso de temperatura. Además, la fase fluida acuosa a altas temperaturas por razones
termodinámicas se separa en una fase líquida salina y una fase vapor diluida. La eficiencia
del transporte de la mayoría de los metales está controlada por el contenido de cloro de la
fase fluida porque los metales de interés forman complejos solubles con iones de Cl. Las
excepciones probables son el W y Mo, transportados como complejos hidroxiácidos.
Algunos metales raros también son excepcionales, especialmente Ta y Li, los que alcanzan
concentraciones comerciales por cristalización directa de minerales de magmas altamente
evolucionados.
La partición de Cu en una fase fluida (tanto vapor como un líquido hipersalino) es más
eficiente a profundidades someras (aproximadamente 3-4 Km) a partir de magmas félsicos
hidratados con altas razones Cl/H2O (Candela y Piccoli, 1995).
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Para que un depósito metálico se forme en la parte apical de un plutón granítico, los fluidos
con contenido metálico deben primero concentrarse en la porción superior de una cámara
magmática, posiblemente por procesos de revuelta convectiva y cristalización en las
paredes laterales de la cámara. La introducción de fluidos también puede ser el resultado
de la intrusión de un magma máfico en la parte inferior de una cámara magmática félsica
(Ej. Carten et al., 1993). El fluido entonces debe ser canalizado efectivamente hacia arriba
a través de la columna magmática. Esto requiere permeabilidad en la cámara magmática, lo
cual es favorecido por el alto contenido inicial de agua y otros volátiles concentrados, bajo
grado de cristalización y bajas presiones, o sea profundidades someras (Candela, 1991).
Los contactos intrusivos, fallas y litologías favorables constituyen medios efectivos para
enfocar el ascenso de fluidos magmáticos más allá de la cámara magmática.
Parte del magma y fluidos son introducidos a partir de la cámaras magmáticas parentales a
través de las cúpulas, en las cuales los sistemas de pórfidos usualmente tienen la forma de
cilindros subverticales que son más altos (>2 Km) que anchos. Se estima que cámaras
magmáticas con volúmenes tan pequeños como 15 Km3 pueden liberar suficiente fluido
magmático para generar pórfidos cupríferos de tamaño moderado en sus cúpulas (Cline,
1995), aunque se supone que se requieren volúmenes iniciales de unas 20 veces más
grandes para depósitos de Sn (Lehmann, 1990). Los depósitos mayores de metales se
favorecen por el ascenso focalizado de fluido a través de una o más cúpulas. La rápida
cristalización/ enfriamiento del magma en esas cúpulas origina la característica textura
porfírica (Burnham, 1979). La liberación de energía mecánica durante el escape de fluidos
genera enrejados de fracturas (stockwork o sheeted-vein), incluyendo brechas
hidrotermales, los cuales proveen sitios para la depositación de los metales (Burnham,
1979).
La depositación de metales en forma de sulfuros (Cu, Mo, Pb, Zn, Ag, Bi, Sb), óxidos (Fe,
Sn, W), fluorcarbonatos (REE) o metal nativo (Au), se produce por la desestabilización de
sus complejos iónicos solubles en medios acuosos, más comúnmente complejos iónicos
clorurados. La desestabilización es inducida por enfriamiento, reacción con las rocas de
caja en y alrededor de la cúpula y, sobre todo, por la mezcla con aguas subterráneas
marginales. La precipitación secuencial de metales origina la zonación a escalas de
depósitos y de distritos. Los ejemplos incluyen: incremento hacia fuera en Mo/Cu y
Mo/Au e incremento hacia arriba de Au/Cu en muchos pórfidos cupríferos ricos en Au
(Sillitoe, 1993) y concentración de Zn-Pb±Ag en la periferia de depósitos y distritos de Cu,
Mo, W y Sn.
Los estudios de inclusiones fluidas primarias en cuarzo y minerales asociados de depósitos
minerales asociados a granitoides revelan que la mayor parte de los metales han sido
introducidos como componentes de soluciones cloruradas ricas en Na-, K- y Ca- a
temperaturas en el rango de 550º-300ºC. Los fluidos más diluidos y fríos son generalmente
responsables solo de mineralización tardía y periférica (Roedder, 1984). Los microanálisis
revelan que los líquidos hipersalinos contienen varios cientos a miles de ppm de metales de
mena (Heinrich et al., 1992; Bodnar, 1995). Además, resultados recientes señalan que las
razones Au/Cu de las soluciones hipersalinas primarias de alta temperatura es idéntica a la
razón Au/Cu en dos de los mayores depósitos de Cu-Au (Bajo La Alumbrera, Argentina y
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Grasberg, Indonesia). Esto indica que el contenido metálico global de estos depósitos está
controlado primariamente por la composición del fluido magmático aportado, el cual a su
vez probablemente está controlado por el proceso de cristalización de una cámara
magmática subyacente (Ulrich et al., 1999). Las inclusiones fluidas muestran consistentes
evidencias para el atrapamiento simultáneo de una solución salina (salmuera) y una fase
vapor coexistente.
Los microanálisis identifican dos grupos de elementos con
comportamiento geoquímico drásticamente diferente. El Na, K, Fe, Mn, Zn, Rb, Cs, Ag,
Sn, Pb, y Tl son particionados preferentemente en la fase líquida (probablemente como
complejos clorurados), mientras que el Cu, As, Au (probablemente como complejos HS) y
B se particionan selectivamente en la fase vapor. Esto indica que la separación de fases
fluidas probablemente es un proceso mayor, previamente subestimado, en la diferenciación
química contribuyendo al extremo rango de enriquecimiento selectivo en sistemas
magmático-hidrotermales, desde plutones profundos, a través de estilo pórfido y depósitos
de greisen, hasta mineralización epitermal y fumarolas volcánicas (Heinrich et al.,1999).
Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno confirman que los fluidos tempranos
fueron derivados del magma. Evidencias recientes indican que tanto la alteración potásica
como la fílica pueden ser producidas simultáneamente por fluidos de derivación magmática
cuyas composiciones difieren por la separación de fases (liquido, vapor) y no siempre la
alteración fílica corresponde a un evento sobreimpuesto relacionado a la mezcla de fluidos
magmáticos y meteóricos. Aunque hay evidencias isotópicas (O y H) que indican que los
fluidos tardíos en las partes más someras y distales de depósitos o distritos muestran
evidencias de mezcla de componentes magmáticos con hasta 50% de agua meteórica
(Taylor, 1979).
Tipos de Depósitos
La mayor parte de los depósitos metálicos generados a partir de fluidos magmáticos pueden
ser asignados a seis tipos mayores, los cuales pueden ocurrir solos o en varias
combinaciones. Los más grandes, alcanzando a varios miles de millones de toneladas de
mineral, son los de tipo pórfido, mientras que los menores son vetas, generalmente de
menos de 10 millones de toneladas. Skarn mayores, reemplazo de carbonatos, greisen y
depósitos hospedados por brechas son típicamente de tamaño intermedio.
Depósitos tipo Pórfido: contienen principalmente Cu, Mo y/o Au, están centrados en
stocks de pórfidos cilíndricos, desde menos de 100 m hasta varios Km de diámetro, que
corresponden a apófisis porfíricas sobre cúpulas del techo de plutones graníticos. Los
stocks son típicamente multi-fase en carácter (varias intrusiones sucesivas), con las leyes
mayores comúnmente en las intrusiones porfíricas más tempranas y, en algunos depósitos,
también en las rocas de caja (Ej. El Teniente donde el >70 % de la mineralización de CuMo está en andesitas miocenas encajadoras). Pórfidos con mineralización más pobre
intruyen durante y después de la alteración e introducción de metales principales
(Gustafson y Hunt, 1975; Carten et al., 1988; Sillitoe, 1993). Mucho del metal en pórfidos
se presenta en stockworks multidireccionales de venillas de cuarzo-sulfuros que acompañan
a alteración potásico-silicatada tipificada por biotita post-magmática y feldespato-K.
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Alteración sericítica, definida por cuarzo, sericita y pirita, comúnmente se sobreimpone
sobre toda o parte de la zona potásica y en muchos casos produce la remoción parcial o
total de metales.
Depósitos de Skarn: se forman por la conversión de rocas carbonatadas a silicatos de
calcio y magnesio con contenido de metales al lado o cerca de intrusivos graníticos. Las
intrusiones pueden hospedar depósitos tipo pórfidos o ser estériles. Las asociaciones de
silicatos de progrado, principalmente granate y piroxena en sistemas cálcicos, son
normalmente deficientes en metales, mientras que las etapas retrógradas tardías introducen
la mayor parte de los metales junto con asociaciones hidratadas conteniendo minerales
como actinolita, biotita, muscovita, clorita, talco y carbonatos (Einaudi et al., 1981). Todos
los metales concentrados por fluidos magmáticos están localizados por combinaciones de
litologías favorables y fallas. Consecuentemente son comúnmente estratoligados, pero
parcialmente tipo veta o controlados por fracturas.
Depósitos de Reemplazo de Carbonatos: Se generan donde rocas carbonatadas
interactúan con fluidos magmáticos diluidos, más allá del frente de skarn, y las calizas
huéspedes o mármoles son reemplazados directamente por sulfuros masivos o semimasivos. Depósitos de Sn y Zn-Pb-Ag son comunes en depósitos de reemplazo de
carbonatos, los cuales pueden ocurrir como extensiones distales de cuerpos de skarn
(Einaudi et al., 1981). Mantos estratoligados interconectados con chimeneas subverticales
son configuraciones típicas de los depósitos de reemplazo de carbonatos. Los intrusivos
fuentes normalmente no ocurren dentro de 500 m de los depósitos de reemplazo de
carbonatos, aunque diques de pórfidos usualmente ocupan las fallas controladoras de la
mineralización. Los depósitos auríferos del distrito Agua de la Falda (mina Agua de la
Falda y depósito Jerónimo) en la III Región de Chile corresponderían a depósitos de
reemplazo de carbonatos (Gale, 2000).
Depósitos de Greisen: contienen Sn, W (como wolframita) y a veces Mo, Bi o Be,
acompañados de metales base paragenéticamente tardíos. La mineralización se presenta
diseminada en rocas alteradas pervasivamente correspondientes a cúpulas de intrusiones y
sus rocas de caja contiguas. Existe una relación estrecha con sistemas de vetillas
dominadas por cuarzo en sistemas de stockwork o sheeted-vein. La alteración de greisen se
compone de cuarzo y mica blanca, acompañada de topacio, fluorita y/o turmalina. Los
Greisen tienen transiciones a pórfidos, skarn y depósitos de reemplazo de carbonatos.
Vetas auríferas en batolitos jurásicos en la Cordillera de la Costa de Chile central presentan
asociaciones de minerales de tipo Greisen.
Cabe señalar, que muchos programas de exploración por sondajes han perforado prospectos
con alteración similar a greisen en la creencia que se trataba de una alteración marginal de
pórfidos de Cu o Mo. La mayoría de estas perforaciones encontraron una delgada cubierta
con contenido anómalo de cobre sobre una roca intrusiva fresca a profundidad. Estas zonas
parecen originarse a partir de intrusivos de emplazamiento profundo que absorbieron
(incorporaron) fluidos para producir una cubierta con intensa alteración de cuarzomuscovita, a menudo con ortoclasa rosada. Esta alteración se extiende unos 50 a 100 m
hacia el interior de los contactos de la roca intrusiva y las rocas de caja. Todos los
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minerales máficos en la zona alterada se transforman a muscovita y su contenido metálico
reaparece en la cubierta sobreyacente que puede contener hasta 5% de sulfuros como pirita
y calcopirita comúnmente acompañadas de molibdenita, galena o esfalerita. Estos sistemas
no presentan fluorita o topacio como los pórfidos molibdeníferos y no constituyen un
verdadero greisen con fluorita, topacio, scheelita y otros minerales característicos formados
a partir de fluidos que migran hacia fuera de un plutón. Ejemplos de este tipo de alteración
son frecuentes y ampliamente distribuidos (Catheart Mountain, Maine), pero no se conoce
depósitos de cobre económicos formados por este proceso (Williams y Forrester, 1995).
Depósitos de Brechas: comúnmente comprenden chimeneas de gran extensión vertical
que se desarrollan tanto dentro de intrusivos o en las rocas de caja sobreyacentes. La
mayor parte de los minerales de mena, ya sea cementan la brecha o impregnan la matriz
constituida por roca molida. Las porciones marginales de chimeneas de brecha, adyacentes
a zonas de fracturamiento laminado (sheeted) son los lugares favorables para la
concentración de menas. Brechas cupríferas se presentan dentro de y alrededor de pórfidos
cupríferos o independientes de estos, pero las brechas pueden contener uno o más de otros
metales contenidos (Sillitoe, 1985). Los depósitos de Río Blanco y Los Bronces en la
Cordillera de Chile central son particularmente pródigos en cuerpos de brecha, de hecho en
Los Bronces (Disputada de Las Condes) se explota un complejo de brechas mineralizadas
con matriz de turmalina.
Vetas: normalmente están controladas por fallas de alto o moderado ángulo de manteo que
cortan intrusivos y/o sus rocas de caja. Las vetas mayores pueden extenderse hasta varios
Km en su corrida y 1 Km en profundidad por el manteo. Las vetas pueden estar
acompañadas de otros tipos de depósitos, pero las más grandes se presentan solas.
Históricamente las vetas de alta ley fueron la fuente principal de metales, tal como de Cu en
el norte de Chile hasta principios de este siglo y Sn en Cornwall, Inglaterra, pero hoy su
importancia económica es menor.
Depósitos de Metales Principales
Hierro
Chile posee grandes depósitos de hierro relacionados a intrusiones albianas, pero estos son
enanos al compararlos con las enormes formaciones de hierro bandeado como las Itabiritas
de Brasil. Los depósitos más grandes de hierro relacionados a intrusiones, consistentes
principalmente en magnetita, se pueden separar en dos grandes categorías posiblemente
transicionales: skarn ferríferos convencionales, como Marcona en Perú y los cuerpos
hospedados por rocas ígneas como Kirunavaara en Suecia o los depósitos magnetita-apatita
de la franja ferrífera chilena de la Cordillera de la Costa del Norte Chico. Desde hace
tiempo que existe una clásica controversia, no conclusiva, respecto al origen de los
depósitos de magnetita-apatito pobres en titanio como los existentes en Chile. Algunos
autores (Ej. Nyström and Henriquez, 1994, 1995) postulan que muchos de estos depósitos
se derivan por cristalización de magmas (magmas de mena), mientras otros sugieren que
ellos corresponden a reemplazo hidrotermal (Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y
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posiblemente se formaron a partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interacción con
magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and Oreskes, 1999).
Las rocas ígneas que contienen depósitos de magnetita-apatito típicamente contienen
actinolita, con o sin piroxena, granate y escapolita y están acompañadas por alteración Ksilicatada (dominada por biotita). La albitización se presenta en algunos distritos como una
alteración profunda pre-mineralización (Hirtzman et al., 1992), tal como ocurre en
ambientes de tipo pórfido cuprífero o de greisen.
Las rocas ígneas que hospedan depósitos de hierro pueden continuar su evolución
hidrotermal y, dada la disponibilidad de Cu y Au, sufrir adiciones paragenéticamente
tardías de sulfuros de Cu y de Au (Ej. Candelaria, Chile) y más allá la transformación de
asociaciones de alteración K-silicatada con magnetita hacia sericitización dominada por
hematita (Ej. Manto Verde). En realidad, la brecha rica en hematita del depósito de Cu-UAu-Ag de Olympic Dam se considera comúnmente como un miembro extremo del clan de
yacimientos de óxidos de Fe-Cu-Au (Hirtzman et al., 1992; Williams et al., 1995).
Cobre
Los depósitos de cobre están dominados por aquellos de tipo pórfido, siendo los más
grandes del mundo los depósitos de Cu-Mo de El Teniente y Chuquicamata en Chile.
Chuquicamata debe su supremacía a la generación de menas oxidadas y enriquecidas por
meteorización durante el Terciario medio. Otro gran pórfido de Cu-Mo, como es Río
Blanco – Los Bronces en Chile, está dominado por un complejo de brechas que destruyeron
gran parte de una mineralización de tipo stockwork pre-existente (Serrano et al., 1996) y
corresponde a un ejemplo de pórfidos cupríferos dominados por brechas en oposición a los
dominados por venillas (Ej. Tosdal y Richards, 2001). El único depósito de Cu relacionado
a granitoides que se aproxima en magnitud a los pórfidos cupríferos es el de Olympic Dam
hospedado en brechas en el sur de Australia (Reeve et al., 1990). En realidad el depósito
relacionado a alteración calco-silicatada y potásica-silicatada de Candelaria en Chile no
solo posee un tamaño comparable al de un pórfido cuprífero mediano (366 millones de ton
con 1,08 % Cu, 0,26 g/t Au y 4,5 g/t Ag; Ryan et al., 1995), sino que probablemente es un
depósito genéticamente intermedio entre los depósitos de Fe de magnetita-apatito y los
pórfidos cupríferos clásicos (Ej. Marschik y Fonbonté, 1996).
En Chile existen también depósitos estratoligados de Cu-(Ag) ("mantos chilenos")
hospedados en rocas volcánicas que, en general, son al menos un orden de magnitud más
pequeños que los pórfidos cupríferos, pero que constituyen la segunda fuente de cobre del
país. Aunque existe también una larga controversia respecto al origen de estos depósitos,
actualmente los datos disponibles permiten, en gran medida, ligar esta mineralización
cuprífera al emplazamiento de intrusivos en las secuencias volcánicas mesozoicas y la
fuente de los metales y azufre estaría en las intrusiones. Recientemente Vivallo y
Henriquez (1998) realizaron una comparación geoquímica e isotópica entre los depósitos de
Cu estratoligados en rocas volcánicas y vetiformes en intrusivos del Jurásico Medio a
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Superior en la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta y postularon una génesis
común para ambos tipos de depósitos.
Varios skarns de Cu, notablemente Tintaya en Perú y Ertsberg en Indonesia, son también
importantes económicamente, aunque son al menos un orden de magnitud más pequeños
que los grandes pórfidos cupríferos.
Molibdeno
Más de la mitad del Mo en el mundo es producido cómo sub-producto de menas de
pórfidos, cupríferos principalmente en Los Andes y en el oeste de Norte América. La
mayor parte del Mo restante viene de pórfidos molibdeníferos, principalmente Henderson
en Colorado, USA, el cual está hospedado por un pórfido riolítico de alta-sílice y el
depósito de baja ley de Endako en British Columbia, Canadá, hospedado por una
monzonita cuarcífera.
Zinc y Plomo
Los depósitos mayores relacionados a intrusivos de Zn-Pb-(Ag) son ya sea skarns cálcicos,
como Kamioka en Japón o depósitos de tipo manto-chimenea de reemplazo de carbonatos
como Santa Eulalia en México. En ambos tipos de depósitos las menas se formaron en
posición distal respecto a intrusivos félsicos de Tipo I, comúnmente asociados a diques y
presentan enriquecimiento proximal de cobre. Sin embargo, estos depósitos son superados
en volumen por los depósitos sedimentarios exhalativos de Zn-Pb-(Ag) (Sedex) no
relacionados directamente a intrusivos (Ej. mina Aguilar en Argentina). En Chile la única
mina productora de Zn es El Toqui en la Región de Aysén, este depósito corresponde a un
skarn cálcico desarrollado en una secuencia sedimentaria calcárea del Cretácico Inferior.
Plata
La mayor parte de la producción mundial de Ag es sub-producto de la explotación de
depósitos epitermales de Au y depósitos de tipo sedex de Zn-Pb. Depósitos de Ag grandes
relacionados a granitos son raros y en la actualidad solo se explota Candelaria en Nevada,
USA. Candelaria es un depósito diseminado y stockwork de gran tonelaje hospedado por
rocas sedimentarias localizado en posición distal respecto a un pluton inferido en
profundidad (Thompson et al., 1995).
Las menas supergenas oxidadas y zonas enriquecidas de depósitos de tipo veta, muchos en
secuencias volcano-sedimentarias con calizas en sectores vecinos a intrusivos graníticos o
granodioríticos, se explotaron en Chile en el siglo pasado; el más grande fue Chañarcillo
que corresponde a un sistema de vetas mesotermales en rocas calcáreas neocomianas.
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Tungsteno
La dramática caída del precio del W en la década de 1980 produjo el cierre de la mayor
parte de las minas de W del mundo occidental. Los depósitos más grandes son sistemas de
vetas bordeados por greisen dominados por wolframita y skarn cálcicos con scheelita. Los
depósitos mayores de skarn de W (y greisen asociados) están en Shizhuyuan en la provincia
de Hunan en China (Mao et al., 1995). Más de un 75% del W minado en el mundo
proviene de depósitos de tipo veta bordeados por greisen, notablemente Xihuashan,
asociado con granitos de Tipo S en la provincia de Jiangxi, China (Wu y Mei, 1982). Sin
embargo, el sistema de vetas greisen de bajo manteo en Panesqueira, Portugal y el skarn
Lermontow y depósitos greisen asociados en el oriente lejano de Rusia son también
productores en la actualidad.
Estaño
Desde el colapso del precio del Sn en 1986 solo la explotación de depósitos de alta ley de
Sn ha sido económicamente viable, además de depósitos profundamente meteorizados de
placeres eluviales, aluviales y marinos de Sn. Los depósitos de gran volumen y baja ley de
tipo greisen y stockwork han cesado casi completamente su producción, aunque la
meteorización de tales depósitos origina los depósitos aluviales mayores y saprolitos con
Sn-(Ta-Nb) en Pitinga, Brasil (Horbe et al., 1991).
Actualmente, los mayores depósitos son de tipo veta (San Rafael, Perú) y de reemplazo de
carbonatos (Dachang, provincia de Guangxi y Gejiu, provincia de Yunan, China; Renison
Bell en Tasmania, Australia), formada en asociación con granitos peraluminosos ya sea de
Tipo S o I. Sin embargo, los depósitos mayores de Sn fueron los stockwork y sistemas de
vetas en pórfido latíticos sub-volcánicos de Tipo S en Llallagua, Bolivia (pórfidos
estaníferos; Sillitoe, et al., 1975), los cuales son explotados solo en pequeña escala
actualmente por cooperativas mineras locales. Vetas de Zn-Pb-Ag se presentan típicamente
en un halo externo a los pórfidos de Sn.
Metales Raros
Los metales raros, Ta, Nb, Bi, Be, Zr, Ga, REE, (±Sn) están presentes en minerales
magmáticos formados como parte de la secuencia de cristalización (en oposición a
introducción hidrotermal) en algunos granitos de albita de Tipo S con topacio y mica de Li
y en pegmatitas graníticas. Pegmatitas gigantes Precámbricas en Greenbushes, Australia
occidental y Tanko, Manitoba, Canadá proveen gran parte del Li del mundo y una buen
proporción de Ta (Pollard, 1995).
Uranio
Depósitos vetiformes de U, notablemente los del distrito Aue-Oberschlema, Alemania, son
frecuentes en y alrededor de granitos fraccionados. Sin embargo, ellos usualmente se
forman después que la exsolución de fluidos magmáticos ha cesado, debido a la alta
18
movilidad hidrotermal del U6+ aun en aguas subterráneas de baja temperatura (Lehmann,
1993).
El único depósito mayor de U relacionado a intrusión en producción es Rössling en
Namibia, el que comprende una fina diseminación principalmente de uraninita en una
pegmatita de alaskita de Tipo S. La alaskita se supone que es el producto de la fusión
anatéctica de basamento gneissico (Berning, 1986). Sin embargo, el recurso de U más
grande del mundo es el contenido de petchblenda como sub-producto en el depósito
Olympic Dam, en Australia.
Oro
La mayor parte de los depósitos mayores de Au relacionados a intrusión son de tipo pórfido
(Sillitoe, 1991) e incluyen ejemplos exclusivamente de Au como Refugio, Chile, además de
aquellos en los que el cobre explotable es un componente menor (Cadia Hill, NSW,
Australia; Boddington, Australia occidental) o un componente mayor (Grasberg,
Indonesia). En Boddington una laterita aurífera, producida por intemperización fanerozoica
de mineralización de tipo pórfido se explota en la actualidad (Symons et al., 1990).
Adicionalmente, hay ejemplos únicos de depósitos de oro mayores: uno de reemplazo de
carbonatos en Telfer, Australia occidental (Goellnicht et al., 1989); un stockwork
hospedado en rocas sedimentarias con mineralización epitermal de oro en Porgera, Papua
Nueva Guinea (Richards y Kerich, 1993) y un depósito de oro en sheeted-vein en
Vasilkovskoye, Kazakhstan.
Los depósitos de pórfido, junto con Telfer y Porgera, están todos relacionados con
intrusivos de Tipo I oxidados ya sea de afinidad calcoalcalina o alcalina. Otros depósitos
importantes, pero más pequeños relacionados a intrusivos que también pueden asignarse a
la categoría oxidada de Tipo I son el depósito hospedado en brecha de Kingston en
Queensland, Australia asociado a un pórfido con mineralización de Mo y el stockwork
aurífero con F- y Te del depósito Zortman-Landusky, Montana, USA, en una sienita
porfírica.
En marcado contraste el depósito de oro de Vasilkovskoye junto con otros sheeted veins de
cuarzo y depósitos en stockwork, caracterizados por alteración K-silicicatada y sericítica,
en Mokrsko en la república Checa, Fort Knox en Alaska, USA y Omai en Guyana parecen
asociarse con intrusivos calcoalcalinos o alcalinos Tipo I más reducidos (Ej. Thompson et
al., 1995; Crepeau et al., 1996). Como consecuencia aparente estos depósitos contienen W
(como scheelita), Bi, As y/o Sb en vez de Cu, Zn y/o Pb. Intrusivos moderadamente
reducidos de Tipo I están también relacionados a skarns de Au (-As-Bi-Te), tales como
Fortitude en Nevada, USA (Meinert, 1993).
La mayoría de estos depósitos metálicos están ligados a rangos relativamente restringidos
de composiciones de intrusivos, con la obvia excepción del Au. El Au parece adoptar ya
sea una asociación calcófila (Cu, Mo, Ag, Zn, Pb) o litófila (W, Mo, Bi) y constituye
19
depósitos mayores en o alrededor de intrusiones que varían entre riolitas calcoalcalinas a
basaltos-gabros alcalinos y que pueden poseer variados estados de redox.
Factores determinantes de la metalogénesis andina
La revisión anterior de Sillitoe (1996) permite visualizar claramente porque en Los Andes
chilenos tenemos una mineralización principalmente de metales calcófilos Cu, Mo, Ag, Au,
Zn, Pb. Estos son metales que se asocian típicamente a magmas calcoalcalinos o alcalinos
y oxidados derivados de una fuente ígnea máfica subcortical (granitoides de Tipo I o de la
Serie de Magnetita). Este es el tipo de magmas lejos dominante en arcos magmáticos
cordilleranos como son Los Andes donde se originan por fusión parcial de materiales
máficos de la cuña de manto astenosférico sobre la placa en subducción (James et al., 1975;
Dostal et al., 1977; Hawkesworth, et al., 1979; Pearce, 1983; Harmon et al., 1984; Thorpe
et al., 1984). La fusión parcial del manto es inducida por el flujo de fluidos derivados de la
deshidratación de la placa oceánica en subducción (y un grado bajo de fusión parcial de la
misma) hacia las rocas astenosféricas sometidas a altas presiones y temperaturas. Solo en
posiciones de trás-arco donde se producen fajas de rocas plegadas y fallamiento inverso
existen condiciones para la fusión de corteza y se generan granitoides peraluminosos con
mineralización de Sn (W) como en Bolivia y sureste del Perú.
Una característica distintiva de magmas graníticos generados en zonas de subducción es
que ellas contienen varios % de “agua” desde etapas tempranas de su desarrollo (Burnham
y Ohmoto, 1980; Burnham, 1981; Ishihara, 1985; Whitney, 1988). El agua aumenta
significativamente la solubilidad de compuestos metálicos en magmas en comparación con
magmas secos de la misma composición. Burnham (1981) destacó que esta es
probablemente la razón porqué muchos depósitos metálicos están asociados a granitoides
en cadenas orogénicas formadas en márgenes convergentes como Los Andes.
Burnham (1979, 1981) mostró que el contenido de H2O en magmas félsicos es
determinante de la capacidad de magmas félsicos para generar depósitos hidrotermales.
Los magmas que contienen menos de 2 % en peso de H2O son relativamente ineficientes
para concentrar metales y azufre en sus rocas fuentes (manto) y para liberar una
significativa fase acuosa en el lugar de emplazamiento para producir procesos
hidrotermales. Por el contrario, magmas que tengan 3 a 4 % en peso de H2O en el manto, o
6 % en peso H2O en la corteza inferior, son incapaces de alcanzar niveles epizonales (poco
profundos) de la corteza antes de cristalizar completamente. Esto significa que el rango de
% en peso de H2O óptimo es muy restringido para poder generar depósitos hidrotermales
mayores (cualquier magma hidratado puede producir alguna actividad hidrotermal, pero
para producir depósitos mayores es esencial contar con el contenido óptimo de agua). Esta
probablemente es la razón porque los depósitos mayores son características anómalas a
pesar de la asociación común de metales con granitoides en ambientes cordilleranos
(Burnham, 1981).
El porcentaje de agua en el magma fue también utilizado por Gustafson (1979) para
explicar la formación de pórfidos cupríferos, haciendo hincapié, además, en el rol del CO2,
20
el que ciertamente tiene (junto con otros volátiles magmáticos) un rol en la génesis de
mineralización. La formación de depósitos minerales asociados a magmatismo requiere
que se produzca la separación de una fase fluida a partir del magma y la solubilidad del
agua en magmas depende poco de la temperatura, pero mucho de la presión, disminuyendo
drásticamente a presiones <3 Kb (Burnham, 1979; Burnham y Ohmoto, 1980). Es decir
que la liberación de fluidos y el desarrollo de actividad hidrotermal es más probable que
ocurra a niveles someros de la corteza (<10 Km; Burnham, 1979).
Algunos autores (Ej. Hollister, 1978; Titley, 1981; Kutina, 1998) han sugerido que las
fallas mayores en el basamento, activadas por alzamiento tectónico, son importantes para la
mineralización ya que permiten el acceso rápido para los magmas porfíricos a niveles
corticales someros. El ascenso de magmas es un proceso complicado y pobremente
comprendido, pero modelos recientes como el de Saint Blanquat et al. (1998) parecen
confirmar que existe una estrecha relación entre deformación tectónica y magmatismo,
específicamente en condiciones de transpresión. Una compresión tectónica produce un
gradiente de presión que permite el rápido ascenso de magmas por fracturamiento
hidráulico a niveles someros (en oposición a un lento ascenso diapírico en zonas de
distensión regional). Este ascenso acelerado de magmas a niveles corticales se concentre
en zonas tensionales o transtensionales locales dentro de fallas corticales profundas. Esto
indica que probablemente no es casualidad que las fajas más importantes de pórfidos
cupríferos chilenos (Paleoceno - Eoceno Inferior, Eoceno Superior – Oligoceno Inferior,
Mioceno Superior – Plioceno Inferior) se formaron inmediatamente después de la
ocurrencia de las etapas de deformación compresiva Peruana, Incaica y Quechua en Los
Andes Centrales y particularmente en el caso de los depósitos del Eoceno Superior –
Oligoceno Inferior se localicen dentro del dominio de un sistema de falla mayor como es el
Sistema de Falla de Domeyko. Consecuentemente, existe una fuerte interrelación entre
deformación compresiva, estructuras, magmatismo y mineralización.
Existen grupos distintivos de metales que se asocian a granitoides de acuerdo al estado de
oxidación de magmas tal como lo destaca Sillitoe (1996). Esto es el producto de la
fugacidad de oxígeno durante la cristalización magmática (Ishihara, 1980; 1981; 1985). La
fugacidad de oxígeno regula la partición del azufre disuelto en el sistema magma-fase
fluida. El azufre es disuelto en magmas hidratados en el tetrahedro de sílice como ión
bisulfuro (SH-) y está presente como H2S o SO2 en la fase fluida (Burnham, 1979; Burnham
y Ohmoto, 1980). Como el SO2 es varios ordenes de magnitud menos soluble que el H2S
en magmas, si la fugacidad de oxígeno sube (a una presión dada) entonces la cantidad de
SO2 aumenta relativo a H2S resultando en el incremento del coeficiente de partición de
azufre hacia la fase fluida. Al ser fraccionado el azufre a la fase fluida en condiciones de
alta fugacidad de oxígeno la fase acuosa tendrá probablemente más tendencia a formar
depósitos de sulfuros de metales calcófilos (Cu, Mo, Ag, Pb, Zn, Au), mientras que en
magmas reducidos gran parte del azufre se particionará en el magma aumentando la
tendencia de las fases fluidas de formar óxidos de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb, Ta, Th).
21
Conclusiones Respecto a la relación entre granitos y mineralización (de Sillitoe, 1996)
Esta revisión demuestra que un amplio espectro de depósitos metálicos es producto directo
de la concentración de metales durante el fraccionamiento magmático y los procesos
hidrotermales subsecuentes. La química magmática y consecuentemente el marco
tectónico y la fuente del magma determinan el amplio recurso metálico, pero no aseguran
la formación de depósitos, con la excepción de depósitos metálicos formados directamente
por cristalización magmática. Los procesos físico-químicos que ocurren a partir de la
exsolución y evolución de fluidos magmáticos controlan la formación de menas, y sobre
todo el tamaño y contenido metálico de los depósitos resultantes. La separación temprana
de grandes volúmenes de fluido magmático a partir de magmas ricos en Cl emplazados a
poca profundidad parece favorecer la eficiencia de la génesis mineral.
Depósitos relacionados a granitos incluyen a los ejemplos mayores en el mundo de Cu, Mo,
Au, W, Sn, Ta y U además de una variedad de esos y otros metales. Los depósitos varían
en edad entre el Arcaico y el Cenozoico con mayor abundancia de los últimos.
TRABAJOS E INTERPRETACIONES METALOGÉNICAS PREVIAS DE LOS
ANDES
El antiguo concepto del Geosinclinal Andino y del ciclo geotectónico, basados en la teoría
geosinclinal para el origen de las cadenas montañosas influenció fuertemente las primeras
interpretaciones de la metalogénesis andina. Consecuentemente, en ellas se intentó ubicar
la mineralización metálica dentro de etapas de ciclos geotectónicos clásicos más que buscar
una causal genética primaria de la misma (Stoll, 1964, 1965). Por otra parte, no ha habido
un criterio uniforme para la definición de las unidades metalogénicas básicas (espaciales y
temporales), de modo que en los distintos trabajos se han separado provincias y épocas
metalogénicas que no son equivalentes o comparables entre sí. Así, por ejemplo, el trabajo
pionero de Ruiz y Ericksen (1962) presentó una clasificación genético-paragenética de los
yacimientos de Chile y discutió su distribución espacial, identificando seis áreas con
mineralización caracterizada por un metal individual o una determinada asociación de
metales; éstas áreas incluían depósitos poliparagenéticos y fueron denominadas provincias
metalogénicas de cobre, hierro, oro, plomo-zinc-cobre, plata y manganeso
respectivamente.
El enfoque en el trabajo posterior de Ruiz et al. (1965) fue bastante diferente, ya que se
incluyó el norte de Chile en una “Provincia Metalogénica del Geosinclinal Andino”
(polimetálica y poliparagenética) y se distinguió en ella, una serie de sub-provincias, franjas
o lineamientos monoparagenéticos de depósitos metalíferos. Ruiz et al. (1965) no
determinaron épocas metalogénicas propiamente tales, pero le asignaron edades a la
mineralización metálica principal por asociación con etapas de la evolución del
“Geosinclinal Andino”.
Por su parte, Stoll (1964, 1965) distinguió, en Chile, una sola provincia metalogénica a la
que denominó Faja Cuprífera Chilena (Chilean Copper Belt), en la cual predomina la
22
mineralización de cobre, pero es de carácter polimetálico y poliparagenético (en este
sentido, comparable a la Provincia Metalogénica del Geosinclinal Andino de Ruiz et al.,
1965). Stoll asignó la mineralización chilena al lapso del Jurásico al Eoceno, pero señaló
que la más importante sería Larámica (Cretácico Superior - Paleoceno).
Petersen (1970), a pesar de titular su trabajo “Provincias Metalogénicas en Sudamérica”,
no definió provincias metalogénicas propiamente tales, sino que discutió la distribución
espacial de los yacimientos de los distintos elementos metálicos a nivel continental. Este
autor tampoco discutió mayormente la edad de los depósitos (que en la época era poco
conocida) y su principal contribución fue la de describir una zonación de yacimientos en
franjas longitudinales, que llegaría a considerarse típica en los Andes Centrales. Esta
zonación consiste en la presencia de una franja de hierro adyacente a la costa, seguida por
una franja cuprífera tierra adentro, una franja central de plomo-zinc y, finalmente, una
franja oriental de estaño. La no persistencia, a lo largo de toda la cadena andina, de la
zonación-tipo transversal fue atribuida por Petersen al efecto del nivel de erosión alcanzado
en distintos sectores a lo largo de esta cadena montañosa y el contenido metálico de los
fluidos hidrotermales se supuso determinado por la cantidad de metales en forma de
elementos traza en las rocas de caja.
El advenimiento de la tectónica de placas derribó la mayor parte de los conceptos
geotectónicos y metalogénicos desarrollados bajo la perspectiva geosinclinal y condujo a la
búsqueda de explicaciones alternativas para la zonación regional de yacimientos andinos
descrita por Petersen (1970) y a relacionarla directamente con los procesos de subducción a
profundidad en una hipótesis dinámica que unificara magmatismo y metalogénesis (Sillitoe,
1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972). Producto de ello surgió el popular concepto
metalogénico del “Geostill”, hipótesis que sugería que la corteza oceánica en subducción,
con su cubierta de sedimentos metalíferos, sufría fusión parcial y generaba magmas
calcoalcalinos con contenidos metálicos y fluidos que ascendían, dando origen tanto a las
rocas ígneas intermedias huéspedes, como los depósitos hidrotermales asociados típicos de
terrenos cordilleranos (una especie de “destilación” fraccionada). El concepto Geostill
deriva esencialmente de los trabajos de Sillitoe (1972, 1972b) y supone la extracción
selectiva de distintos metales de la corteza oceánica y de sedimentos metalíferos saturados
en agua de mar, debido a fusión parcial por el aumento progresivo de presión y temperatura
durante la subducción. La extracción selectiva de los metales a distintas profundidades
durante la subducción explicaba la zonación-tipo transversal de metales en Los Andes
(Sillitoe, 1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972).
A partir del Geostill se elaboraron otros modelos que utilizan el mismo concepto general,
pero hacen énfasis en la liberación a diferentes profundidades en la zona de subducción de
ciertos elementos que serían relevantes para la mineralización relacionada a arcos
magmáticos en zonas de convergencia, tales como halógenos (Cl, F; Michell y Garson,
1972) o de H2S (Oyarzún y Frutos, 1974).
Estudios posteriores mostraron que el Geostill no es más que una sobre-simplificación de
procesos metalogénicos bastante más complejos (Ej. Burnham, 1981). En efecto, los
depósitos metálicos que definen la zonación metálica transversal a la cadena andina son
23
significativamente diacrónicos y la supuesta zonación-tipo observada en el sur del Perú, no
se mantiene en otros sectores de los Andes, lo cual no puede ser atribuido exclusivamente
al rol de la erosión. Además, la evolución de las ideas respecto al origen de los magmas en
las zonas de subducción, que señalan al manto litosférico como su fuente principal en zonas
de convergencia de placas y no en la placa oceánica subductada, además de consideraciones
físico-químicas respecto al rol de los fluidos en condiciones magmáticas (Burnham, 1979,
1981), hicieron que el popular concepto Geostill dejara de considerarse válido para los
Andes Centrales (Zentilli, 1975; Clark et al., 1976).
Zentilli (1974, 1975) realizó un estudio metalogénico de la Región de Atacama (26°-29°S),
donde comprobó que los yacimientos metalíferos se distribuyen en franjas longitudinales a
las que denominó subprovincias metalogénicas; a estas últimas les dio una connotación
cronológica apoyándose a un conjunto de dataciones radiométricas K-Ar. De oeste hacia el
este éstas son:
− Subprovincia metalogénica jurásica: que incluye vetas de cobre en plutones y
depósitos estratoligados de cobre en lavas.
− Subprovincia metalogénica cretácica: que incluye vetas de cobre, hierro, apatita, oro,
plata y manganeso, así como skarn cupríferos, yacimientos mayores de hierro y
depósitos estratoligados de manganeso, cobre, plata y hierro.
− Subprovincia metalogénica paleocena: que incluye vetas de oro, plata y cobre, así
como chimeneas de brechas cupríferas.
− Subprovincia metalogénica del Eoceno Superior-Oligoceno Inferior: que incluye
depósitos mayores de tipo pórfido cuprífero.
− Subprovincia metalogénica y centros neógenos: que incluye mineralización de oroplata-cobre y depósitos de azufre nativo.
Este autor destacó, además, la importancia de los procesos supérgenos de enriquecimiento,
los cuales asignó al Eoceno-Oligoceno (?) y señaló que podrían ser considerados como una
“época metalogénica supérgena”. Entre sus conclusiones más importantes indicó que la
zonación mineral observada no coincide con la zonación tipo descrita por Petersen (1970),
existiendo en el segmento andino estudiado una especialización recurrente de
mineralización cuprífera, que no puede ser explicada satisfactoriamente por el nivel de
erosión alcanzando o por procesos de destilación selectiva, relacionados con la subducción
de litosfera oceánica bajo el margen continental Sudamericano. Por lo tanto, consideró que
la zonación mineral en subprovincias metalogénicas, paralelas a la costa, refleja la
evolución magmática, tectónica y geomorfológica de la región, caracterizada por la
existencia de arcos volcano-plutónicos longitudinales relacionados con la subducción de
corteza oceánica bajo el borde continental sudamericano, los que migraron,
sistemáticamente, hacia el este desde comienzos del Mesozoico hasta el Plioceno.
Ericksen (1975, 1976) definió una “Provincia Metalogénica Andina”, la cual incluye a toda
esta cadena montañosa y distinguió en ella cinco subprovincias longitudinales de hierro,
cobre, polimetálica de metales base y plata, estaño y oro. La distribución de estas
subprovincias coincide esencialmente con la zonación mineral descrita por Petersen (1970).
24
Este autor destacó la relación espacial y genética de los yacimientos con plutones,
intrusiones subvolcánicas y volcanitas de carácter calco-alcalino, lo que consideró
indicativo de una zona de subducción activa al menos desde el Triásico. La decreciente
edad de oeste a este que muestran las rocas ígneas y yacimientos metálicos desde inicios
del mesozoico, la atribuyó ya sea a la lenta migración de la zona de subducción hacia el
este, “a la generación cada vez más profunda de los magmas”, a una disminución del
ángulo de subducción o a una combinación de estas posibilidades.
Sillitoe (1976) distinguió en los Andes Centrales, cinco Franjas Metalogénicas
longitudinales, las que de oeste a este, corresponden a la de Fe, Cu (Mo-Au), Cu-Pb-Zn,
Ag, Cu-Fe y Sn (W-Ag-Bi). Este mismo autor indicó que las referidas franjas terminan o
cambian sus características en límites tectónicos transversales de acuerdo con la
segmentación tectónica descrita en Sillitoe (1974). La distribución de los yacimientos en
franjas la atribuyó a que la liberación de las distintas combinaciones de metales ocurrió
progresivamente a mayor profundidad, en una zona de subducción “estable de bajo
ángulo”.
Oyarzún (1985a, b), en una extensa revisión de la geología y metalogénesis andina,
distingue en los Andes, cuatro Provincias Metalogénicas: Fe (P), Cu (Mo-Au), Cu-Pb-ZnAg y Sn (W-Ag-Bi), las cuales son, esencialmente, las mismas que Sillitoe (1976)
denominara Franjas Metalogénicas. Oyarzún (1985b) destacó el hecho que una parte
importante de la mineralización andina está directamente relacionada con magmatismo
calcoalcalino asociado a la subducción de corteza oceánica bajo el borde del continente
sudamericano. La zonación metálica transversal de los Andes la explicó en términos de
condiciones de oxidación de los magmas calcoalcalinos y de la consecuente distribución
regional de elementos “aniónicos”. Este autor asignó también un rol a la evolución
paleogeográfica para explicar la mineralización de Pb, Zn, y Ag, así como el reciclaje de
materiales ígneos, el cual sería responsable de la “maduración” metalogénica de la cadena
que habría culminado en el Terciario, entendiendo por esto último etapas múltiples de
concentración o reconcentración de elementos metálicos en la corteza, siguiendo las ideas
de Routhier (1980; concepto de “herencia” metalogénica).
Frutos y Pincheira (1985) señalaron que la metalogénesis andina fue controlada “por el
emplazamiento relativo de la cuenca geosinclinal y la consiguiente actividad magmática
asociada”, vinculando la mineralización cuprífera con “facies eugeosinclinales” y la
polimetálica, con “ambientes miogeosinclinales”. Estas hipótesis reflejan una fuerte
influencia de la teoría geosinclinal ya en desuso y ya fueron impugnadas por Zentilli
(1975). Además, Frutos y Pincheira (1985) mencionaron la existencia de dos tipos de
zonación metálica en Los Andes, una transversal resultante “del grado de evolución de la
cadena, el grosor cortical y la profundidad de generación de los magmas” y una
longitudinal, la cual reflejaría “el grado de evolución geológica de la cadena y la herencia
metalogénica de cada sector”.
Ruiz y Peebles (1988), en un trabajo enfocado, esencialmente, en la descripción de los
principales yacimientos metalíferos chilenos, mantuvieron la separación de provincias
metalogénicas presentada en Ruiz et al. (1965).
25
En la carta metalogénica de la Región de Antofagasta (Boric, et al., 1990) se presenta una
subdivisión en 3 franjas metalogénicas coincidentes con las unidades geomorfológicas
principales de la región. Distinguen el desarrollo de sucesivos arcos magmáticos desde el
Jurásico, los que migraron sistemáticamente hacia el continente (hacia el este) en forma de
saltos precedidos por etapas de deformación compresiva. Los depósitos metalíferos
mayores de Antofagasta se formaron en tres Epocas Metalogénicas, siendo la más relevante
la del Eoceno Superior - Oligoceno, durante la cual se formaron los yacimientos mayores,
de tipo pórfido cuprífero (Chuquicamata, La Escondida, Collahuasi, etc.) a lo largo de la
Cordillera de Domeyko. Le siguen en importancia la del Jurásico Superior, durante la cual
se originaron los numerosos depósitos estratoligados y vetiformes de cobre en la Cordillera
de La Costa y la del Paleoceno, en la que se formaron importantes depósitos epitermales de
plata y oro, así como pórfidos cupríferos y chimeneas de brecha cupríferas.
Boric et al. (1990) destacaron entre las características metalogénicas de la Región de
Antofagasta, la marcada especialización y recurrencia de la mineralización cuprífera en
distintas épocas y franjas metalogénicas. Esta recurrencia de mineralización cuprífera se
atribuye en primer término a la repetición de condiciones geotectónicas de generación
magmática en la zona de subducción y luego controlada por los procesos asociados a las
etapas finales del magmatismo félsico en las condiciones geológicas específicas de cada
arco magmático.
La revisión anterior muestra claramente que existe gran disparidad de criterios utilizados
por los diversos autores en sus enfoques metalogénicos de Los Andes Chilenos, por lo que
el intento de establecer comparaciones o equivalencias entre las distintas unidades
metalogénicas definidas es fútil. Sin embargo, se observa claramente una evolución de los
modelos metalogénicos desde aquellos que relacionaban dogmáticamente la mineralización
metálica andina a etapas de ciclos orogénicos de un geosinclinal, hasta modelos dinámicos
que consideran que la mineralización está íntimamente ligada en su origen al magmatismo
asociado con la convergencia activa de placas litosféricas en Los Andes Chilenos.
SINTESIS GEOLOGICA LOS ANDES DEL NORTE DE CHILE
Las características geológicas de Los Andes del norte de Chile fueron determinadas por el
marco tectónico de margen continental activo instaurado desde comienzos del Mesozoico.
Se destaca el desarrollo durante el Mesozoico y Cenozoico de arcos magmáticos volcanicoplutónicos, los que migraron sistemáticamente en tiempo y espacio hacia el interior
continental (hacia el este). La migración del frente magmático ocurrió en forma de saltos
discretos siguiendo eventos de deformación compresiva de la corteza continental, de modo
que la deformación tectónica también migró en el tiempo hacia el interior del continente
(Boric et al., 1990). Los eventos deformativos a su vez son correlacionables con etapas
mayores de reestructuración del sistema de placas (Hervé et al., 1987). En la evolución
geológica andina se reconocen dos períodos principales: 1) desde el Jurásico hasta el
Cretácico Superior cuando existió un arco magmático flanqueado por el oriente por una
26
cuenca de trás-arco y 2) a partir del Cretácico Superior en que se desarrollaron arcos
magmáticos sin desarrollo de cuencas y localmente flanqueados por el oriente por fajas de
rocas plegadas y falladas.
El basamento sobre el que se construyó la cadena andina del norte de Chile corresponde
principalmente a un prisma de acreción formado durante el Paleozoico Superior a Triásico
Inferior en el borde del supercontinente de Gondwana y un arco magmático, ambos ligados
a subducción (Mpodozis y Ramos, 1990). Aun cuando existen rocas del basamento ligadas
genéticamente un arco magmático y existen ejemplos de pórfidos cupríferos paleozoicos en
Argentina (Sillitoe, 1977) y pórfidos cupríferos del Pérmico – Triásico en el norte de Chile
(ver más adelante), en general las rocas del basamento pre-andino en general presentan
limitada mineralización metálica y de poco valor económico. Esto quizás podría atribuirse
a un nivel de erosión relativamente profundo (no preservación de los depósitos) más que a
la ausencia de procesos mineralizadores significativos en el Paleozoico Superior, aunque
existen evidencias de preservación de niveles altos de algunos sistemas que sugieren más
bien que la erosión juega un rol metalogénico secundario.
El Triásico Medio a Superior representa una etapa de transición entre la paleogeografía
imperante en el Paleozoico Superior Triásico Inferior y la que dominaría a partir del
Jurásico. La paleogeografía de este período de transición se relaciona al desarrollo de una
serie de cuencas aisladas o grabens limitados por fallas normales; estas estructuras estarían
ligadas al amplio tectonismo extensional que precedió la ruptura del supercontinente de
Gondwana. En las cuencas triásicas existen depósitos clásticos continentales (Fms. La
Ternera, San Felix, Las Breas) depósitos sedimentarios marinos en la Cordillera de la Costa
y Cordillera de Domeyko (Fm. Cifuncho y Estratos del Cerro Minado) y rocas volcánicas
andesíticas y basálticas (Estratos de Cerro Guanaco).
En la zona correspondiente a la Cordillera de la Costa del norte de Chile durante el Jurásico
y Cretácico Inferior se estableció un arco magmático el que se caracterizó por la efusión de
una potente secuencia volcánica calco-alcalina a calco-alcalina rica en potasio (Rogers y
Hawkesworth, 1989) con etapas iniciales de afinidades toleíticas (Pichowiak et al., 1989) y
extensos batolitos dioríticos a granodioríticos y muchos plutones menores de naturaleza
calco-alcalina (Marinovic et al., 1995). El basamento de este arco está compuesto por rocas
metasedimentarias del Devónico a Carbonífero, rocas intrusivas graníticas del Carbonífero
a Triásico (Boric et al., 1990) y en menor proporción por rocas metamórficas
probablemente del Cámbrico, como las presentes en la península de Mejillones (Díaz et al.,
1985; Damm et al., 1986). La pila volcánica relacionada al arco del Jurásico a Cretácico
Inferior (6.800 a >7.000 m de potencia) está compuesta por andesitas basálticas, basaltos,
andesitas y dacitas representadas básicamente por las formaciones La Negra y Aeropuerto
en la II Región, formación Bandurrias en la III Región y formaciones Arqueros y Quebrada
Marquesa en la IV Regiones. Estas rocas volcánicas típicamente muestran alteración
regional caracterizada por cantidades variables de minerales secundarios tales como:
epidota, clorita, calcita, cuarzo, zeolitas, albita, sericita, prehnita, pumpellita y actinolita.
Estos minerales de alteración se concentran en las porciones fracturadas, brechosas y
amigdaloidales de los flujos de lava y rocas piroclásticas asociadas, pero sus texturas
primarias y estructura se preservan. Esta alteración regional de las rocas volcánicas del
27
Jurásico a Cretácico Inferior ha sido interpretada como un metamorfísmo de bajo grado
(Losert, 1973, Palacios, 1977) y atribuido a metamorfísmo de carga (facies zeolita a
esquistos verdes) en Chile central (Levi, 1970, Aguirre et al., 1978, Levi et al., 1989) y en
Perú occidental (Offler et al., 1980), aunque el mismo fenómeno también se puede atribuir
al emplazamiento de extensos batolitos y liberación de fluidos dentro de la pila volcánica
(Losert, 1974).
La mayor parte de las volcanitas jurásicas y neocomianas fueron eruptadas en condiciones
subaéreas, pero intercalaciones sedimentarias marinas y localmente pillow lavas indican un
ambiente de depositación más o menos a nivel del mar, por lo que la extrusión de las
volcanitas debe haber sido acompañada de una considerable subsidencia, probablemente
relacionada a un marco tectónico extensional de todo el sistema de arco al menos durante el
Jurásico (Grocott et al., 1994; Dallmeyer et al., 1996). Las determinaciones de edades
radiométricas indican que en el período comprendido de 200 a 110 Ma enormes batolitos
costeros intruyeron la potente secuencia volcánica del Jurásico a Cretácico Inferior.
Dallmeyer et al. (1996) basado en dataciones 40Ar/39Ar de plutones y enjambres de diques
postuló episodios alternados de plutonismo y volcanismo. El mismo autor concibió un
modelo de arco magmático en extensión en cual los batolitos se habrían emplazado por
acumulación de magma dentro de rampas en sistemas de fallas extensionales dentro del
arco durante períodos de distensión y habría volcanismo dominante durante los períodos
con menor distensión dentro del arco. Muchos stocks pequeños, enjambres de diques y
sills de diorita o gabro intruyen las volcanitas del Jurásico y a los batolitos costeros,
algunos de estos han sido interpretados como alimentadores del volcanismo relacionado al
arco (Espinoza y Palacios, 1982).
El desarrollo del arco magmático del Jurásico a Cretácico Inferior fue acompañado por el
desarrollo de una cuenca de trás-arco (Cuenca de Tarapacá; Mpodozis y Ramos, 1990).
Las secuencias de trás-arco están preservadas como una faja de rocas sedimentarias marinas
y continentales expuestas 70 a 110 Km al este del arco en la II Región (Reutter y Scheuber,
1988), extendiéndose hacia el sur por la porción media de Chile y engranando con las rocas
volcánicas hacia el occidente (Ej. engrane entre Formación Bandurrias y el Grupo
Chañarcillo). La cuenca de trás-arco tiene esencialmente depósitos sedimentarios al norte
de los 27º Lat. S. (Cuenca de Tarapacá). En contraste al sur de los 27º Lat. S y al menos
hasta los 35º Lat. S existen extensos depósitos volcánicos andesíticos y basálticos del
Cretácico dentro de la cuenca con algunas intercalaciones sedimentarias. Estos depósitos
se han interpretado como el resultado de la evolución de la cuenca de trás-arco hacia una
cuenca marginal ensíalica o “abortada” en el sentido que se desarrolló sobre corteza
continental estirada y adelgazada, pero no alcanzó a desarrollar corteza oceánica. Las rocas
volcánicas de esta cuenca marginal ensiálica se interdigitan hacia el este con una estrecha
plataforma de rocas carbonatadas y sedimentarias (Plataforma de Aconcagua). Una
situación similar existe en Perú Central donde la formación Puente de Piedra del Cretácico
fue interpretada por Atherton et al. (1983) como una cuenca margina ensiálica, en base a su
litología y petroquímica. Lo anterior implica que si bien en Los Andes Centrales durante el
Jurásico y Cretácico Inferior se mantuvo un esquema general de par arco magmático –
cuenca de tras arco existía una segmentación tectónica que se refleja mayormente en la
naturaleza de los depósitos de la cuenca de trás-arco.
28
La contracción y emersión del sistema de cuenca de trás-arco ocurrió desde el Albiano a
Santoniano como resultado de las etapas de deformación compresiva Mochica y Peruana
que afectaron masivamente a todos los Andes (Megard, 1987; Coira et al., 1982; Mpodozis
y Ramos, 1990). Las deformaciones compresivas del Cretácico Medio y Superior
introdujeron cambios mayores a la paleogeografía del norte de Chile, produciendo el
plegamiento y alzamiento de las unidades estratificadas pre-existentes, particularmente los
estratos sedimentarios del Jurásico y Cretácico Inferior. La compresión que afectó a todos
Los Andes se correlaciona con un aumento de las razones de expansión oceánica entre
Africa y América del Sur alrededor de los 100 Ma (Larson y Pitman, 1972) y un cambio
contemporáneo en el polo de rotación de América del Sur respecto a Africa (Dalziel, 1986).
Las rocas intrusivas y volcánicas del Jurásico a Cretácico Inferior en la Cordillera de la
Costa del norte de Chile están cortadas por el Sistema de Falla de Atacama. Este es un
sistema de falla mayor que se extiende a lo largo de la Cordillera de la Costa por alrededor
de 1.100 Km desde los 20º30’ hasta los 29º45’ (Mpodozis y Ramos, 1990, Scheuber y
Reutter, 1992, Brown et al., 1993). El sistema de falla se originó durante el desarrollo del
arco como un sistema de falla transcurrente sinistral ligado a subducción (trench-linked
fault system). Este sistema de fallas acomodó un componente de cizalle producto de la
subducción oblicua entre las placas Aluk (Phoenix) y Sudamericana desde el Jurásico
Superior y durante el Cretácico Inferior con el desarrollo de milonitas dúctiles (zonas de
cizalle), con reactivaciones frágiles posteriores durante el Cenozoico con desplazamientos
normales y de transcurrentes menores documentados (Naranjo et al., 1984; Hervé, 1987;
Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y Reutter, 1992; Armijo y Thiele, 1990; Brown et
al., 1993; Reijs y McClay, 1998). Durante el Cretácico Inferior a lo largo de la Cordillera
de la Costa de Antofagasta está documentada la exhumación de milonitas al sur de
Antofagasta (Scheuber y Andriessen, 1990) y al mismo tiempo subsidencia en la cuenca de
“pull-apart” de El Way (Maksaev, 1990), lo que indica que se produjeron simultáneamente
zonas de transtensión y transpresión a lo largo de esta estructura regional durante el
Cretácico Inferior, lo que es típico en sistemas de fallas transcurrentes (Ej. Cembrano et al.,
1997).
También se ha postulado una zona de falla que limitaría por el oriente la Cordillera de la
Costa del Norte de Chile. Esta zona de falla denominada “Central Valley Shear Zone”
(Randall et al., 1996) la que habría sido una falla transcurrente sinistral maestra y explicaría
la rotación en el sentido horario de bloques de la Cordillera de la Costa determinado por
análisis de paleomagnetismo. La rotación de los bloques corticales en la Cordillera de la
Costa del Norte de Chile no es explicable solo por la existencia de la zona de Falla de
Atacama, puesto que se han medido rotaciones en el sentido horario de 25º que sugieren
una tectónica de fallas en dominó. Si bien la ubicación de la hipotética falla o zona de falla
corresponde al límite occidental de la Depresión Intermedia, por tanto cubierta por
depósitos aluviales, su posición corresponde al límite occidental de la cuenca de trás-arco
del Jurásico y Cretácico en el norte de Chile, la cual de todas maneras debe haber
correspondido a un sistema de fallas extensionales, las que pueden haberse reactivado como
de cizalle durante el Cretácico.
29
Las rocas volcánicas y plutónicas relacionadas al arco del Jurásico en el norte de Chile
hospedan muchos depósitos de cobre y constituyen un distintivo metalotecto cuprífero. Los
cuerpos mineralizados más significativos son los depósitos estratoligados de cobre
hospedados por las rocas volcánicas del Jurásico (Ej. Mantos Blancos, Buena Esperanza,
Michilla y Santo Domingo; Boric et al., 1990) y sistemas de vetas cupríferas de rumbo NE
a ENE hospedadas por intrusivos dioríticos-granodioríticos (Ej. Minita-Despreciada, ToldoVelarde, Naguayán-Desesperado, Montecristo; Boric et al., 1990; Vivallo y Henriquez,
1998). También existe un dominio de la mineralización cuprífera en el arco magmático del
Cretácico Inferior y éste hospeda depósitos estratoligados de cobre en la zona central de
Chile (Ej. El Soldado, Lo Aguirre, Cerro Negro, Talcuna), pero la mineralización del
Cretácico Inferior es más variada incluyendo el pórfido cuprífero de Andacollo con
depósitos de oro periférico (Reyes, 1991; Oyarzún et al., 1996), depósitos de skarn
cupríferos (Distritos Cabildo, Punta del Cobre, Cerro Campana), mineralización de hierro
en el dominio de la Zona de Falla de Atacama en la III y IV Regiones.
El origen de la mineralización estratoligada de cobre ha sido controvertido desde hace
tiempo. Los depósitos estratiformes fueron considerados primero como singenéticos y de
origen volcánico exhalativo (Ruiz et al., 1965, 1967; Stoll, 1965), pero hoy su origen
epigenético es ampliamente aceptado, debido al descubrimiento subsecuente de cuerpos de
mena discordantes, la relación espacial con stock, diques y sills del Jurásico Superior con
los cuerpos mineralizados en la Cordillera de La Costa de Antofagasta, y la significativa
alteración hidrotermal (albita, clorita, cuarzo, sericita, calcita, esfena, escapolita, anatasa)
asociada con la mineralización diseminada de sulfuros ricos en cobre (calcosina, bornita)
dentro de las rocas volcánicas (Palacios y Definis, 1981, 1981b; Dreyer y Soto, 1985,
Roquera, 1987, Espinoza et al., 1996). Todavía persisten dos hipótesis básicas para el
origen de estos depósitos de Cu hospedados por rocas volcánicas: a) origen diagenéticometamórfico (Losert, 19973, Sato, 1984) y b) origen hidrotermal relacionado a intrusivos
subvolcánicos (Espinoza, 1981, 1982, Chavez, 1985, Palacios, 1986, Espinoza et al., 1996).
Las edades Cretácicas de trazas de fisión de apatitas de la Cordillera de la Costa de
Antofagasta obtenidas por Maksaev (1990) implican que las rocas ígneas relacionadas al
arco se enfriaron rápidamente y que probablemente nunca existió una cubierta suficiente
para que se rejuvenecieran las edades de trazas de fisión en apatita, lo cual hace altamente
improbable la ocurrencia de metamorfismo de carga y de procesos mineralizadores ligados
a este proceso como responsables de la mineralización cuprífera. Consecuentemente, es
más probable un origen hidrotermal de los depósitos, aunque es factible que en el proceso
mineralizador hayan participado tanto fluidos de derivación magmática primaria mezclados
con fluidos derivados de procesos metamórficos de deshidratación de la secuencia
volcánica alterada por efecto térmico del emplazamiento de batolitos del Jurásico Superior
dentro de la secuencia volcánica. Esto es consistente con el modelo de arco extensional
concebido por Dallmeyer et al. (1996) en el cual grandes plutones se habrían emplazado
dentro de sistemas de fallas extensionales dentro del arco magmático. Cabe destacar, que
los datos radiométricos indican que la mineralización estratoligada de la cordillera de
Antofagasta ocurrió en el Jurásico Superior (Vivallo y Henriquez, 1998) precediendo la
actividad transcurrente sinistral del Sistema de Falla de Atacama.
30
A pesar que la mineralización cuprífera domina en las rocas ígneas asociadas al arco
magmático del Jurásico a Cretácico Inferior, los pórfidos cupríferos son raros (solo
Andacollo y algunos prospectos subeconómicos). En contraste los pórfidos cupríferos son
los depósitos económicamente más importantes asociados a las rocas ígneas de los arcos
magmáticos más jóvenes en el norte de Chile.
En el Cretácico Medio (~Albiano) la cuenca de tras-arco emergió por los primeros
movimientos compresivos que afectaron al borde continental activo (fase Mochica de
Megard, 1987) y principalmente en el Cretácico Superior (~Senoniano) una fuerte
compresión (fase Peruana o Sub-hercínica; Coira et al., 1982) produjo plegamiento y
fallamiento de las secuencias estratificadas depositadas previamente en la cuenca
transformándola en un área positiva (proto-cordillera de Domeyko; Mpodozis y Ramos,
1990). Esto representa un cambio paleogeográfico mayor en Chile y en Los Andes en
general.
Con posterioridad a la compresión Peruana se desarrolló un nuevo arco magmático en la
posición de lo que es hoy la Depresión Intermedia de Chile y abarcando hasta la Cordillera
de Domeyko. Sin embargo, la segmentación tectónica pre-existente en la cuenca de trasarco de alguna manera condicionó la actividad magmática subsecuente. De este modo en
Antofagasta la actividad volcánica del Cretácico Superior es muy limitada y se registró
principalmente la depositación de una secuencia sedimentaria clástica roja hacia el oriente
(Formaciones Purilactis, Tolar y afines) y en el noroeste argentino y Bolivia con
sedimentación marina ligada a un mar epicontinental que existió brevemente en el
Cretácico Superior. Desde los ~27° Lat.S hacia el sur se desarrolló, en cambio, una
actividad volcánica principalmente andesítica representada por la Fm. Cerrillos, Viñita y
Las Chilcas, asimismo al norte de los 21° Lat. S. Se depositaron las lavas andesíticas de la
Fm. Cerro Empexa.
No es del todo claro si en Chile existió un equivalente de la fase Larámica de Norteamérica
a fines del Cretácico, pero es claro que la actividad volcánica se generalizo a lo largo de
este nuevo arco magmático en el Paleoceno, e incluyó localmente el desarrollo de calderas
volcánicas (Caldera de Cachinal, Caldera El Durazno) y la consecuente presencia de
importantes niveles de depósitos piroclásticos félsicos (tobas e ignimbritas)
contemporáneos a un volcanismo de carácter intermedio (Fm. Augusta Victoria, ChileAlemania, Fm. Hornitos, Formación Lo Valle). Diversos stocks, diques e intrusivos de
varada composición se emplazaron contemporáneamente con el volcanismo, pero
principalmente dentro de las unidades de rocas pre-volcánicas (basamento del arco). La
actividad volcánica y plutónica continuó ininterrumpidamente hasta fines del Eoceno, pero
una nueva fase de deformación ocurrió entre el Eoceno Medio a Superior (fase Incaica
Maksaev, 1990) resultando en plegamiento, fallamiento inverso y el consecuente
engrosamiento cortical. Esta es una fase deformativa mayor que produjo un importante
alzamiento en la Cordillera de Domeyko y se refleja también por una fuerte discordancia en
Los Andes de Perú. Subsecuentemente a la deformación Incaica la actividad ígnea en la
Cordillera de Domeyko se redujo significativamente y se limitó a algunos centros
distribuidos a lo largo de esta cordillera en los cuales tomo lugar durante el Eoceno
Superior y Oligoceno Inferior ocurrió el emplazamiento de stocks con el desarrollo de
31
pórfidos cupríferos, que corresponden a la última actividad ígnea del arco magmático ya
que posteriormente se formó una nueva cadena volcánica más al este en la frontera entre
Chile y Bolivia y Chile y Argentina. En contraste, en Chile Central el Eoceno Superior Oligoceno se caracterizó por persistente actividad volcánica representada por las
Formaciones Abanico y Coya-Machalí.
En el norte de Chile las rocas del arco del Paleógeno están cortadas por un sistema de fallas
mayor este es el Sistema de Falla de Domeyko (cf. Boric et al., 1990) que se extiende a lo
largo de la Cordillera de Domeyko y ocupa la posición correspondiente al borde oriental de
la cuenca de trás-arco que existió en el Mesozoico, por lo que probablemente el sistema de
falla se desarrolló en la zona de debilidad estructural heredada de las fallas normales que
limitaron la cuenca de trás-arco. Sin embargo, su actividad transcurrente en el Cenozoico
se correlaciona también con un período de convergencia oblicua de dirección NE con altas
razones de convergencia (aprox. 12 cm/año; Cande, 1983) desde los ∼42 a los ∼26 Ma
(anomalías magnéticas 18 a 13) basado en la reconstrucción del movimiento del fondo
oceánico (Pilger, 1983, 1984; Cande y Leslie, 1986; Pardo Casas y Molnar, 1987). El
cizalle dextral de este sistema de fallas previo y durante la mineralización de Chuquicamata
(aprox. 37 a 31 Ma; Maksaev, 1990; Reutter et al., 1991; Lindsay, 1997) es consistente con
su relación con la subducción oblicua NE. Por otra parte, también es evidente que el
Sistema de Falla de Domeyko tiene un importante movimiento sinistral posterior a la
mineralización de Chuquicamata (Reutter et al., 1996; Tomlinson y Blanco, 1997, 1997b)
que no estaría directamente ligado a la subducción oblicua, porque es antitético a la
dirección NE de subducción que persistió al menos hasta los 26 Ma. Consecuentemente, el
movimiento sinistral de la Falla Oeste que tiene un orden de 30 Km se atribuye a
movimientos horizontales que acomodan el fuerte acortamiento cortical producido en el
codo de Arica a lo largo de la zona de debilidad previamente creada como falla ligada a
subducción dentro del arco magmático que estuvo activo hasta alrededor de los 30 Ma
(Tomlinson y Blanco, 1997). Si bien, puede resultar difícil creer la magnitud del
desplazamiento atribuido a la Falla Oeste basado en correlaciones de unidades de roca a
ambos lados de esa estructura e indicadores cinemáticos (Tomlinson y Blanco, 1997b), es
necesario recordar que las razones de convergencia actuales de aprox. 10 cm/año pueden
significar 100 Km de placa oceánica subductada bajo el continente en un millón de años y
si esto se extiende a los 30 Ma significa una convergencia del orden de 3.000 Km entre la
placa oceánica de Nazca y la continental Sudamericana, por lo tanto 30 Km de componente
horizontal lateral significarían solo 1% del total de movimiento convergente ortogonal u
oblicuo entre estas dos placas litosféricas en ese período. El Sistema de Falla de Domeyko
es muy importante, puesto que la mineralización de Chuquicamata (una concentración de
cobre de clase mundial; Ossandón y Zentilli, 1997; Ossandón et al., 2001) ocurrió dentro de
la zona de falla y durante la actividad de cizalle dextral de la misma (Lindsay et al., 1995;
Lindsay et al., 1996; Rojas y Lindsay, 1997; Lindsay, 1997), pero los movimientos
posteriores de gran magnitud del mismo sistema de falla pueden haber desplazado grandes
distancias otros depósitos minerales o partes de ellos como el caso de los complejos ígneos
de El Abra y Fortuna (Dilles et al., 1997).
A partir del Mioceno Inferior se reinició la actividad volcánica en el sector que corresponde
al límite entre Chile con Bolivia y Argentina, lo cual significó un desplazamiento hacia el
32
este de unos 100 a 150 Km del frente magmático. La convergencia oblicua existente
durante el Oligoceno cambió a una convergencia ortogonal entre el continente
Sudamericano y la placa de Nazca y aumentó la razón de convergencia alcanzando a 12 a
15 cm/año entre los 26 y 10 Ma. Este período de altas razones de convergencia coincide
con una amplia expansión del arco mioceno que alcanzó un ancho de unos 350 km
extendiéndose ampliamente en territorios Argentino y Boliviano y también coincide con
varios empujes de deformación compresiva de la fase Quechua que originó fallamiento
inverso, produjo engrosamiento cortical y un significativo alzamiento a lo largo de la
Cordillera Principal y la Cordillera de Domeyko. La posterior disminución de las razones
de convergencia a fines del Mioceno fue acompañada de una restricción del volcanismo al
sector oriental de Chile y al emplazamiento de los pórfidos de oro y pórfidos cupríferos de
Chile central y Norte Chico, así como al desarrollo de sistemas epitermales de metales
preciosos en la porción superior de los sistemas de pórfido. La actividad volcánica
continuó hasta la actualidad, pero se registró un leve desplazamiento hacia el este relativo a
los sistemas de pórfidos del Mioceno Superior – Plioceno. La expansión del magmatismo
Mioceno es atribuido por otros autores (Kay y Mpodozis, 1999) al aplanamiento de la zona
de subducción por el movimiento del continente Sudamericano sobre la placa de Nazca al
aumentar la razón de convergencia.
Durante el Mioceno en el sector comprendido entre los 27° y los 33° Lat. S se produjo la
disminución progresiva del ángulo de subducción, lo que se reflejó en el cese del
volcanismo activo a comienzos del Plioceno y el desarrollo de una zona de fallas inversas y
pliegues en el sector subandino en Argentina. La zona sin volcanismo activo también
carece de una Depresión Intermedia como en el resto de Chile.
FRANJAS METALOGÉNICAS
Los Andes chilenos son esencialmente una subprovincia metalogénica cuprífera, tal como
lo definiera Ericksen (1976). Prácticamente todo el norte de Chile se encuentra
comprendido dentro de la Franja de Cu-(Mo-Au) definida por Sillitoe (1976), la que posee
en general una rica mineralización metálica del Mesozoico y Cenozoico. En contraste el
sur de Chile (>35ºS) tiene una muy limitada cantidad de depósitos metálicos conocidos y
prácticamente no hay yacimientos en explotación, a excepción de la mina de Zn El Toqui y
de Au-Ag de Fachinal en Aysén, genéticamente relacionados actividad ígnea del Cretácico
y Jurásico. El basamento pre-andino está pobremente mineralizado en Chile y no es
relevante para la discusión metalogénica puesto que ningún depósito Paleozoico o prePaleozoico ha contribuido significativamente a la riqueza metálica del país.
En detalle, la mitad septentrional de Chile presenta varias franjas metalogénicas
longitudinales que tienen características distintivas en cuanto a edad (de acuerdo a
numerosas dataciones radiométricas que en esta breve síntesis no se detallan), posición
geográfica y tipo(s) de mineralización presente. En el presente texto se hace una
33
combinación de la distribución espacial con la edad de los depósitos, de modo que se le
asigna un rango de edad a las franjas metalogénicas. Estas son:
Franja Metalogénica del Carbonífero Superior a Triásico
Aunque la mineralización pre-andina es
generalmente pobre en Los Andes del Norte de
Chile existe una franja de pórfidos cupríferos del
Paleozoico Superior a Triásico (Fig 1). Esta se
ubica en la extensión norte de un arco magmático
del Carboníferos Superior a Triásico Inferior que
se extiende por más de 2.500 km desde el norte
de Chile hasta el sur de Argentina (Mpodozis y
Ramos ,1990, Camus, 1998). La existencia de
una faja de yacimientos de tipo pórfido cuprífero
del Paleozoico Superior - Triásico fue
inicialmente reportada por Sillitoe (1977) en Los
Andes Argentinos, pero exploraciones recientes y
datos geocronológicos (en su mayor parte
inéditos) muestran que esta faja se extiende a Los
Andes del norte de Chile donde los pórfidos
antiguos están entremezclados con los pórfidos
cupríferos del Cenozoico que son más ricos y de
mayor tamaño (Camus, 1998, Williams et al.,
1999).
Fig. 1. Faja de pórfidos cupríferos del
Paleozoico Superior - Trásico. (basado en
Camus, 1998 y Williams et al., 1999).
Constituye la Franja Metalogénica del
Carbonífero Superior a Triásico
La mineralización de tipo pórfido cuprífero
relacionada al magmatismo del Paleozoico
Superior Triásico, pero la mayor parte de estos
sistemas magmático-hidrotermales antiguos están
pobremente mineralizados (son depósitos subeconómicos), lo que sugiere que las
condiciones para concentración importante de cobre no fueron óptimas en ese lapso de
tiempo geológico. Lo pobre de la mineralización cuprífera podría también ser el resultado
de un nivel de erosión relativamente profundo de las rocas ígneas y sistemas porfíricos del
Paleozoico Superior a Triásico, que hubiera denudado las partes ricas de los depósitos. Sin
embargo, el estudio detallado del depósito San Jorge en la Cordillera Argentina (Williams
et al., 1999) revela la existencia de 2 Mt de Cu contenido preservado en los niveles altos de
este pórfido cuprífero sugiriendo que la erosión juega un rol metalogénico menor.
34
Franja Metalogénica del Jurásico
Los depósitos minerales del Jurásico se
presentan en la porción más occidental de
la Cordillera de la Costa. Los más
importantes desde el punto de vista
económico están entre los 21°30’ a
27°30’S y corresponden a los distritos de
yacimientos
estratoligados
de
Cu
hospedados por rocas volcánicas jurásicas
del norte de Chile. Ej. minas Buena
Esperanza, Mantos de la Luna, Mantos del
Pacífico, Susana de Michilla, Mantos
Blancos, Santo Domingo (Fig. 2).
Asimismo, existen sistemas de vetas
cupríferas hospedadas por plutones del
Jurásico Superior. Ej. los sistemas de
vetas Minita - Despreciada, Toldo Velarde, Naguayán – El Desesperado y
Montecristo entre otros (Boric et al., 1990;
Espinosa et al., 1996; Vivallo y Henríquez,
1998). Los antecedentes geocronológicos
indican que tanto los depósitos
estratoligados, como las vetas de Cu fueron
formados en el Jurásico Superior
(aproximadamente entre los 150-140 Ma).
Vivallo y Henriquez (1998) sugirieron que
las vetas cupríferas hospedadas por
plutones y los depósitos de cobre
estratoligados en rocas volcánicas
representarían distintos niveles de sistemas
hidrotermales mayores cogenéticos. Si
bien la mineralización cuprífera es
dominante y económicamente la más
importante de esta franja metalogénica, Fig. 2. Franja Metalogénica del Jurásico.
existen también numerosas vetas auríferas
mesotermales hospedadas por plutones
jurásicos a lo largo de la Cordillera de la Costa y vetas argentíferas en Santa Rosa y
Huantajaya en la Cordillera de la Costa de Iquique, las que están hospedadas por calizas
Jurásicas. Sin embargo, las vetas mesotermales con metales preciosos de esta Franja
Metalogénica no tienen relevancia económica en la actualidad.
35
Franja Metalogénica del Cretácico Inferior
Existe un variado conjunto de tipos de
depósitos metalíferos asociados a rocas
del Cretácico Inferior a lo largo de la
Cordillera de la Costa del norte de Chile
(Fig. 3). Estos incluyen algunos pórfidos
cupríferos, la mayoría de los cuales de los
cuales son subeconómicos a excepción de
Andacollo que es el único que está en
explotación (Reyes, 1991; Oyarzún et al.,
1996). Este pórfido de Cu-Mo es el que
contiene mayor ley de oro (0.23 g/t Au)
de los pórfidos de Cu-Mo en explotación
en el país y hacia el oeste del pórfido
existe mineralización de oro en vetas y en
cuerpos estratoligados también del
Cretácico Inferior. Entre los 26° a 31°S,
existen muchos yacimientos de Fe
(magnetita – apatito) hospedados en rocas
volcánicas del Cretácico Inferior en
sectores aledaños a intrusivos dioríticos a
granodioríticos del Albiano.
Estos
depósitos ferríferos están dentro del
dominio del segmento meridional del
Sistema de Falla de Atacama. Ej. Cerro
Imán (Vivallo et al., 1994), Cerro Negro
(Vivallo et al., 1993), Bandurrias,
Boquerón
Chañar,
Algarrobo
(Montecinos, 1983), El Tofo, Romeral
(Bookstrom, 1977).
Existen indicios
menores de mineralización de cobre y de
oro ligados al mismo contexto,
particularmente en la periferia de los
cuerpos ferríferos o en la zona de la Falla
Fig. 3. Franja Metalogénica del
de Atacama. En el mismo zona donde se
Cretácico Inferior.
presentan los yacimientos de Fe-apatito
existen también yacimientos de óxido de
Fe (Cu-Au) como Candelaria y Manto Verde (Vila et al., 1996) y otros menores del distrito
Punta del Cobre (Marschik y Fonbote, 1996).
En la zona central de Chile y Norte Chico existen también depósitos estratoligados de
cobre, los de mayor volumen están hospedados por rocas volcánicas del Cretácico Inferior
Ej. El Soldado y Lo Aguirre. Además, existen depósitos estratoligados hospedados por
rocas sedimentarias volcanoclásticas como Talcuna y Cerro Negro y en zonas de contacto
36
entre intrusivos del Albiano y calizas neocomianas en las regiones IV y V existen skarns
cupríferos Ej. distritos Panulcillo y La Campana.
A lo largo de la Cordillera de la Costa existe un gran número de vetas auríferas
mesotermales las que se emplazan ya sea en cuerpos intrusivos Cretácicos o en rocas
estratificadas en la periferia de las intrusiones. Actualmente los distritos auríferos del
Cretacico Inferior carecen de importancia económica, pero algunos distritos como
Andacollo y Mantos de Punitaqui se encontraban en explotación hasta hace poco, pero
paralizaron debido a los bajos precios actuales del oro.
Franja Metalogénica del Cretácico Superior
Esta es una faja distribuida en la parte media
del país al menos entre Copiapó y Rancagua
(Fig. 4). Incluye vetas mesotermales a
epitermales de oro y plata. La mayor parte
de las vetas auríferas corresponde a sistemas
de Tipo cuarzo – sulfuros – oro ± cobre
(clasificación de Corbett y Leach, 1998)
como los Distritos El Espino, Farellón
Sanchez y Alhué; sistemas de Tipo
carbonato-metales base-oro como Mantos de
Punitaqui y depósitos epitermales como el
distrito Inca de Oro, Lo Chancón (mina El
Inglés) y el yacimiento El Bronce de Petorca
(Camus et al., 1991).
También se
encuentran distritos clásicos de vetas
mesotermales argentíferas hospedadas en
rocas carbonatadas neocomianas como
Caracoles, Chimberos – Tres Puntas,
Chañarcillo y Arqueros. Localmente existen
prospectos de pórfidos de Cu-Au en el
distrito de Inca de Oro (Dinamarquesa,
Carmen). Sin embargo, en estos prospectos
de tipo pórfido solo ha existido explotación a
pequeña escala de estructuras auríferas,
mientras que la mineralización diseminada
presenta leyes subeconómicas.
Fig. 4. Franja Metalogénica del Cretácico
Superior
37
Franja Metalogénica del Paleoceno a Eoceno Inferior
Esta Franja Metalogénica se extiende desde
el extremo norte de Chile hasta la latitud de
Vallenar (28°30’) ocupando la porción
central del país (Fig. 5). En realidad la
Franja se extiende hacia el norte en territorio
peruano y en el sector sur de dicho país se
localizan
los
pórfidos
cupríferos
económicamente más importantes del Perú:
Cerro Verde, Cuajone, Quellaveco y
Toquepala (Cobbing y Pitcher, 1983; Vidal,
1985; Clark, 1990; Clark et al 1990; Zweng
y Clark, 1995, Petersen y Vidal, 1996). En
Chile también se incluyen pórfidos
cupríferos como Cerro Colorado, Sierra
Gorda, Spence, Centinela, Polo Sur, Gaby,
Lomas Bayas, Fortuna del Cobre y Relincho.
Además,
los
depósitos
vetiformes
mesotermales y/o epitermales argentíferos de
Challacollo, El Inca, Cachinal de la Sierra,
Vaquillas, Sierra Juncal y Lomas Bayas
(Caldera Lomas Bayas) y los depósitos
auríferos de San Cristobal (Rivera, 1984), El
Peñón, El Guanaco (Llaumet, 1979), Sierra
Gorda (mina Farde; Camus, 1990). Algunos
de los depósitos vetiformes de metales
preciosos se presentan en la periferia de los
sistemas de tipo pórfido cuprífero. En la III
Región no se han reconocido pórfidos
cupríferos, pero existen numerosas brechas
Fig. 5. Franja Metalogénica del
con matriz de turmalina en cuerpos
Paleoceno a Eoceno Inferior.
intrusivos granodioríticos equigranulares,
como las existentes en los distritos de San Pedro de Cachiyuyo, Cachiyuyo de Llampos,
Los Azules y Cabeza de Vaca. Algunas de las brechas con matriz de turmalina presentan
mineralización de cobre, la cual ocasionalmente puede estar acompañada de oro, tungsteno
y/o molibdeno. Las brechas con matriz de turmalina son muy comunes en los pórfidos
cupríferos peruanos pertenecientes a esta Franja y también ocurren ocasionalmente en las
regiones mas septentrionales de Chile (Yabricoya, Copucha).
Franja Metalogéncia del Eoceno Superior - Oligoceno Inferior
Esta Franja Metalogénica incluye los yacimientos de mayor importancia económica de
Chile, los que corresponden a pórfidos de Cu-Mo distribuidos dentro del dominio del
Sistema de Falla de Domeyko (Fig. 6). Los yacimientos más relevantes son: Quebrada
38
Blanca (Hunt et al., 1983), Collahuasi
(Dick et al., 1993, 1994; Clark, et al.,
1993), Ujina (Dick et al., 1994), El Abra
(Ambrus, 1977), Radomiro Tomic (Cuadra
et al., 1997; Pemberton, 1997; Cuadra y
Rojas, 2001), Chuquicamata (Alvarez et
al.1980, Zentilli et al., 1994; Reynolds, et
al., 1998; Ossandón et al., 2001), Cerro
Zaldivar (Maturana y Saric, 1991), La
Escondida (Ortiz et al., 1985; Ojeda, 1986;
Alpers y Brimhall, 1988; Padilla et al.,
2001) y El Salvador (Gustafson y Hunt,
1975; Gustafson y Quiroga, 1995; Cornejo
et al., 1997) que están en explotación. Sin
embargo, también existen depósitos como
MM (Sillitoe, et al., 1996), Chimborazo
(Petersen et al., 1996) que no se han
explotado y Potrerillos que se explotó
antiguamente (March, 1935; Olson, 1989;
Marsh et al., 1997).
Asimismo los
prospectos Queen Elizabeth, La Planada
(Neumann, 1973), Copaquire (Hollister and
Bernstein, 1975) y Telégrafo. Al interior
de Vallenar también existen prospectos de
pórfidos de Cu-Au en el distrito la Fortuna.
A diferencia de los depósitos del Paleoceno
existe poca mineralización epitermal de
metales preciosos ligada a esta Franja
Metalogénica.
Sin embargo, existe
mineralización epitermal de oro en calizas
silicificadas en el yacimiento El Hueso
Fig. 6. Franja Metalogénica del
(actualmente agotado) que se suponía
Eoceno Superior – Oligoceno Inferior.
ligado genéticamente al pórfido de
Se muestra también el Sistema de Falla
Potrerillos (Ej. Colley et al., 1989;
de Domeyko.
Davidson y Mpodozis, 1991, Sillitoe,
1991), pero cuya datación (40.25 ± 0.05 Ma) mostró que es 5 millones de años más viejo
que el pórfido Cobre de Potrerillos (35.65 ± 0.03 Ma) y por lo tanto representa un evento de
mineralización separado del pórfido cuprífero, pero pertenece a la misma época
metalogénica (Marsh et al., 1997). A unos 3 km al este de la mina El Hueso se presenta el
yacimiento Agua de la Falda donde se presenta mineralización aurífera en un nivel
coquinoídeo de una secuencia de calcárea jurásica. El cuerpo explotado en Agua de la
Falda está oxidado, pero su continuación en profundidad corresponde al depósito sulfurado
Jerónimo, el cual presenta características asimilables a un reemplazo de carbonatos (Gale,
2000).
39
− Franja Metalogénica del Neógeno
Esta es la Franja Metalogénica más oriental
de Chile y se extiende por la Alta Cordillera
en el sector adyacente al límite con Bolivia y
Argentina (Fig. 7), extendiéndose hacia el
oriente en el territorio de dichos países. Esta
Franja incluye otro grupo de pórfidos
cupríferos de gran importancia económica
para el país, estos son: Los Pelambres (y su
vecino El Pachón en Argentina; Sillitoe,
1979b; Atkinson, et al., 1996), Río Blanco Los Bronces (Waarnars et al., 1985; Serrano
et al., 1996) y El Teniente (Howell y
Molloy, 1960; Clark et al., 1983; Camus,
1975; Cuadra, 1986). Estos yacimientos son
del Mioceno Superior y Plioceno Inferior de
acuerdo a los datos geocronológicos
existentes.
En la Alta Cordillera entre los 26º y 33º S, se
incluye a las previamente conocidas Fajas
de Maricunga y El Indio con depósitos
epitermales
de
metales
preciosos
mayormente de tipo sulfato - ácido como
Esperanza (Vila, 1991; Moscoso et al. 1993),
La Coipa (Oviedo, et al., 1991), La Pepa,
Pascua (Nevada), El Indio, El Tambo en
Chile y Veladero en Argentina, además de
numerosos prospectos como Sancarrón,
Pantanillos, Coipa, Coipita (Maksaev et al.,
1984; Siddeley y Araneda, 1989) y
Pimentón. Además están en esta franja los
Pórfidos de Au de Refugio, Marte, Lobo
(Vila y Sillitoe, 1991), Cerro Casale, La
Fig. 7. Franja Metalogénica del
Pepa y Santa Cecilia. En detalle existen
Neógeno. Incorpora las previas Fajas
depósitos del Mioceno Inferior (Esperanza,
del Indio y Maricunga.
La Coipa, La Pepa, Refugio, Santa Cecilia) y
del Mioceno Superior (Marte, Lobo,
Aldebarán, Pascua, Veladero, Sancarrón, El Indio, El Tambo, Pimentón) (Sillitoe, et al.,
1991; McKee et al., 1994).
Los depósitos epitermales de la franja de El Indio tienen una edad comparable a la de
pórfidos cupríferos del Mioceno Superior de la zona central de Chile y la misma posición
geográfica en la Alta Cordillera traslapándose con los pórfidos cupríferos (Ej. Prospecto
Pimentón en la V Región). Consecuentemente, algunos de los sistemas epitermales de tipo
40
sulfato-ácido representan niveles superiores de sistemas de tipo pórfido a profundidad. En
el extremo norte esto es obvio por la existencia de pórfidos auríferos con sobreimposición
de alteración de tipo ácido-sulfato (Ej. Marte, Sillitoe, 1994) y por la existencia de
alteración/ mineralización de tipo ácido-sulfato en el prospecto Aldebarán sobre el pórfido
de Cu-Au de Cerro Casale (Vila y Sillitoe, 1991). Además, la existencia de mineralización
de tipo pórfido cuprífero ha sido mencionada en niveles profundos del distrito El Indio (Ej.
Siddeley y Araneda, 1989).
EPOCAS METALOGÉNICAS
La identificación de las Franjas Metalogénicas anteriores asignándoles un rango de edad
edad definida implica la existencia de épocas metalogénicas discretas en Los Andes de
Chile, las que representan períodos de tiempo geológico en el que se produjo cierto tipo de
depósitos minerales característicos. Todas las Franjas Metalogénicas descritas están
relacionadas a fajas de rocas ígneas relacionadas genéticamente a subducción, pero las
épocas metalogénicas constituyen claramente períodos más breves que los de actividad
magmática a nivel regional y deben representar períodos en los que concurrieron una serie
de factores geológicos, tectónicos, geomorfológicos, etc., además del magmatismo, los que
en conjunto favorecieron la concentración de metales en ese período en particular. Las
épocas metalogénicas relevantes y su metal(es) principal(es) metales asociados son:
−
−
−
−
−
−
−
Jurásico Superior
Cretácico Inferior alto (Albiano)
Cretácico Superior
Paleoceno – Eoceno Inferior
Eoceno Inferior- Oligoceno Inferior
Mioceno
Plioceno Inferior
Cu - Ag
Cu – Fe – Au - Ag
Au – Cu - Ag
Cu - Ag - Au
Cu - Mo
Au – Ag - Cu
Cu – Mo – Au - Ag
Destaca la recurrencia de mineralización cuprífera en las distintas épocas metalogénicas y
la relación de los eventos de mineralización a la posición del frente magmático durante la
evolución geológica de Los Andes, de modo que los depósitos minerales son
progresivamente más jóvenes hacia el este (interior continental).
Por otra parte, en el norte de Chile hay que agregar una época metalogénica supérgena
del Oligoceno a Mioceno Medio, la que tuvo gran relevancia para determinar el valor
económico de los depósitos minerales de Cu, Ag y Au de una amplia región comprendida al
menos entre los 20º y 27ºS (Sillitoe y McKee, 1996), misma que Zentilli (1974) había
asignado preliminarmente al Eoceno – Oligoceno? entre los 26º y 29ºS. En efecto, los
fenómenos de lixiviación, oxidación y enriquecimiento supergeno fueron determinantes
para determinar el valor económico de la mayoría de los depósitos del norte chileno,
mientras que las menas hipógenas solo se han explotado en algunos yacimientos mayores
de alta ley. Por ejemplo en la Región de Antofagasta, con más de 800 depósitos metálicos
conocidos, solo se han explotado históricamente menas de sulfuros primarios en los
41
yacimientos estratoligados de cobre de Buena Esperanza, Mantos Blancos y Santo
Domingo, en vetas cupríferas de alta ley de los distritos Tocopilla, Gatico, Julia y
Montecristo y en algunas de las vetas de plata de Caracoles (Boric et al., 1990).
Los procesos supergenos son el resultado de un reequilibrio de la mineralogía hipógena de
los yacimientos de sulfuros metálicos a las condiciones oxidantes de intemperización
imperantes en la porción más cercana a la superficie de la tierra. Para que esto ocurra los
depósitos primarios deben ser primero exhumados hasta o cerca de la superficie, lo cual en
los pórfidos cupríferos mayores no tomó menos de 11 Ma después de su generación
(Sillitoe y McKee, 1996). El reequilibrio de la mineralogía a las condiciones de
meteorización es un proceso controlado por la fugacidad del oxígeno y puede desarrollarse
en un tiempo muy breve, por ejemplo la simulación numérica de Ague y Brimhall (1989)
requería solo de 12.000 años para disolver completamente la calcopirita, magnetita y
destruir la pirita de un hipotético pórfido cuprífero. Sin embargo, como el proceso está
ligado a condiciones dinámicas como denudación, clima, nivel freático, etc. el tiempo real
del proceso puede ser más extendido y de acuerdo a dataciones de alunitas supergenas se ha
estimado entre 0,4 y 6,2 Ma en depósitos individuales del norte de Chile (Sillitoe y McKee,
1996).
La actividad supergena en el norte de Chile cesó a los ∼14 Ma debido al cambio climático
de condiciones semi-áridas en el Mioceno Inferior a hiper-áridas en el Mioceno Medio
(Alpers y Brimhall, 1986; Mortimer, 1980). Este cambio climático muy probablemente se
debió al alzamiento andino, ya que la cordillera y altiplano aislaron efectivamente el
extremo occidental de Sudámerica de las masas de aire húmedo amazónico y contribuyeron
a estabilizar el anticiclón del Pacífico.
En los pórfidos cupríferos del Mioceno Superior – Plioceno Inferior de la zona central de
Chile, también existe enriquecimiento supergeno, que no es tan rico como en los depósitos
más antiguos del norte de Chile, pero localmente llega a doblar las leyes primarias y
produjo volúmenes importantes de menas enriquecidas. Este proceso de enriquecimiento
supergeno está ligado al nivel actual de aguas subterráneas y todavía está activo (Ej.
Serrano et al., 1996).
CONCLUSIONES
Los Andes Centrales no son ricos en mineralización metálica debido a la existencia de una
fuente primaria profunda o somera enriquecida en metales (rocas madres con contenidos
geoquímicos anómalos de ciertos metales) o etapas policiclicas de concentración metálica
(maduración metalogénica), sino que por la actividad magmática ligada a la subducción y a
la capacidad de los magmas generados en el ambiente suprasubducción para la extracción,
transporte y, a niveles epizonales, concentración de metales mediante una fase fluida de
derivación primordialmente magmática. Las evidencias son cada vez más concluyentes
para señalar que es la eficiencia de los procesos mineralizadores ligados al magmatismo y
no el contenido metálico de las rocas fuentes o rocas de caja los que determinan las
características metalogénicas de los arcos cordilleranos.
42
La existencia de épocas discretas de mineralización, en algunos casos caracterizadas por la
generación de depósitos gigantes de cobre-molibdeno como en el caso de Los Andes
chileno, reflejan períodos de tiempo geológicos en los que se generaron magmas capaces de
alcanzar niveles poco profundos de la corteza y con composiciones adecuadas como para
generar sistemas hidrotermales mayores. Además, probablemente existían condiciones
geológicas favorables específicas en la corteza durante el mismo período.
Las condiciones dinámicas y siempre cambiantes de la tectónica de placas determinan
variaciones longitudinales y transversales en las características de mineralización metálica,
pero la repetición o recurrencia de mineralización cuprífera en Los Andes Chilenos refleja
un sistema coherente de generación magmática ligado a la subducción de corteza oceánica
debajo del borde continental.
Las rocas del basamento pre-andino en Chile están pobremente mineralizadas y no
constituyen un metalotecto de interés económico, a pesar de la existencia de prospectos de
tipo pórfido cuprífero. Sin embargo, todavía está por evaluarse la importancia de la
naturaleza del basamento para determinar la mineralización metálica a lo largo de la cadena
y el rol de las estructuras mayores pre-andinas en la localización de centros plutonovolcánicos andinos y su mineralización asociada.
La metalogénesis de Chile está estrechamente ligada a la evolución geotectónica del país,
en particular con los aspectos magmáticos y estructurales del desarrollo de la cadena andina
desde el Jurásico. Toda la mineralización metálica económicamente importante de Los
Andes Chilenos tiene origen hidrotermal y en su mayor parte está ligada a la intrusión de
granitoides dominantemente de Tipo I o de la Serie de Magnetita, reflejando un origen
ígneo subcortical y un alto estado de oxidación (alta fugacidad de oxígeno en los magmas y
en las fases fluidas que se exsolvieron a partir de ellos). Resultando en una asociación con
depósitos hidrotermales de sulfuros de metales calcófilos (Cu, Mo, Zn, Pb, Ag, Au, Fe) y
ausencia casi total de depósitos de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb), los que ocurren solo
en posición de trás-arco en los países vecinos (Bolivia, Argentina) y ligados a intrusivos
reducidos de Tipo S o de la Serie de la Ilmenita generados por fusión cortical ligada a fajas
corridas y plegadas.
El marco geotectónico fue desde inicios del Jurásico de margen continental activo con
subducción de la placa oceánica debajo del continente sudamericano (arco cordillerano).
Sin embargo, hay evidencias que indican un régimen global extensivo en la zona de
subducción durante el Jurásico y Cretácico Inferior (margen convergente tipo Mariana), el
cual cambió a un régimen de tipo compresivo a partir del Cretácico Superior (margen de
tipo Chileno). A pesar que la metalogénesis en los dos estilos de convergencia está
dominada por mineralización cuprífera en Los Andes Chilenos, es notable que los depósitos
cupríferos mayores durante la etapa no-compresiva fueron los depósitos estratoligados de
Cu hospedados en rocas volcánicas, mientras que en la etapa compresiva fueron pórfidos
cupríferos.
En Los Andes Centrales existieron una serie de arcos magmáticos que estuvieron activos en
durante la larga y continua subducción de corteza oceánica bajo el borde continental de
43
Sudamérica. El frente magmático desde el Jurásico en adelante migró sistemáticamente al
este en respuesta a eventos de deformación compresiva que se correlacionan con etapas
mayores de reorganización del sistema de placas oceánicas. Las variaciones de velocidad
de convergencia, localmente del ángulo de subducción y de la estructura específica de la
corteza continental determina una segmentación tectónica a lo largo de Los Andes y los
distintos segmentos presentan diferencias en el tipo de depósitos metálicos característicos.
El hecho que algunos segmentos tectónicos parecen ser perennes a pesar de condiciones de
placas siempre cambiantes sugiere la existencia de estructuras transversales mayores en el
complejo borde continental/placa oceánica, las cuales parecen ejercer un fuerte control
sobre los límites de franjas metalogénicas (Sillitoe, 1974, 1976). Las franjas metalogénicas
aparecen, pues, como bandas longitudinales relacionadas con varios arcos magmáticos
también longitudinales y con quiebres transversales en sus extremos norte y sur.
La concentración de metales ocurrió en ciertos períodos favorables (épocas metalogénicas)
cuando se concentraron grandes cantidades de metales en uno o más tipos de yacimientos.
Estas épocas metalogénicas corresponden a períodos discretos de tiempo geológico en que
se generaron magmas con mayor capacidad de generar depósitos metálicos de origen
hidrotermal, debido a la concurrencia de un conjunto de condiciones geológicas favorables.
Las épocas metalogénicas del Eoceno Superior - Oligoceno Inferior, Mioceno Superior –
Plioceno Inferior y Paleoceno – Eoceno Inferior están dominadas por mineralización de
tipo pórfido cuprífero e indudablemente son las más relevantes desde el punto de vista
económico para Chile. Estos períodos de mineralización de tipo pórfido cuprífero
ocurrieron subsecuentemente a etapas mayores de deformación compresiva en Los Andes
Centrales (fases compresivas Peruana, Incaica y Quechua) y revelan que la formación de
depósitos cupríferos gigantes tiene un estrecha relación con los procesos geotectónicos
mayores del margen convergente activo de Sudamérica que afectan las condiciones de
generación de magmas y su emplazamiento a niveles corticales someros. Las épocas
metalogénicas del Jurásico Medio y Cretácico Inferior son representadas en cambio por
yacimientos de cobre estratoligados y sistemas de vetas cupríferas (con la excepción del
pórfido de Andacollo) y esta diferencia de tipo de depósitos cupríferos reflejarían
condiciones geotectónicas no-compresivas dominantes durante esos períodos.
Los períodos de mayor relevancia para los metales preciosos (oro y plata) en Chile son el
Paleoceno y el Mioceno, períodos en los que se formaron importantes sistemas epitermales
dominantemente de tipo ácido-sulfato en el norte de Chile. La época metalogénica del
Cretácico Superior tiene importancia subordinada, pero durante ella se formaron
importantes sistemas de vetas mesotermales y epitermales de tipo adularia-sericita,
generalmente con mineralización de oro ligada a metales base.
Mención aparte requiere una importante época metalogénica supérgena del Oligoceno a
Mioceno Medio cuyo efecto tuvo gran relevancia para determinar el valor económico de
los depósitos minerales de Cu, Ag y Au del norte de Chile.
Los Andes del Sur de Chile tienen escasa importancia en cuanto a su contribución minera
metálica. Lo cual es sorprendente porque los procesos geológicos globales no deben haber
44
sido significativamente distintos a los de la mitad norte del país. Si bien, un menor grado
de exploración minera puede explicar, en parte, la diferencia, quizás la tenga mucho mayor
relevancia el efecto de una denudación más rápida y profunda en la cordillera meridional
debido al clima húmedo imperante y el efecto pantalla de la cordillera misma que captura la
mayor parte de las precipitaciones en su vertiente occidental (aparte de la profunda erosión
glacial pleistocena). Las mismas razones climáticas redundan en la ausencia en Los Andes
del sur del desarrollo de zonas importantes de oxidación o enriquecimiento supergeno tan
comunes e importantes económicamente en los depósitos metálicos el norte del país. En el
sur de Chile solo los depósitos primarios de alta ley como el skarn de Zn-Pb (Au) de El
Toqui, o las vetas epitermales de Ag-Au de Fachinal tienen contenidos metálicos
suficientes para permitir una explotación minera.
REFERENCIAS
Ague, J.J., and Brimhall, G.H., 1989. Geochemical Modeling of Steady State Fluid Flow and
Chemical Reaction during Supergene Enrichment of Porphyry Copper Deposits.
Economic Geology, V. 84, pp. 506-528.
Aguirre, L., Levi, B., and Offler, R., 1978. Unconformities as mineralogical breaks in the
burial metamorphism of the Andes. Contributions to Mineralogy and Petrology,
V. 66, pp. 361-366.
Alpers, Ch.N., and Brimhall, G.H., 1988. Middle Miocene Climatic Change in the Atacama
Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida.
Geological Society of America Bulletin, V. 100, pp. 1640-1656.
Alvarez, C.O.; Miranda, M.J. y Guzmán, V.P., 1980. Geología del Complejo Chuquicamata.
En: Minería de Cobres Porfíricos, V. 2, Instituto de Ingenieros de Minas de
Chile, Santiago, pp. 314-363.
Ambrus, J., 1977. Geology of the El Abra Porphyry Copper Deposit, Chile. Economic
Geology, V. 72, pp. 1062-1085.
Atkinson, W.W.Jr.; Souviron, A.; Vehrs, T.I.; Faunes, A., 1996. Geology and Mineral
Zoning of the Los Pelambres Porphyry Copper Deposit, Chile. In : Camus, F.,
Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries,
Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of Economic Geologists,
Special Publication Number 5, pp. 131-155.
Baranzagi, M. and Isacks, B.L., 1976. Spatial distribution of earthquakes and subduction of
the Nazca plate beneath South America, Geology, V. 4, pp. 686-692.
Barton, M.D. and Johnson, D.A., 1996. Evaporitic source model for igneous related Fe
oxide-(REE-Cu-Au-U) mineralization. Geology, V. 24, p. 259-262.
Beck, M.E., 1983. On the mechanism of tectonic transport in zones of oblique subduction.
Tectonophysics, V. 93, pp. 1-11.
Beck, M.E., 1986. Model for Late Mesozoic-Early Tertiary tectonics of coastal California
and western Mexico and speculations on the origin of the San Andreas fault.
Tectonics, V. 5, N°1, pp. 49-64.
45
Berning, J., 1986. The Rösling uranium deposit. South West Africa/Namibia. In: Anhauser,
C.R. and Maske, S. eds. Mineral deposits of Southern Africa, V. 2: Geological
Society of South Africa, Johannesburg, pp. 1819-1832.
Blevin, P.L., and Chappel, B.W., 1992. The role of magma sources, oxidation states, and
fractionation in determining the granite metallogeny of Eastern Australia:
Transactions of the Royal Society of Edimbourgh: Earth Sciences, V. 83, pp.
305-316.
Blevin, P.L., and Chappel, B.W., 1995. Chemistry, origin and evolution of mineralized
granites of the Lachlan Fold Belt, Australia: The Metallogeny of I- and S-type
granites: Economic Geology, V. 90, pp. 1604-1619.
Bodnar, R.J., 1995. Fluid inclusion evidence for a magmatic source for metals in porphyry
copper deposits. In: Thompson, J.F.J., ed., Magmas, fluids, and ore deposits:
Mineralogical Society of Canada Short Course Series, V. 23, pp. 139-152.
Bookstrom, A.A., 1977. The magnetite deposits of El Romeral, Chile. Economic Geology,
V. 64, pp. 1101-1130.
Bookstrom, A.A., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna-type in Chile and
Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry: a discussion. Economic
Geology, V. 90, p. 469-473.
Boric, R., Díaz, F. Y Maksaev, V., 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región
de Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín 40,
Santiago, 246 p.
Brown, M., Díaz, F., and Grocott, J., 1993. Displacement history of the Atacama fault
system 25º00’-27º00’S, northern Chile. Geological Society of America
Bulletin, V. 105, pp. 1165-1174.
Brown, L., Klein, J., Middleton, R., Sacks, I.S. and Tera, F., 1982. 10Be in Island-Arc
Volcanoes and Implications for Subduction, Nature, V. 229, pp. 718-720.
Burnham, C.W., 1979. Hydrothermal fluids at the magmatic stage. In: Barnes, H.L. (Editor),
Geochemistry of hydrothermal ore deposits, Holt, Rinehart and Winston Inc., pp.
34-76.
Burnham, C.W., 1979. Magmas and hydrothermal fluids. In: Barnes, H.L. ed., Geochemistry
of hydrothermal ore deposits, 2nd edition: John Willey, New York, pp. 71-136.
Burnham, C.W., 1981. Convergence and mineralization, Is there a relation?, Geological
Society of America, Memoir 154, pp. 761-768.
Burnham, C.W., 1981a. Physicochemical constraints on porphyry copper mineralization. In:
Dickinson, W.R. and Payne. W. (Editors), Relations of tectonics to ore deposits
in the Southern Cordillera. Arizona Geological Society Digest, Tucson, Arizona,
Vol.XIV, pp. 71-77.
Burnham, C.W., 1985. Energy release in subvolcanic enviroments: Implications for Breccia
Formation. Economic Geology, V. 80, pp. 1515-1522.
Burnham, C.W. and Ohmoto, H., 1980. Late-stage processes of felsic magmatism. Mining
Geology Special Issue, N°8, pp. 1-11.
Bysouth, G.D. and Wong, G.Y., 1995. The Endako molybdenum mine, central British
Columbia: An update, in Schroeter, T.G. ed., Porphyry deposits of the
Northwestern Cordillera of North America: Canadian Institute of Mining and
Metallurgy, Special Volume 46, pp. 697-703.
46
Buspy-Spera, C.J. and Saleeby, J.B., 1990. Intra-arc strike-slip fault exposed at batholithic
levels in the southern Sierra Nevada, California. Geology, V. 18, pp. 255-259.
Camus, F., Geology of El Teniente orebody with emhasis on wall rock alteration. Economic
Geology, V. 70, pp. 1341-1372.
Camus, F., 1990. The geology of hydrothermal gold deposits in Chile. Journal of
Geochemical Exploration, 36, pp. 197-232.
Camus, F., Boric, R., Skewes, A., Castelli, J.C., Reichhard, E., and Mestre, A., 1991.
Geologic, Structural, and Fluid Inclusion Studies of El Bronce Epithermal vein
system, Petorca, Central Chile. Economic Geology, V. 86, pp. 1317-1345.
Cande, S., 1983. Nazca-South America Plate Interactions 80 m.y. B.P. to present. (Abstract),
EOS, V. 64, N°45, p. 65.
Cande, S.C. and Leslie, R.B., 1986. Late Cenozoic tectonics of the southern Chile trench.
Journal of Geophysical Research, V. 91, No. B1, pp. 471-496.
Candela, P.A., 1989. Felsic magmas, volatiles, and metallogenesis. Reviews in
Economic Geology, V. 4, p. 223-233.
Candela, P.A., 1989. Felsic magmas, volatiles and metallogenesis. In: Whitney, J.A. and
Naldrett, A.J. eds., Ore deposits associated with magmas: Reviews in Economic
Geology, V. 4, pp223-233.
Candela, P.A., 1991. Physics of aqueous phase evolution in plutonic environments.
American Mineralogist, V. 76, p. 1081-1091.
Candela, P.A. and Piccoli, P.M., 1995. Model ore-metal partitioning from melts into
vapor/brine mixtures. In: Thompson, J.F.H. ed., Magmas, fluids and ore
deposits: Mineralogical Association of Canada Short Course Series, V. 23,
pp.101-127.
Carten, R.B.; Walker, B.M.; Geraghty, E.P. and Gunow. A.J., l988. Comparison of fieldbased studies of the Henderson porphyry molybdenum deposit with
experimental theoretical models of porphyry systems in Taylor. R P. and
Strong. D F, eds.. Recent advances in the geology of granite-related mineral
deposits: Canadian Institute of Mining and Metallurgy, Special Volume 39,
pp.351-366.
Carten, R.B.; White, W.H. and Stein, H.J., 1993. High-grade granite-related molybdenum
systems: classification and origin. In: Kirkham, R.V.; Sinclair, W.D.; Thorpe,
R.I. and Duke, J.M., eds., Mineral Deposit Modelling: Geological Association
of Canada, Special Paper 40, pp. 521-554.
Cembrano, J.; Lavenu, A.; Arancibia, G.; Sanhueza, A., and Reynolds, P., 1997. Coeval
transpressional and transtensional magmatic arc tectonics in the southern
Andes. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas V. III, Universidad Católica
del Norte, Antofagasta, pp. 1613-1616.
Cerny, P., 1991. Rare-element granitic pegmetites. Part II: Regional to global
environments and petrogenesis. Geoscience Canada, V. 18, N°2, pp. 68-81.
Clark, A.H., 1990. The slump breccias of the Toquepala Porphyry Cu(-Mo) Deposit, Peru:
Implications for Fragment Rounding in Hydrothermal Breccias. Economic
Geology, V. 85, pp. 1677-1685.
Clark, A.H., Tosdal, R.M., Farrar, E., and Plazoles, A., 1990. Geomorphologic Environment
and Age of Supergene Enrichment of the Cuajone, Quellaveco, and Toquepala
47
Porphyry Copper Deposits, Southeastern Peru. Economic Geology, V. 85, pp.
1604-1628.
Clark, A.H., 1993. Are outsize porphyry copper deposits either anatomically or
environmentally distinctive?.
Society of Economic Geologists Special
Publication 2, p. 213-283.
Clark, A.H., Caelles, J.C., Farrar, E., Haynes, S.J., Lortie, R.B., Mc.Bride, S.L., Quirt, G.S.,
Robertson, R.C.R. and Zentilli, M., 1976. Longitudinal variations in the
metallogenic evolution of the Central Andes: a progress report. In: Strong, D.F.
(Editor), Metallogeny and Plate Tectonics. Geol. Assoc. of Canada, Special Paper
N°14, pp. 23-58.
Clark, A.H., Farrar, E., Camus, F., and Quirt, G.S., 1983. K-Ar age data for El Teniente
porphyry copper deposit, Central Chile, Economic Geology, V. 78, Nº 5, p.
1003-1006.
Clark, A.H.; Tosdal, R.M.; Farrar, E. and Plazolles, A., 1990. Geomorphologic
environment and age of supergene enrichment of the Cuajone, Quellaveco, and
Toquepala porphyry copper deposits, Southeastern Peru. Economic Geology,
V. 85, pp. 1604-1628.
Clark, A.H., Archibald, D.A., Lee, A.W., Farrar, E. and Hodgson, C.J., 1998. Laser
Probe 40Ar/39Ar Ages of Early- and Late-Stage Alteration Assemblages, Rosario
Porphyry Copper-Molybdenum Deposit, Collahuasi District, I Region, Chile.
Economic Geology, V. 93, Nº 3, p. 326-337.
Cline, J.S., 1995. Genesis of porphyry copper deposits: The behaviour of water, chloride and
copper in crystallizing melts, In: Pierce, F.W. and Bolm, J.G., eds. Porphyry
Copper Deposits of the Amrican Cordillera: Arizona Geological Society Digest
20, pp. 69-82.
Cline, J.S:, and Bodnar, R.T., 1991. Can Economic Porphyry Copper Mineralization be
Generated by a Typical Calk-Alkaline Melt?. Journal of Geophysical Research,
Vol. 96, Nº B5, pp. 8113-8126.
Cloos, M. and Shreve, R.L., 1988. Subduction-channel model of prism accretion, melange
formation, sediment subduction, and subduction erosion at convergent plate
margins: 1. Background and description. Pure and Applied Geophysics, V. 128,
Nos. 3/4, pp. 455-500.
Cobbing, E.J., and Pitcher, W.S., 1983. Andean plutonism in Peru and its relationship to
volcanism and metallogenesis at a segmented plate edge: In: Rodick, J.A., ed.,
Circum-Pacific terranes, Geologica Society of America, Memoir 159, pp. 277291.
Coira, B., Davidson, J., Mpodozis, C. and Ramos, V. , 1982. Tectonic and Magmatic
Evolution of the Andes of Northern Argentina and Chile. Earth Science
Reviews, V. 18, p. 303-332.
Colley, H., Treolar, P.J., and Díaz, F., 1989. Gold-silver mineralization in the El
Salvador region, northern Chile. Economic Geology Monograph 6, p. 208-217.
Collins, W.J., Beams, S.D., White, A.J.R., and Chapell, B.W., 1982. Nature and origin of Atype granites with particular reference to southeastern Australia: Contributions to
Mineralogy and Petrology, V. 80, pp. 189-200.
48
Corbett, G.J., and Leach, T.M., 1998. Southwest Pacific Rim Gold-Copper Systems:
Structure, Alteration, and Mineralization. Society of Economic Geologists,
Special Publication Number 6, 237 p.
Cornejo, P., Tosdal, R.M., Mpodozis, C., Tomlinson, A.J., Rivera, O., and Fanning,
C.M., 1997. El Salvador, Chile, porphyry copper deposit revisited: Geologic
and geochronological framework. International Geology Review, V. 39, p. 2254.
Crépeau, R., Voicu, G, and Bardoux, R., 1996. Geology and metallogeny of the Omai gold
mines, Guyana, South America: 39th Congresso Brasileiro de Geologia, Salvador,
Bahía, 1996, Anais, V. 7, pp. 241-243.
Crouse, R.A., Cerny, P.L., and Burt, R.O., 1984. The Tanco pegmatite, southeastern
Manitoba. In: Guillet, G.R., and Martin, W., eds. The Geology of Industrial
Minerals in Canada: Canadian Institute of Mining and Metallurgy, Special
Volume 29, pp. 169-176.
Cuadra, P., 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes.
Revista Geológica de Chile, Nº 27, pp. 3–26.
Cuadra, P. and Rojas, G., 2001. Oxide Mineralization at the Radomiro Tomic Porphyry
Copper Deposit, Northern Chile. Economic Geology, V. 96, pp. 387-400.
Cuadra, P., Grez, E., y Gröpper, H., 1997. Geología del yacimiento Radomiro Tomic. VIII
Congreso Geológico Chileno, Actas, Universidad Católica del Norte,
Antofagasta, pp. 1918-1922.
Dallmeyer, R.D., Brown, M., Grocott, J., Taylor, G.K. and Treolar, P.J., 1996. Mesozoic
Magmatic and Tectonic Events within the Andean Plate Boundary Zone, 26º27º30’S, North Chile: Constraints from 40Ar/39Ar Mineral Ages. The Journal of
Geology, V. 104, University of Chicago, pp. 19-40.
Damm, K.-W., Pichowiak, S. and Todt, W., 1986.
Geochemie, petrologie und
geochronologie der plutonite und des metamorphen grundgebirges in Nordchile.
Berliner geowiss. Abh., (A), V. 66, pp. 73-146, Berlin.
Davidson, J., 1987. Tectonic and magmatic evolution of the southern Central Andes. In_
IUGS/UNESCO, Deposit Modeling Workshop, Hydrothermal System in
Volcanic Terrains (Abstract), 3p.
Davidson, J., 1988. Tectonic and magmatic evolution of the Southern Chilean Central
Andes. Revista Geológica de Chile, V. 15, Nº 2, pp.195-197.
Davidson, J., and Mpodozis, C., 1991. Regional geologic setting of epithermal gold
deposits, Chile. Economic Geology, V. 86, p. 1174-1186.
Dewey, J., 1980. Episodicity, sequence, and style at convergent plate boundaries. In:
Strangway, D. (Editor), The Continental Crust and its Mineral Deposits,
Geological Association of Canada, Special Paper N°20, pp. 553-577.
Dewey, J.F. and Bird, F.M., 1970. Mountain belts and the new global tectonic. Journal of
Geophysical Research, V. 75, pp. 2625-2647.
Díaz, M., Cordani, U., Kawashita, K., Baeza, L., Venegas, R., Hervé, F. and Munizaga, F.,
1985. Edades radiométricas preliminares de Península Mejillones, Norte de
Chile. Comunicaciones Nº35, Departamento de Geología, Universidad de Chile,
Santiago, pp. 59-67.
Dick, L.A.; Ossandon, G.; Fitch, R.G.; Swift, C.H. and Watts, A., 1993. Discovery of blind
copper mineralization at Collahuasi, Chile. Abstract, In: Integrated methods in
49
exploration and discovery, Littleton, Colorado, Society of Economic Geologists,
Program and Abstracts, pp. AB 21-23.
Dick, L.A., Chávez, W.X., Gonzalez, A., and Bisso, C., 1994. Geologic Setting and
Mineralogy of the Cu-Ag-(As) Rosario Vein System, Collahuasi District, Chile.
SEG Newsletter, Nº 19, pp. 1-11.
Dilles, J., Tomlinson, A., Martin, M., and Blanco, N., 1997. The El Abra and Fortuna
complexes: a porphyry copper batholith sinistrally displaces by the Falla Oeste.
VIII Congreso Geológico Chileno, Actas, Vol. III, Universidad Católica del
Norte, Antofagasta, pp. 1883-1887.
Dreyer, H. and Soto, H., 1985. Geología de Mina Susana, un yacimiento novedoso en
Carolina de Michilla. Actas IV Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, V. 2,
pp. 3-354 - 3-382.
Enaudi, M.T., Mehnert, L.D., and Newberry, R.J., 1981. Skarn deposits: Economic
Geology, 75th Anniversary Volume, pp. 317-391.
Ericksen, G.E., 1975. Metallogenic provinces of the southeastern Pacific region. U.S.
Geological Survey, Open file Report (IR)CP-1, 52 p.
Ericksen, G.E., 1976. Metallogenic provinces of Southern Pacific Region. Am. Assoc. of
Petroleum Geologists Bull. Memoir 25, pp. 527-537. Espinoza, S., 1981. Esbozo
metalogénico del distrito de Michilla, II Región, Chile. Actas Primer Coloquio
sobre Volcanismo y Metalogénesis, Depto. Geociencias, Univ. del Norte,
Antofagasta, Chile, pp. 71-81.
Espinoza, S., 1982. Definición del tipo diseminado infravolcánico de súlfuros de cobre.
Actas III Congreso Geológico Chileno, V. 3, Concepción, pp. E201-E219.
Espinoza, S., and Palacios, C., 1982. Metalogénesis de los yacimientos de la Cordillera de la
Costa entre Taltal y Tocopilla, 22º-23ºS. 5º Congreso Latinoamericano de
Geología, Buenos Aireas, Argentina, Actas, V. 3, pp. 51-63.
Espinoza, S., Véliz, H., Esquivel, J., Arias, J., y Moraga, A., 1996. The Cupriferous Province
of the Coastal Range, Northern Chile. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen,
R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and
Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 5,
pp. 19-32.
Fontboté, L., Amstutz, C., Cardozo, M., Cedillo, E., and Frutos, J. (Editores), 1990.
Stratabound Ore Deposits in the Andes. Springer Verlag, Berlín, 815 p.
Frutos, J. y Pincheira, M., 1985. Metalogénesis y yacimientos metalíferos chilenos. In:
Frutos, J., Oyarzun, R. and Pincheira, M. (Editors), Geología y Recursos
Minerales de Chile. Editorial de la Univ. de Concepción, pp. 469-487.
Fitch, T.J., 1972. Plate convergence, transcurrent faults, and internal deformation adjacent to
southeast Asia and the Western Pacific. Journal of Geophysical Research, V. 77,
pp. 4432-4460.
Geijer, P., 1960. The Kiruna ores, In: Guide to Excursions A27 and C22, Part 1 (Sweden):
21st International Geological Congress, Norden, 1960, pp. 24-38.
Goellniccht, N.M., Groves, D.I., McNaughton, N.J., and Dimo, G., 1989. An epigenetic
origin for the Telfer Deposit, Western Australia. In: Keays, R.R., Ramsay,
W.H.R., and Groves, D.I., eds., The geology of gold deposits: the perspective in
1988: Economic Geology Monograph 6, pp. 151-167.
50
Grocott, J., Brown, M. and Dallmeyer, R.D., Taylor, G.K., and Treolar, P.J., 1994.
Mechanisms of continental growth in extensional arcs: An example from the
Andean Plate Boundary Zone: Geology, V. 22, pp. 391-394.
Gröschke, M., Von Hillebrandt, A., Prinz, P.,Quinzio, L.A., and Wilke, H.-G., 1988. Marine
Mesozoic Paleogeography in Northern Chile between 21º and 26ºS. In:
Bahlburg, H., Breitkreutz, C., and Giese, P. (Editors). The Southern Central
Andes. Lecture Notes in Earth Sciences, 17, pp. 105-117.
Guild P.W., 1972. Distribution of metallogenic provinces in relation to major earth features.
In: Petrascheck, W.E. (Editor), Metallogenetic and Geochemical Provinces,
Springer-Verlag.
Gustafson, L.B., 1979. Porphyry copper deposits and calc-alkaline volcanism. In: Mc Elhini,
M.W. (Editor), The earth its origin, structure and evolution. Acad. Press.,
London, pp. 427-468.
Gustafson, L.B., and Hunt, J.P., 1975. The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile.
Economic Geology, V. 70, N°5, pp. 857-912.
Gustafson, L.B., and Quiroga, J., 1995. Patterns of Mineralization and Alteration below the
Porphyry Copper Orebody at El Salvador, Chile. Economic Geology, V. 90, pp.
2-16.
Hedenquist, J.W. and Lowenstern, J.B., 1994. The role of magmas in the formation of
hydrothermal ore deposits. Nature, V. 370, pp. 519-526.
Heinrich, C.A., Ryan, C.G., Mernagh, T.P., and Eadington, P.J., 1992. Segregation of ore
metals between magmatic brina and vapor – a fluid inclusion study using PIXE
microanalysis: Economic Geology, V. 87, pp. 1566-1583.
Heinrich, C.A., Günther, D., Audétat, A., Ulrich, T, and Frischknecht, R., 1999. Metal
fractionation between magmatic brine and vapor, determined by microanalysis of
fluid inclusions. Geology, V. 27, no. 8, pp. 755-758.
Hervé, F.; Godoy, E.; Parada, M.A.; Ramos, V.; Rapela, C.; Mpodozis, C. and Davidson, J.,
1987. A general view on the Chilean-Argentine Andes, with emphasis on their
early history. In: Monger, J.W.H. and Francheteau, J. (editors) Circum-Pacific
Orogenic Belts and Evolution of the Pacific Ocean Basin.
American
Geophysical Union – Geological Society of America, Geodynamic Series, V. 18,
pp. 97-113.
Hervé, M., 1987. Movimiento normal de la falla Paposo, Zona de Falla Atacama, en el
Mioceno, Chile. Revista Geológica de Chile, N°31, pp. 31-36.
Hervé, M., 1987a. Movimiento sinistral en el Cretácico Inferior de la Zona de Falla Atacama
al norte de Paposo (24°S), Chile. Revista Geológica de Chile, N°31, pp. 37-42.
Hilde, T.W.C., 1983.
Sediment subduction versus accretion around the Pacific.
Tectonophysics, V. 99, pp. 381-397.
Hirtzman, M.W., Oreskes, N., and Einaudi, M.T., 1992. Geological characteristics and
tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-A-REE) deposits: Precambrian
Research, V. 58, pp. 241-287.
Hollister, V.F., and Bernstein, M., 1975. Copaquire, Chile: Its Geological Setting and
Porphyry Copper Deposit. Transactions AIME (June 1975), pp. 137-258.
Holly, F.R. and Scholl, D.W., 1989. The evolution of forearc structures along an oblique
convergent margin, Central Aleutian Arc. Tectonics, V. 8, No.3, pp. 497-516.
51
Horbe, M.A:, Horbe, A.C., Costi, H.C., and Teixeira, J.T., 1991. Geochemical characteristics
of cryolite-tin-bearing granites from the Pitinga mine, northwestern Brazil – a
review: Journal of Geochemical Exploration, V. 40, pp. 227-249.
Howell, F.H., and Molloy, J.S., 1960. Geology of the Braden orebody, Chile, South
America. Economic Geology, V. 55, Nº 5, p. 863-905.
Hunt, J.P., Bratt, J.A., and Marquardt, J.C., 1983. Quebrada Blanca, Chile: An Enriched
Porphyry Copper Deposit. Mining Engineering, June 1983, pp. 636-644.
Ishihara, S., 1977. The Magnetite-Series and Ilmenite-Series granitic rocks. Mining Geology,
V. 27, pp. 293-305.
Ishihara, S., 1980. Significance of the Magnetite-Series and Ilmenite-Series of granitoids in
mineral exploration. Proceedings of the Fifth Quadrennial IAGOD Symposium,
E. Schweitzerbart'sche Verlagsbuchhandlung (Nagele U. Obermiller), pp. 309312, Stuttgart.
Ishihara, S., 1981. The granitoid series and mineralization: Economic Geology, 75th
Anniversary Volume, pp. 458-484.
Ishihara, S., 1985. Concentration of heavy metals during granitoid magmatic processes. In:
Sasaki, A. et al., (Editors), Mineral resources and engineering geology. John
Wiley & Sons, pp. 24-27.
James, D.E., 1971. Plate tectonic model for the evolution of the central Andes: Geological
Society of America Bulletin, V. 82, pp. 3325-3346.
Jarrard, R.D., 1986. Relationships among subduction parameters. Reviews of Geophysics, V.
24, pp. 217-284.
Jordan, T.E., Isacks, B.L., Allmendinger, R.W., Brewer, J.A., Ramos, V.A. and Ando, C.J.,
1983. Andean tectonics related to geometry of subducted Nazca plate.
Geological Society of America Bulletin, V. 94, pp. 341-361.
Kontak, D.J., Clark, A.H., Halter, W., and Williams-Jones, A., 1995. Metal concentration
versus dispersal in the magmatic-hudrothermal environment: A case study
contrasting low-grade (East Kemptville, Nova Scotia) and high-grade (San
Rafael, Peru) Sn-base metal deposits. In: Clark, A.H., ed. Giant Ore Deposits II:
Department of Geological Sciences, Queen’s University, Kingston, pp. 347-413.
Kulm, L.D., Schweller, W.J. and Masias, A., 1977. A preliminary analysis of the subduction
processes along the Andean Continental Margin, 6° to 45° S. In: Talwani, M.
and Pitman, W.W. (Editors), Problems in the evolution of island-arcs, deep sea
trenches and back-arc basins. American Geophysical Union, Maurice Ewing
Series.
Kutina, J., 1998. The role of deep lithospheric structure in the genesis of giant ore deposits.
Global Tectonics and Metallogeny, V. 6, Nº 3-4, Pt. 2, April 1998.
Lehmann, B., 1990. The metallogeny of Tin: Lecture notes in Earth Sciences, V. 32,
Springer Verlag, Berlin, 211 p.
Lehmann, B., 1993. Metallogeny of granite-related rare-metal ineralization. In: Proceedings
of the 29th International Geological Congress, 1992. Mineral resources Symposia
Volume A: Resource Geology Specia Issue, N° 15, pp. 385-392.
Levi, B., 1970. Burial metamorphic episodes in the Andean geosyncline, Central Chile.
Geologische Rundschau, 59, 3, pp. 994-1013.
52
Levi, B., Aguirre, L., Nyström, J.O., Padilla, H., and Vergara, M., 1989. Low-grade regional
metamorphism in the Mesozoic-Cenozoic volcanic sequences of the Central
Andes. Journal of Metamorphic Geology, V. 7, pp. 487-495.
Losert, J., 1973. Genesis of copper mineralization and associated alterations in the Jurassic
volcanics rocks of Buena Esperanza mining area. Publicación Nº40, Depto. de
Geología, Univ. de Chile, Santiago, 104 p.
Maksaev, V., 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean
Andes between latitudes 21º and 26º South, and the origin of major porphyry
copper deposits. Unpublished Ph.D. Thesis, Halifax, Nova Scotia, Canada,
Dalhousie University, 554 p.
Maksaev, V. and Marinovic, N., 1980. Cuadrángulos Cerro de la Mica, Quillagua, Cerro
Posada y Oficina Prosperidad, Región de Antofagasta. Carta Geológica de Chile,
Nº 45-48, Instituto de Investigaciones Geológicas, Santiago, 63 p.
Lindgren, W., 1933. Mineral Deposits, 4th Edition: McGraw-Hill, New York, 930 p.
Lindsay, D., 1997. Structural control and anysotropy of mineralization within the
Chuquicamata Porphyry Copper Deposit, Northern Chile. Ph. D. Thesis,
Dalhousie University, Halifax, Nova Scotia, Canada, 381 p.
Lindsay, D., Zentilli, M., and Rojas, J., 1995. Evolution of an active ductile to brittle shear
system controlling mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposit,
Chile. International Geology Review, V. 37, p. 945-958.
Lindsay, D., Zentilli, M., and Ossandon, G., 1996. Falla Oeste fault system: record of its
regional significance as exposed in the Chuquicamata open pit, northern Chile.
In: Third International Symposium on Andean Geodynamics, St. Malo, France,
pp. 427-430.
Llaumet, C., 1979. Evaluación geológica del distrito minero El Guanaco, II Región, Chile,
Informe Inédito ENAMI, 49 p.
Maksaev, V., 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the
Chilean Andes between latitudes 21º and 26º South, and the origin of major
porphyry copper deposits. Unpublished Ph.D. Thesis, Halifax, Nova Scotia,
Canada, Dalhousie University, 554 p.
Maksaev, V., Moscoso, R., Mpodozis, .y Nasi, C., 1984. Las unidades volcánicas y
plutónicas del Cenozoico Superior en la Alta Cordillera del Norte Chico (29º31ºS): geología. Alteración hidrotermal y mineralización. Revista Geológica de
Chile, Nº 21, pp. 11-51.
Mao, J., Chen, Y., and Li, H., 1995. Geology of tin deposits in China: Scientia Geologica
Sinica, V. 4, pp. 121-177.
March, W.S.Jr., 1935. Ore Deposits at Potrerillos, Chile. XVI International Geological
Congress, Copper Resources of the World, V. 2, Washington, pp. 485-500.
Marschik, R., and Fontboté., Ll., 1996. Copper(-Iron) Mineralization and Superposition of
Alteration Events in the Punta del Cobre Belt, Northern Chile. In: Camus, F.,
Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries,
Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of Economic Geologists,
Special Publication Number 5, pp. 171-190.
Marsh, T.M., Einaudi, M.T., and McWilliams, M.O., 1997. 40Ar/39Ar Geochronology of
Cu-Au and Au-Ag Mineralization in the Potrerillos District, Chile. Economic
Geology, V. 92, p. 784-806.
53
Maturana, M. y Saric, N., 1991. Geología y mineralización del yacimiento tipo pórfido
cuprífero Zaldivar en Los Andes del norte de Chile. Revista Geológica de
Chile, V. 18, pp. 109-120.
McDonald, G.D., and Arnold, L.C., 1994. Geological and geochemical zoning of the
Grasberg igneous complex, Irian Jaya, Indonesia: Journal of Geochemical
Exploration, V. 50, pp. 143-178.
McInnes, B.I.A., and Cameron, E.M., 1994. Carbonated, alkaline hybridizing melts from
sub-arc environment: mantle wedge samples from the Tabar-Lihir-Tanga-Feni
arc Papua New Guinea: Earth and Planetary Science Letters, V. 122, pp. 125141.
McKee, E.H., Robinson, A.C., Rytuba, J.J., Cuitiño, L., and Moscoso, R., 1994. Age and
Sr isotopic composition of volcanic rocks in the Maricunga Belt, Chile:
implications for magma sources. Journal of South American Earth Sciences, V.
7, pp. 167-177.
Mégard, F., 1987. Cordilleran Andes and Marginal Andes: a Review of Andean Geology
north of the Arica Elbow (18ºS). In: Monger, J.W.H. and Francheteau, J.
(Editors), Circum-Pacific Orogenic Belts and Evolution of the Pacific Ocean
Basin. American Geophysical Union - Geological Society of America,
Geodynamic Series, V. 18, pp. 71-95.
Megaw, P.K.M., 1986. Geology and geologic history of the Santa Eulalia mining District,
Chihuahua, Mexico. In Clark, K.F., Megaw, P.K.M., and Ruiz, J., eds. Leadzinc-silver carbonate-hosted deposits of Northern Mexico: University of Texas,
El Paso, Society of Economic Geologists Guidebook, pp. 213-232.
Meinert, L.D., 1993. Igneous petrogenesis and skarn deposits. In: Kirkham, R.V., Sinclair,
W.D., Thorpe, R.I. and Duke, J.M., eds. Mineral Deposit Modelling:
Geological Association of Canada, Special Paper 40, pp.569-583.
Mitchell, A.H.G and Garson, M.S., 1972. Relationship of porphyry copper and circumPacific tin deposits to palaeo-Benioff zones. Trans. Inst. Min. Metal., Section B,
pp. B10-B25.
Montecinos, P., 1983. Petrologie des roches intrusives associées au gisement de fer El
Algarrobo (Chili): Ph.D. Thesis, París, Université du Paris-Sud, Centre d’Orsay,
191 p.
Morris, J., Harmon, R.S., Tera, F., Lopez-Escobar, L., Klein, J. and Middleton, R., 1987.
10
Be, Sr, O and Pb isotope evidence for sediment subduction in the Southern
Andes. In: Munizaga, F. (Editor), Proceedings International Symposium
Magmatic Evolution of the Andes.
Mortimer, C., 1980. Drainaje evolution of the Atacama desert of northern-most Chile.
Revista Geológica de Chile, Nº11, Santiago, pp. 3-28.
Moscoso, R., Maksaev, V., Cuitiño, L., Díaz, F., Koeppen, R., Tosdal, R., Cunningham, Ch.,
McKee, E., y Rytuba, J., 1993. El Complejo Volcánico Cerros Bravos, Región
de Maricunga, Chile: Gelogía, Alteración Hidrotermal y Mineralización. En:
Investigación de Metales Preciosos en el Complejo Volcánico NeógenoCuaternario de Los Andes Centrales. Servicio Geológico de Bolivia (GEOBOL);
Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile (SERNAGEOMIN); Instituto
Geológico Minero Metalúrgico, Perú (INGEMMET), U.S. Geological Survey
(USGS). Auspiciado por el Banco Interamericano de Desarrollo. pp. 131-165.
54
Mpodozis, C. and Ramos, V., 1990. The Andes of Chile and Argentina. In: Ericksen, G.E.,
Pinochet, M.T, and Reinemund, J.A. (Editors). Geology of the Andes and its
Relation to Hydrocarbon and Mineral Resources: Houston, Texas, CircumPacific Council for Energy and Mineral Resources, Earth Sciences Series, V. 11,
Chapter 5, pp. 59-91.
Naranjo, J.A., Hervé, F., Prieto, X. and Munizaga, F., 1984. Actividad Cretácica de la Falla
de Atacama al Este de Chañaral; milonitización y plutonismo. Comunicaciones,
Depto. Geología, Univ. de Chile, Nº34, pp. 57-66.
Naranjo, J.A. and Puig, A., 1984. Hojas Taltal y Chañaral, Regiones de Antofagasta y
Atacama. Carta Geológica de Chile, SERNAGEOMIN, Santiago, Nº62-63, 140
p. Naranjo, J.A., Hervé, F., Prieto, X. y Munizaga, F., 1984. Actividad Cretácica
de la Falla de Atacama al Este de Chañaral; milonitización y plutonismo.
Comunicaciones, N°34, pp. 57-66, Depto. Geología, Univ. de Chile.
Nelson, E., 1996. Suprasubduction Mineralization: Metallo-tectonic Terranes of the
Southernmost Andes. In: Subduction: Top to Bottom, Geophysical Monograph
96, American Geophysical Union, pp. 315-329.
Neumann, H., 1973. Mineralizaciones tipo cobre porfídico en Chile. Revista Geológica de
Chile, Nº 1, pp. 67-73.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1994. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type in
Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry. Economic
Geology, V. 89, p. 820-839.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type in
Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry – A Reply.
Economic Geology, V. 90, p. 473-457.
Offler, R., Aguirre, L., Levi, B., and Child, S., 1980. Burial metamorphism in rocks of the
Western Andes, Peru. Lithos, V. 13, pp. 31-42.
Orquera, W., 1987. Geología y geoquímica de alteración en el "Area de Superficie" de la
mina de cobre Buena Esperanza, Chile. B.Sc. thesis, Depto. Geociencias,
Universidad del Norte, Antofagasta, 221p.
Palacios, C., 1977. Metamorfismo regional en rocas volcánicas jurásicas en el norte de Chile.
Estudios Geológicos, Spain, V. 33, pp. 11-16.
Palacios, C., 1986. Subvolcanic Cooper deposits in the Coastal Range of Northern Chile.
Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I, 1985, H.9/10, Stuttgart, Juni
1986, pp. 1605-1615.
Palacios, C. and Definis, A., 1981. Petrología del yacimiento Buena Esperanza, II Región,
Norte de Chile. Actas Primer Coloquio sobre Volcanismo y Metalogénesis,
Depto. Geociencias, Univ. del Norte, Antofagasta, pp. 48-67.
Palacios, C. and Definis A., 1981b. Geología del yacimiento estratiforme Susana, distrito
Michilla, Antofagasta. Actas Primer Coloquio sobre volcanismo y metalogénesis,
Depto. Geociencias, Univ. del Norte, Antofagasta, pp. 82-91.
Reijs, J., and McClay, K., 1998. Salar Grande pull-apart basin, Atacama Fault System,
northern Chile. In: Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. and Dewey, J.F. (editors).
Continental Transpressional and Transtensional Tectonics. Geological Society of
London, Special Publications, 135, pp. 127-141.
55
Reutter, K-J., and Scheuber, E., 1988. Relation between tectonics and magmatism in the
Andes of Northern Chile and adjacent areas between 21º and 25ºS; V Congreso
Geológico Chileno, Santiago, Tomo III, pp. 1345-1363.
Rhodes, A.L. and Oreskes, N., 1999. Oxygen Isotope Composition of Magnetite Deposits of
El Laco, Chile: Evidence of Formation from Isotopically Heavy Fluids. In:
Skinner, B.J. (editor), Geology and Ore Deposits of the Central Andes, SEG
Special Publication Number 7, p. 333-351.
Rivera, S. and Stephens, A.J., 1988. Campos geotermales fósiles de edad Terciario Inferior y
mineralización asociada en la Región de Antofagasta. V Congreso Geológico
Chileno, Actas, V. 1, pp. B39-B64.
Rogers, G. and Hawkesworth, C.J., 1989. A geochemical traverse across the North Chilean
Andes: evidence for crust generation from the mantle wedge. Earth and
Planetary Science Letters, V. 91, pp. 271-285.
Ojeda, J.M., 1986. The Escondida Porphyry Copper Deposit, II Region, Chile. Part 2:
Exploration Drilling and Current Geological Interpretation. In: Papers presented
at the Mining Latin America / Minería Latinoamericana Conference (SmaleAdams, K.B., Chairperson), Inst. Min. And Metall., Meeting Nov. 17-19, 1986,
London, UK, pp. 299-318.
Olson, S.F., 1989. The Stratigraphic and Structural Setting of the Potrerillos porphyry copper
district, northern Chile. Revista Geológica de Chile, V. 16, Nº 1, pp. 3-30.
Ortiz, F.J., Lowell, D.J., Rojas, N., y Burns, P., 1985. Reseña Técnica del descubrimiento del
yacimiento cuprífero Escondida, II Región, Chile. IV Congreso Geológico
Chileno, Actas, Universidad del Norte, Antofagasta, pp. 3-703 – 3-729.
Ossandón, G. y Zentilli, M., 1997. El Distrito de Chuquicamata: Una concentración de cobre
de clase mundial. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas, V. III, Universidad
Católica del Norte, Antofagasta, pp. 1888-1892.
Ossandón, G., Fréraut, R., Gustafson, L.B., Lindsay, D.D., and Zentilli, M., 2001. Geology
of the Chuquicamata Mine: A Progress Report. Economic Geology, V. 96, pp.
249-270.
Oyarzún, J., 1985a. La metallogenie andine: cadre geologique, petrologique et geochimique
et essai d'interpretation. Doctoral Thesis, Universite de Paris-Sud, Centre
D'Orsay, France, 864 p.
Oyarzún, J., 1985b. Magmatismo y metalogénesis andina en Chile. In: Frutos, J., Oyarzún, R.
and Pincheira, M. (Editors), Geología y Recursos Minerales de Chile. Editorial
de la Univ. de Concepción, pp. 441-468.
Oyarzun, R., Ortega, L., Sierra, J., Lunar, R., and Oyarzun, J., 1996. The manto-type
deposits of Andacollo (Chile) revisited: a model based on fluid inclusion and
geologic evidence. Economic Geology, V. 91, pp. 1298-1309.
Oyarzún, J. and Frutos, J., 1974. Porphyry copper and tin-bearing porphyries a discusion of
genetic models. Physics of the Earth and Planetary Interiors, V. 9, pp. 259-263.
Padilla, R.A., Titley, S.R., and Pimentel, F., 2001. Geology of the Escondida Porphyry
Copper Deposit, Antofagasta Region, Chile. Economic Geology, V. 96, pp. 307324.
Pardo-Casas, F. and Molnar, P., 1987. Relative motions of the Nazca (Farallon) and South
American plates since Late Cretaceous time. Tectonics, V. 6, N°3, pp. 233-248.
56
Partington, G.A.; McNaughton, N.J., and Williams, I.S., 1995. A review of the geology,
mineralization, and geochronology of the Greenbushes pegmatite, Western
Australia: Economic Geology, V. 90, pp. 616-635.
Patterson, D.J. and Ohmoto, H., and Solomon, M., 1981. Geologic setting and genesis of
cassiterite-sulfide mineralization at Renison Bell, western Tasmania: Economic
Geology, V. 76, pp. 393-438.
Pei, R., and Hong, D., 1995. The granites of China and their metalogeny: Episodes, V. 18,
Nos. 1 & 2, pp. 77-82.
Pemberton, G.B., 1997. Dating of alteration at the Radomiro Tomic Porphyry Copper
Deposit, northern Chile by the high precision 40Ar/39Ar method. . Unpublished
B.Sc. Honours Thesis, Halifax, Nova Scotia, Canada, Dalhousie University.
Petersen, U., 1970. Metallogenic provinces in South America. Geologische Rundschau, V.
59, pp. 834-897.
Petersen, U., 1977. Introduction to the issue devoted to mineral deposits in the South
American Cordillera. Economic Geology, V. 72, pp. 887-892.
Petersen, C.R., Rivera, S., and Peri, M.A., 1996. Chimborazo Copper Deposit, Region II,
Chile; Exploration and Geology. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R.,
eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and
Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 5,
pp. 71-80.
Petersen ,C.R., and Vidal, C., 1996. Magmatic and tectonic Controls on the Nature and
Distribution of Copper Deposits in Peru. . In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and
Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization,
Styles and Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication
Number 5, pp. 1-18.
Pilger, R.H., 1983. Kinematics of the South American subduction zone from global plate
reconstructions. In: Cabré, R. (Editor) Geodynamics of the eastern Pacific region,
Caribbean and Scotia arcs, Geodynamics Series, V. 9, American Geophys.
Union-Geol. Soc. of America, pp. 113-125.
Pilger, R.H., 1984. Cenozoic plate kinematics, subduction and magmatism: South American
Andes. J. Geol. Soc. London, V. 141, pp. 793-802.
Pollard, P.J., 1995. Geology of rare metal deposits. An introduction and overview:
Economic Geology, V. 90, pp. 489-494.
Polya, D., 1989. Chemistry of the main-stage ore-forming fluids of the Panasqueira W-Cu
(Ag)-Sn deposit, Portugal: implications for models of ore genesis: Economic
Geology, V. 84, pp. 1134-1152.
Reijs, J., and McClay, K., 1998. Salar Grande pull-apart basin, Atacama Fault System,
northern Chile. In: Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. and Dewey, J.F. (editors).
Continental Transpressional and Transtensional Tectonics. Geological Society of
London, Special Publications, 135, pp. 127-141.
Reeve, J.S., Cross, K.C., Smith, R.N., and Oreskes, N., 1990. Olympic Dam copperuranium-gold-silver deposit. In: Hughes, F.E., ed. Geology of the mineral
deposits of Australia and Papua New Guinea, V. 2: Australasian Institute of
Mining and Metallurgy Monograph, N°14, pp.1009-1035.
57
Reutter, K., Scheuber, E., and Helmcke, D., Structural evidence of orogen-parallel strike-slip
displacements in the Precordillera on northern Chile: Geologische Rundschau,
V. 80, pp. 135-153.
Reutter, Scheuber, E. and Chong, G., 1996. The Precordilleran fault system of
Chuquicamata, northern Chile: evidence of reversals along arc-parallel strike-slip
faults. Tectonophysics, V. 259, p. 213-228.
Reyes, M., 1991. The Andacollo Strata-Bound Gold Deposit, Chile, and its Position in a
Porphyry Copper-Gold System. Economic Geology, V. 86, Nº 6, pp. 1301-1318.
Reynolds, P., Ravenhurst, C., Zentilli, M., and Lindsay, D., 1998. High-precision
40
Ar/39Ar dating of two consecutive hydrothermal events in the Chuquicamata
porphyry copper system, Chile. Chemical Geology, V. 148, p. 45-60.
Richards, J.P., and Kerrich, R., 1993. The Porgera gold mine, Papua New Guinea: Magmatic
hydrothermal to epithermal evolution of an alkalic-type precious metal deposit:
Economic Geology, V. 88, pp. 1017-1052.
Rivera, S., 1984. Esquema de distribución de vetas y tipos de clavos mineralizados en el
distrito aurífero San Cristobal, II Región, Chile. In: IV Congeso de Ingenieros de
Minas, Copiapó, pp. 209-213.
Roedder, E., 1984. Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy, V. 12, 644 p.
Rojas, J., y Lindsay, D., 1997. Evolución estructural de Chuquicamata, su relación con la
intrusión del pórfido y eventos de alteración-mineralización. VIII Congreso
Geológico Chileno, Actas, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp.
1893-1897.
Routhier, P., 1980. Ou sont les métaux pour l'avenir?. Les provinces metalliques. Essai de
métallogénie globale. Memoire du BRGM, n°105, 410 p.
Ruiz, C. and Ericksen, G.E., 1962. Metallogenetic provinces of Chile, S.A. Economic
Geology, V. 57, N°1, pp. 91-106.
Ruiz, C., Aguirre, L., Corvalán, J., Klohn, C., Klohn, E., y Levi, B., 1965. Geología y
yacimientos metalíferos de Chile. Instituto de Investigaciones Geológicas,
Santiago. 302 p.
Ruiz, C., Aguilar, A., Egert, E., Espinoza, W., Pebles, F., Quezada, R. and Serrano, M., 1971.
Strata-bound copper sulphide deposits of Chile. In Proceedings IMA-IAGOD, 7th
General Meeting, Tokyo-Kyoto, Japan, 1970. Soc. Min. Geol. Japan, Special
Issue 3, pp. 252-260.
Ruiz, C. y Peebles, F., 1988. Geología, distribución y génesis de los yacimientos metalíferos
chilenos. Editorial Universitaria, 334 p.
Rundquist, D.V., 1982. Zoning of metallization associated with acid magmatism. In: Evans,
A.M., ed. Metallization Associated with acid magmatism. John Willey,
Chichester, pp. 279-289.
Ryan, P.J., Lawrence, A.L., Jenkins, R.A., Mathews, J.P., Zamora, J.C., Marino, E., and
Urqueta, I., 1995. The Candelaria Copper-Gold Deposit, Chile. In: Wahl, F., and
Bolm, G.B, eds., Porphyry Copper Deposits of the American Cordillera.
Arizona Geological Society Digest 20, pp. 625-645.
Sakurai, W., and Shimasaki, H., 1993. Exploration of blind skarn deposits based on the
mineralization model of the Kamioka mine, Gifu prefecture, central japan:
Proceedings of the 29th International Geological Congress, 1992, Mineral
58
Resources Symposia, Volume B: Resource Geology Special Issue, N° 16 pp.
141-150.
Saint Blanquat, M. de; Tikoff, B.; Teyssier, Ch. and Vigneresse, J.L., 1998. Transpressional
kinematics and magmatic arcs. In: Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. and Dewey,
J.F. (editors). Continental Transpressional and Transtensional Tectonics.
Geological Society of London, Special Publications, 135, pp. 327-340.
Sato, T., 1984. Manto type copper deposits in Chile: a review. Bulletin of the Geological
Survey of Japan. V. 35, p. 565-582.
Scheuber, E. and Andriessen, P.A.M., 1990. The kinematic and geodynamic significance of
the Atacama fault zone, northern Chile. Journal of Structural Geology, V. 12, No
2, pp. 243-257.
Scheuber, E. and Reutter, K.J., 1992. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between
21º and 25ºS. Tectonophysics, V. 205, pp. 127-140.
Scheuber, E.; Hammerschmidt, K.; and Friedrichsen, H., 1995. 40Ar/39Ar and Rb-Sr
analyses from ductile shear zones form the Atacama fault Zone, northern Chile:
The age of deformation. Tectonophysics, V. 250, pp. 61-87.
Steiger, R.H. and Jäger, E., 1977. Subcomission on Geochronology IUGS; convention on the
use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth Planetary Science
Letters, V. 36, No3, pp. 359-367.
Stoll, W.C., 1965. Metallogenic Provinces of South America. Mining Magazine, V. 112, pp.
22-33, 90-99.
Vivallo, W. Y Henriquez, F., 1998. Génesis común de los depósitos estratoligados y
vetiformes de cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la Costa,
Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, V. 25, Nº 2, pp. 199228.
Sawkins, F.J., 1972. Sulfide ore deposits in relation to plate tectonics. Journal of Geology, V.
80, pp. 377-97.
Sawkins, F.J., 1990. Metal deposits in relation to plate tectonics. Second Edition, SpringerVerlag, Berlin, 461 p.
Sato, T., Manto Type Deposits in Chile – a Review. Bulletin of the Geological Society of
Japan, V. 35 (11), pp. 565-582.
Serrano, L.; Vargas, R.; Stambuk, V.; Aguilar, C.; Galeb, M.; Holgrem, C., Contreras, A.,
Godoy, S., Vela, I, Skewes, M., and Stern, C.R., 1996. The Late Miocene Río
Blanco – Los Bronces copper deposit central Chilean Andes. In: Camus, F.,
Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: new discoveries,
mineralization styles and metallogeny: SEG Special Publication N°5, pp. 119130.
Scheuber, E. and Andriessen, P.A.M., 1990. The kinematic and geodynamic significance of
the Atacama fault zone, northern Chile. Journal of Structural Geology, V. 12, No
2, pp. 243-257.
Scheuber, E. and Reutter, K.J., 1992. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between
21º and 25ºS. Tectonophysics, 205, pp. 127-140.
Schuppen, W, Büder, W., and Lange, G., 1994. On uranium mineralization in the vein
deposits of the western Erzgebirge/Krusnehory (Gemany/Czech republic):
Monograph Series of Mineral Deposits, N° 31, Gebrüder Borntraeger, Berlin, pp.
191-207.
59
Schweller, W.J., Kulm, L.D. and Prince, R.A., 1981. Tectonics, structure and sedimentary
framework of the Peru-Chile trench. In: Kulm, L.D. and others (Editors), Nazca
Plate: Crustal Formation and Andean Convergence, Geological Society of
America, Memoir 154, pp. 323-349.
Scotese, Ch.R., and Rowley, D.B., 1985. The Orthogonality of Subduction: an empirical
rule?. Tectonophysics, V. 116, pp. 173-187.
Siddeley, G., and Araneda. R., 1989. Gold-Silver occurrences of The El Indio Belt, Chile.
In: Ericksen, G.E., Cañas, M.T, and Reinemund, J.A., eds., Geology of The
Andes and its relation to hydrocarbon and mineral resources: Houston, Texas,
Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resoureces, Earth Science
Series, V. 11, pp. 273-283.
Sillitoe, R.H., 1972. A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits.
Economic Geology, V. 67, pp. 184-197.
Sillitoe, R.H., 1972b. Relation of metal provinces in Western America to subduction of
oceanic lithosphere. Geol. Soc. of America Bull., V. 83, pp. 813-818.
Sillitoe, R.H., 1973. The tops and bottoms of porphyry copper deposits. Economic Geology,
V. 68, pp. 799-815.
Sillitoe, R.H., 1973b. Geology of the Los Pelambres porphyry copper deposit. Economic
Geology, V. 68, pp. 1-10.
Sillitoe, R., 1974. Tectonic segmentation of the Andes: Implications for magmatism and
metallogeny: Nature, V. 250, pp. 542-545.
Sillitoe, R.H., 1976. Andean mineralization a model for the metallogeny of convergent plate
margins. In: Strong, D.F. (Editor) Metallogeny and plate tectonics, Geol. Assoc.
Canada, Special Paper, N°14, pp. 59-100.
Sillitoe, R.H., 1977. Permo-Carboniferous, Upper Cretaceous, and Miocene porphyry
copper-type mineralization in the Argentinian Andes. Economic Geology, V. 72,
pp. 99-109. Sillitoe, R.H., 1980. Are porphyry copper deposits and Kuroko-type
massive sulfide deposits incompatible?. Geology, V. 8, pp. 11-14.
Sillitoe, R.H., 1981. Regional aspects of the Andean porphyry copper belt in Chile and
Argentina. Inst. Min. Metall. Transactions, Section B, V. 90, pp. 15-36.
Sillitoe, R.H., 1985. Ore related breccias in volcano-plutonic arcs: Economic Geology, V.
80, pp. 1467-1514.
Sillitoe, R.H., 1986. Space-time distribution, crustal setting and Cu/Mo ratios of Central
Andean porphyry copper deposits: Metallogenic implications. In: Friedrich, G.H.
and others (Editors), Geology and Metallogeny of copper deposits, SpringerVerlag, pp. 235-250.
Sillitoe, R.H., 1988. Epochs of intrusion-related copper mineralization in the Andes. Journal
of South American Earth Sciences, V. 1, N°1, pp. 89-108.
Sillitoe, R.H., 1991. Intrusion related gold deposits. In: Foster, R.P., ed. Metallogeny and
exploration of gold. Blackie, Glasgow, pp. 165-209.
Sillitoe, R.H., 1991b. Gold Metallogeny of Chile – an introduction. Economic Geology,
V. 86, p. 1187-1205.
Sillitoe, R.H., 1993. Gold-rich porphyry copper deposits: Geological model and exploration
implications. In: Kirkham, R.V., Sinclair, W.D., Thorpe, R.I., and Duke, J.M.,
60
eds., Mineral Deposit Modelling, Geological Association of Canada, Special
Paper 40, pp. 465-478.
Sillitoe, R.H., 1994. Erosion and collapse of volcanoes: Causes of telescoping in
intrusion-centered ore deposits. Geology V. 22, p. 945-948.
Sillitoe, R.H., 1995. Influence of magmatic-hydrothermal models on exploration strategies
for vulcano-plutonic arcs. In: Thompson, J.F.H., ed. Magmas, fluids, and ore
deposits. Mineralogica Society of Canada, Short Course Series, V. 26, pp. 511525.
Sillitoe, R.H., and McKee, E.H., 1996. Age of Supergene Oxidation and Enrichment in the
Chilean Porphryry Copper Province. Economic Geology, V. 91, pp. 164-179.
Sillitoe, R.H., 1996. Granites and metal deposits. Episodes, V. 19, pp. 126-133.
Sillitoe, R.H., 1997. Characteristics and controls of the largest porphyry copper-gold and
epithermal gold deposits in the circum-Pacific region. Australian Journal of
Earth Sciences, V. 44, p. 373-388.
Sillitoe, R., 1997b. Gold deposits and intrusive rocks. Mineral Deposits, Papunen (Editor),
pp. 23-26.
Sillitoe, R.H., Mortimer, C. and Clark, A.H., 1968. A chronology of landform evolution and
supergene mineral alteration, southern Atacama Desert Chile: Trans. Inst.
Mining. Metall., Section B, V. 77, pp. 166-169.
Sillitoe, R.H. and Clark, A.H., 1969. Copper and copper sulfides as the initial products of
supergene oxidation, Copiapó mining district, northern Chile. The American
Mineralogist, V. 54, pp. 1684-1710.
Sillitoe, R.H. and Sawkins, F.J., 1971. Geologic, mineralogic and fluid inclusion studies
relating to the origin of copper bearing tourmaline breccia pipes, Chile.
Economic Geology, V. 66, pp. 1028-1041.
Sillitoe, R.H., and Gappe, I.M., (1984). Phillipine porphyry copper deposits: geologic setting
and characteristics. CCOP Project Office, UNDP Technical Support for
Regional Offshore Prospecting in East Asia (RAS/81/120), 89 p.
Sillitoe, R.H. and Hart, S.R., 1984. Lead isotopic signatures of porphyry copper deposits in
oceanic and continental settings, Colombian Andes.
Geochimica et
Cosmochimica Acta, V. 48, pp. 2135-2142.
Sillitoe, R.H., Halls, C., and Grant, J.N., 1975. Porphyry tin deposits in Bolivia. Economic
Geology, V. 70, pp. 913-927.
Sillitoe, R.H., McKee, E..H., and Vila, T., 1991. Reconnaissance K-Ar Geochronology of
the Maricunga Gold-Silver Belt, Northern Chile. Economic Geology, V. 86, pp.
1261-1270.
Sillitoe, R.H., Marquart, J.C., Ramírez, F., Becerra, H., and Gómez, M., 1996. Geology of
the concealed MM porphyry copper deposit, Chuquicamata District, Northern
Chile. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper
Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of
Economic Geologists, Special Publication Number 5, pp. 59-70.
Sillitoe, R.H., and McKee, E.H., 1996. Age of Supergene Oxidation and Enrichment in the
Chilean Porphryry Copper Province. Economic Geology, V. 91, pp. 164-179.
Skewes, M.A., and Stern, C.R., 1995. Genesis of the giant Late Miocene to Pliocene
copper deposits of central Chile in the context of Andean Magmatic and
Tectonic evolution. International Geology Review, V. 37, pp. 839-909.
61
Symons, P.M., Anderson, G., Beard, T.J, Hamilton, L.M, Reynolds, G. D., Robinson, J.M.,
Stnaley, R.W., and Thompson, C.M., 1990. Boddington gold deposits. In:
Hughes, F.E., ed. Geology of the mineral deposits of Australia and Papua New
Guinea, V. 1: Australasian Institute of Mining and Metallurgy Monograph, N°14,
pp. 165-169.
Stern, C.R., 1988. Source region versus intra-crustal contamination in the petrogenesis of the
Quaternary volcanic centers at the northern end (33-34°S) of the Southern
Volcanic Zone of the Andes. Actas V Congreso Geológico Chileno, V. 3, pp.
129-143.
Stern, C.R., 1989. Pliocene to Present migration of the volcanic front, Andean Southern
Volcanic Zone. Revista Geológica de Chile, V. 16, No. 2, pp. 145-162.
Stern, C.R., and Skewes, A., 1997. Subduction of the Juan Fernandez Ridge below Central
Chile: effects on subduction geometry, rates of subduction erosion, arc migration
and magma chemistry, and genesis of copper deposits. VIII Congreso Geológico
Chileno, Actas, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp. 1724-1728.
Stoll, W.C., 1964. Metallogenic belts, centers and epochs in Argentina and Chile. Economic
Geology, V. 59, pp. 126-135.
Stoll, W.C., 1965. Metallogenic provinces of South America. Mining Magazine, V. 112, pp.
22-33, 90-99.
Sweng, P.L. and Clark, A.H., 1995. Hypogene evolution of the Toquepala porphyry
copper-molybdenum deposit, Moqueua, Southeastern Peru. In: Pierce, F.W.
and Bolm, J.G., (Editors), Porphyry Copper Deposits of the American
Cordillera, Arizona Geological Digest 20, pp. 566-612.
Sylvester, A.G., 1988. Strike-slip faults. Geological Society of America Bulletin, V. 100,
pp. 1666-1703.
Taylor, H.P.Jr., 1979. Oxygen and hydrogen isotope relationships in hydrothermal mineral
deposits. In: Barnes, H.L., ed. Geochemistry of hydrothermal ore deposits, 2nd
Edition, John Wiley, New York, pp. 236-277.
Tera, F., Brown, L., Morris, J., Sacks, I.S., Klein, J. and Middleton, R., 1986. Sediment in
island-arc magmas: inferences from 10Be. Geochimica et Cosmochimica Acta,
V. 50, pp. 535-550.
Tomlinson, A.J. and Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the
West Fault System, Precordillera, Chile: Part 1, Synmineral History. VIII
Congreso Geológico Chileno, Vol. III, Universidad Católica del Norte,
Antofagasta, pp. 1873-1877.
Tomlinson, A.J. and Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the
West Fault System, Precordillera, Chile: Part 2, Postmineral History. VIII
Congreso Geológico Chileno, Vol. III, Universidad Católica del Norte,
Antofagasta, pp. 1878-1882.
Tosdal, R.M. and Richards, J.P., 2001. Magmatic and Structural Controls on the
Development of Porphyry Cu±Mo±Au Deposits. In: Richards, J.P. and Tosdal,
R.M. (editors) Structural Controls on Ore Genesis. Society of Ecomic
Geologists, Reviews in Economic Geology, V. 14, p.157-181.
Thompson, J.F.H., Mortensen, J.K., and Lang, J.R., 1995. Magma suites and metallogeny –
examples from the Canadian Cordillera: Pacrim Congress 1995, Auckland,
Proceedings, pp. 569-574.
62
Thompson, B., Aftalion, M., McIntyre, R.M. , and Rice, C., 1995. Geochronology and
tectonic setting of silicic dike swarms and related silver mineralization at
Candelaria, western Nevada. Economic Geology, V. 90, pp. 2182-2196.
Thorpe, R.S., Francis, P.W., Hammill, M. and Baker, M.C.W., 1982. The Andes, In: Thorpe,
R.S. (Editor), Andesites, John Wiley & Sons, pp. 187-205.
Ulrich, T., Günter, D., and Heinrich, C.A., 1999. Gold concentrations of magmatic brines
and the metal budget of porphyry copper deposits. Nature, Vol. 399, pp. 676679.
Uyeda, S., 1987. Chilean vs Mariana type subduction zones with remarks on arc-volcanism
and collision tectonics. In. Monger, J.W.H. and Francheteau, J., (Editors), Amer.
Geophys. Union - Geol. Soc. of America, Geodynamic Series, V. 18, pp. 1-7.
Uyeda, S. and Nishiwaki, C., 1980. Stress field, metallogenesis and mode of subduction. In:
Strangway, D., (Editor), The continental Crust and Its Mineral Resources,
Geological Association of Canada, Special Paper 20, pp. 323-339.
Vergara, H., 1997. El Cordón de Juan Fernandez y sus efectos morfotectónicos sobre el
margen de Chile Central. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas V. III,
Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp. 1854-1858.
Vidal, C.E., 1985. Metallogenesis associated with the Coastal Batholith of Peru: a review.
In: Pitcher, W.S. and others (Eds.). Magmatism at a plate edge. The Peruvian
Andes, pp. 243-249.
Vila, T., 1991. Epithermal silver-gold mineralization at the Esperanza area, Maricunga Belt,
high Andes of northern Chile. Revista Geológica de Chile, V. 18, Nº 1, pp. 3754.
Vila, T., and Sillitoe, R.H., 1991. Gold-rich porphyry systems in the Maricunga belt,
northern Chile. Economic Geology, V. 86, pp. 1238-1260.
Vila, T., Sillitoe, R.H., Betzhold, J., and Viteri, E., 1991. The porphyry gold deposit at
Marte, Northern Chile. Economic Geology, V. 86, pp. 1271-1286.
Vila, T., Lindsay, N., and Zamora, R., 1996. Geology of the Manto Verde Copper Deposit,
Northern Chile: A Specularite-Rich, Hydrothermal Tectonic Breccia Related to
the Atacama Fault Zone. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds.
Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and
Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 5,
pp. 157-170.
Vivallo, W., Espinosa, S., and Henriquez, F., 1993. Magnetite-apatite type iron-ore and gold
minmeralization in the Cerro Negro Norte district, Chile. In: Fenoll Hach-Ali, P.,
and Gervilla, F., eds., Current Research in Geology Applied to Ore deposits:
Granada, España, Universidad de Granada, pp. 587-590.
Vivallo, W., Espinosa, S., y Henriquez, F., 1994. Geología y mineralización del distrito
ferrífero Cerro Imán, Copiapó – Chile: Revista Geológica de Chile, V. 21, Mo.2,
pp. 197-212.
Vivallo, W. Y Henriquez, F., 1998. Génesis común de los depósitos estratoligados y
vetiformes de cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la Costa,
Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, V. 25, Nº 2, pp. 199228.
Walcott, R.I., 1978. Geodetic strains and large earthquakes in the axial tectonic belt of north
island, New Zealand. Journal of Geophysical Research, V. 83, pp. 4419-4429.
63
Warnaars, F.W.; Holgrem, C. and Barassi, S., 1985. Porphyry copper and tourmaline
breccias at Los Bronces – Río Blanco, Chile. Economic Geology, Vol. 80, pp.
1544-1565.
Whitehead, W.L., 1919. The veins of Chañarcillo, Chile. Economic Geology, V. 14, pp. 145.
Williams, S.A., and Forrester, J.D., 1995. Characteristics of Porphyry Copper Deposits. In:
Pierce, F.W., and Bolm, J.G:, Porphyry Copper Deposits of the American
Cordillera. Arizona Geological Society Digest 20, pp. 20-34.
Williams, P.J., Adshead, N.D., Blake, K.L., de Jong, G., Mark, K., and Rotherham, J.F.,
1995. Magnetite-Cu-Au deposits in deeply eroded magmatic arcs: lesson from
Proterozoic terrains: Pacific rim Congress 1995, Auckland, Proceedings, pp. 631636.
Woodcock, N.H., 1986. The role of strike-slip fault systems at plate boundaries. Royal
Society of London Philosophical Transactions, Ser. A, V. 317, pp.13-29.
Wu, Y., and Mei., Y., 1982. Multi-phase intrusion and multi-phase mineralization and their
evolution in Xihuashan tungsten ore field. In: Hepworth, J.V., and Yu, H.Z., eds.
Symposium on Tungsten geology, Jiangxi, China, 1981, ESCAP-RMRDC,
Bandung, pp. 437-449.
Xie, K., Shi, X., and Song., F., 1996. The origin of iron-copper deposits in Marcona mining
area, Peru. In: Geology and Mineral Resources Proceedings of Ministry of
Metallurgical Industry, International Academic Publishers, Beijing, pp. 49-53.
Zeil, W., 1979. The Andes, A geological Review, Gebrüder Borntraeger, Berlin, Stuttgart.
Zentilli, M., 1974. Geological Evolution and metallogenic relationships in the Andes of
northern Chile, between 26° and 29° South. Ph.D. Thesis, Queen's University,
Kingston, Canada, 446 p.
Zentilli, M., 1975. Zonación regional y evolución metalogénica de los Andes entre las
latitudes 26° y 29° Sur. Actas II Congreso Iberoamericano de Geología
Económica. Tomo V, Buenos Aires, Argentina, pp 531-544.
Zentilli, M., Leiva, G., Rojas, J., and Graves, M.C., 1994. The Chuquicamata system
revisited (Extended Abstract). Society of Economic Geologists Symposium,
Copper Deposits of the Andes, New developments, Concepción Chile,
October 17-18, 1994, Proceedings 2, p. 1647-1651.
Zweng, P.L., and Clark, A.H., 1995. Hypogene Evolution of the Toquepala Porphyry
Copper-Molybdenum Deposit, Southeastern Peru. In: Wahl, F., and Bolm,
G.B, eds., Porphyry Copper Deposits of the American Cordillera. Arizona
Geological Society Digest 20, pp. 566-612.
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PORFIDOS CUPRIFEROS
Depósitos de Cu (Mo) de gran tonelaje y baja ley
50 a 500 Mt de mineral con ~1% Cu y 0.02% Mo
en Chile algunos >1000 Mt y con >1% Cu
Más del 50% de la producción de Cu mundial proviene de este tipo de depósitos. La mayor
parte de la producción chilena de cobre proviene de 16 pórfidos cupríferos en explotación,
12 en el Norte de Chile y 4 en la Zona Central. Chile posee algunos de los pórfidos
cupríferos más grandes del mundo como El Teniente y Chuquicamata.
Los pórfidos cupríferos son esencialmente depósitos minerales de baja ley y gran tonelaje.
Se denominan pórfidos porque frecuentemente, pero no exclusivamente, se asocian con
rocas ígneas intrusivas con fenocristales de feldespato en una masa fundamental cristalina
de grano fino.
La textura porfírica indica que los magmas intruyeron y cristalizaron cerca de la superficie
y debido a su naturaleza relativamente poco profunda se denominan intrusivos epizonales,
pero ellos pueden ser equigranulares con grano moderadamente grueso.
Los depósitos de pórfido se pueden subdividir en distintos tipos considerando su contenido
metálico. Estos tipos incluyen Cu-Mo, Cu-Au, Cu, Au y Mo. En general los pórfidos ricos
en Cu o Au se asocian a intrusivos derivados por cristalización fraccionada de magmas
máficos originados en fusión parcial del manto en márgenes convergentes de placas
(márgenes continentales activos y arcos de islas). Los pórfidos de molibdeno se asocian a
intrusiones félsicas derivadas de magmas con una importante componente de corteza
continental re-fundida.
Los depósitos de tipo pórfido están relacionados genética y espacialmente con intrusiones
ígneas félsicas. Por lo general existen varios cuerpos de rocas intrusivas, emplazadas en
varios pulsos y los pórfidos cupríferos se asocian frecuentemente con enjambres de diques
y brechas. Las rocas de caja intruidas por los pórfidos pueden ser de cualquier tipo.
Tanto los intrusivos, como las rocas de caja típicamente muestran un fracturamiento fuerte
y pervasivo. La única condición para la mineralización es que la roca huésped sea rígida o
frágil desde el punto de vista estructural.
La mineralización y alteración pueden presentarse tanto en intrusivos, como en las rocas de
caja. El núcleo del sistema mineralizado presenta la alteración hidrotermal más intensa, la
que se denomina potásica debido a que se agrega potasio a las rocas afectadas por esta
alteración. En la zona potásica se desarrollan biotita, feldespato potásico y cuarzo a
expensas de minerales previamente existentes en las rocas. El predominio de biotita o
feldespato potásico depende esencialmente de la disponibilidad de Fe o Mn en las rocas
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alteradas o en el fluido hidrotermal, de modo que rocas más máficas con alteración de este
tipo presentan usualmente dominio de biotita, mientras rocas más félsicas dominio de
feldespato potásico. La zona potásica grada hacia fuera a una zona fílica que contiene
cuarzo y muscovita, usualmente en una variedad de grano fino denominada sericita que es
en realidad una fase intermedia entre illita y muscovita. La zona fílica pasa hacia fuera a
una zona argílica donde se desarrollan minerales de arcilla y cuarzo. La alteración
hidrotermal más externa corresponde a la zona propilítica que contiene clorita, epidota y
carbonato, la cual grada hacia fuera a rocas inalteradas o frescas. Todas estas zonas de
alteración no necesariamente se presenta en todos los depósitos de tipo pórfido: cualquiera
de ellas puede estar ausente, por Ej. la zona argílica, típicamente la más pequeña,
frecuentemente puede estar totalmente ausente.
Generalmente la mineralización presenta un núcleo de baja ley que contiene pirita
diseminada que grada hacia fuera en una zona de mena. En la zona de mena se presentan
vetillas y diseminación de pirita con calcopirita subordinada (mena de cobre) y molibdenita
(mena de molibdeno). Es frecuente el desarrollo de una zona de pirita externa la que pasa
hacia fuera a roca no mineralizada. La zona de mena en los pórfidos cupríferos usualmente
se presenta dentro del núcleo de alteración potásica y puede extenderse dentro de la zona
fílica, frecuentemente en el sector más interno se presenta una mayor proporción de
sulfuros ricos en cobre como bornita, gradando hacia fuera a una mayor proporción de
calcopirita, para finalmente en el sector más externo solo sulfuros de Fe (pirita).
Normalmente no existe un límite físico del cuerpo mineralizado que puede ocurrir tanto en
intrusiones, como en rocas de caja, consecuentemente el límite de un yacimiento de este
tipo es fijado en términos económicos con una ley de corte.
La formación de este tipo de depósitos involucra un proceso magmático, que incluye un
mecanismo denominado “segunda ebullición” o “ebullición retrógrada”, por el cual el agua
(y otros volátiles) saturan un magma residual debido a la cristalización. Con el progreso de
la cristalización de un magma, el volumen de agua disuelta en la masa silicatada fundida
aumenta proporcionalmente, dado que el agua no se incorpora en los silicatos en
cristalización. Por ejemplo, suponiendo que un magma tiene un 2% de agua disuelta en
volumen, para cuando haya cristalizado un 50% de este magma en minerales silicatados, el
magma remanente tendrá un contenido de agua disuelta de 4% en volumen.
Debido a que el agua hierve a 100ºC y el magma tiene temperaturas que superan 600700ºC, el fluido liberado está inicialmente en estado supercrítico, pero al intersectar el
solvus en un diagrama de fases se separan una fase líquida salina y una fase vapor diluida.
Cuando se libera el fluido del magma (principalmente agua), elementos como el azufre,
cobre, molibdeno y oro pueden concentrarse en solución. Cuando la parte acuosa del
magma es expulsada el exceso de presión de fluido produce brechización y fracturamiento
de las rocas intrusivas y rocas de caja, lo que provee vías permeables para que las
soluciones hidrotermales de derivación magmática fluyan a través de las rocas y depositen
su carga metálica.
Por otra parte, el subsecuente enfriamiento del magma intrusivo produce la circulación de
aguas subterráneas en las rocas de caja circundantes en torno al centro de calor, generando
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celdas convectivas similares a las que existen en los fondos oceánicos, cuyos conductos de
emisión forman los depósitos de sulfuros masivos. Sin embargo, el rol principal que se
asigna a estas celdas convectivas en los pórfidos cupríferos es el de producir un rápido
enfriamiento del sistema a niveles someros, proveyendo una trampa fría para desestabilizar
complejos iónicos clorurados que transportan metales y consecuentemente precipitar
sulfuros metálicos concentrando mineralización.
Los pórfidos cupríferos se presentan en marcos geológicos similares a los depósitos
epitermales de oro y ellos comparten muchas de las características y procesos de formación.
Algunos depósitos epitermales son parte integral de sistemas mayores de tipo pórfido.
Los depósitos de tipo pórfido se encuentran en áreas orogénicas tales como Los Andes de
Chile y Perú, la Cordillera de Canadá (British Columbia) y las regiones del Pacífico
suroeste, tales como Filipinas, Indonesia y Papua Nueva Guinea.
Los pórfidos cupríferos son la fuente principal de cobre, contribuyendo más de la mitad de
todo el cobre de mina en el mundo, y también son una fuente importante de oro. Estos
depósitos son la fuente más importante de molibdeno y renio, este último un elemento del
grupo del platino asociado a la estructura cristalina de la molibdenita. Además, se recupera
plata y otros metales, incluyendo tungsteno, estaño, plomo y zinc en algunas operaciones de
pórfidos.
Estos depósitos contienen de cientos de millones a billones de toneladas de mineral con
leyes desde 0,2% a más de 1% Cu, 0.005% a 0.030% Mo y 0.4 a 2 gr/ton Au.
Como ejemplo, el pórfido cuprífero de Bingham, Utah (USA) contiene 2 billones de
toneladas de mineral con 0.6% Cu. Este yacimiento ha producido más de 16 millones de
toneladas de cobre desde que comenzó a explotarse en 1904. Otras regiones con pórfidos
cupríferos incluyen: Butte, Montana (USA) con más de 2 billones de toneladas con ley de
0.85% Cu, Chuquicamata, Chile, con más de 10 billones de toneladas de mineral con ley de
0.56% Cu y Ok Tedi en Papua, Nueva Guineas, con más de 375 millones de toneladas con
0.7% Cu y 0.66 g/t Au.
Debido a sus bajas leyes la minería de pórfidos debe ser de bajo costo y ello se logra
mediante una minería masiva no selectiva. Además, para que el costo sea menor muchos
de estos depósitos se explotan a rajo abierto, lo cual es menos costoso que operaciones
mineras subterráneas. El tamaño de estos depósitos hace que estas operaciones sean
gigantescas. Por ejemplo, la excavación más grande del mundo es el rajo de la mina
Bingham, Utah (USA) con 800 m de profundidad y 4 Km. de diámetro.
La exploración para este tipo de depósitos se concentra en regiones donde existen rocas
intrusivas félsicas a intermedias, particularmente aquellas donde existe una historia con
múltiples intrusiones y brechización o fracturamiento de las rocas en contacto con las rocas
de caja. Exploraciones de más detalle se concentran en definir halos de alteración que
gradan lateralmente desde el núcleo del sistema mineralizado.
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Una zonación vertical de la mineralización cuprífera también se puede desarrollar en zonas
áridas cálidas, donde las aguas superficiales tienden a redistribuir el cobre de un sistema de
pórfido expuesto, concentrándolas en otro lado.
Estos enriquecimientos se denominan
supérgenos y contienen minerales de alta ley de cobre tales como los del grupo de la
calcosina. Las aguas oxidantes superficiales disuelven el cobre del mineral hipógeno o
primario original y lo transportan en forma de sulfatos descendiendo hasta el nivel de aguas
subterráneas donde encuentran una zona reductora y precipita como sulfuro supérgeno. La
presencia de un nivel de enriquecimiento supérgeno indica la existencia previa de un gran
sistema porfírico hipógeno original que fue exhumado hasta zonas superficiales oxidantes.
Las técnicas de exploración útiles incluyen estudios geoquímicos regionales tanto por los
metales, como alteración, como el potasio. Levantamientos geofísicos incluyendo métodos
electromagnéticos, magnéticos y de espectrometría de rayos gamma pueden ser útiles para
localizar este tipo de mineralización.
Los sistemas de pórfidos de Los Andes son detectables en imágenes de satélite que
muestran anomalías de color relacionadas a sus halos de alteración hidrotermal. Los
levantamientos geofísicos de superficie incluyen la polarización inducida (IP) para detectar
sulfuros diseminados y magnetometría, ya sea para detectar la presencia de magnetita
hidrotermal o destrucción de minerales magnéticos por alteración fílica.
Síntesis
•
•
•
•
•
Depósitos epigenéticos: mineralización hipógena (primaria) introducida en las rocas.
Relacionados espacial y temporalmente con cuerpos intrusivos. Stocks subvolcánicos
(intrusiones epizonales; 1-5 km de profundidad) de composición félsica, usualmente
porfíricos con fenocristales de plagioclasa, biotita y hornblenda. Usualmente multifase
(varias fases intrusivas). Probablemente apófisis en cúpulas de batolitos.
Alteración hidrotermal pervasiva aproximadamente centri-simétrica; zonas de
alteración concéntricas en y en torno al complejo intrusivo. La intrusión(es) crea(n) el
sistema hidrotermal.
Sulfuros de cobre y molibdeno como minerales de mena primarios dentro de los halos
de alteración hidrotermal.
Amplios sistemas de fracturas que tienden a estar centrados en la porción ápical de uno
o más cuerpos intrusivos y sus rocas de caja adyacentes.
Marco tectónico
Márgenes convergentes de placas y arcos magmáticos ligados a subducción.
•
•
•
•
Pórfidos Cu-Mo = Márgenes continentales activos
Pórfidos Cu-Au = Arcos de islas
Pórfidos de Mo = Parte interna (lado del continente) de arcos magmáticos).
Pórfidos de Sn-W = Tras-arco
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Estilos
Pórfidos dominados por venillas ⇔ Pórfidos dominados por brechas
Esquema mostrando como se distribuye la mineralización de sulfuros en pórfidos
cupríferos en un “stockwork” o enrejado de venillas.
Mineralización hipógena diseminada, stockwork/venillas, brechas.
Petrografía de las intrusiones huéspedes
•
•
•
•
Pórfidos Cu-Mo: Intrusivos porfíricos del Tipo I o Serie Magnetita
Composición variable desde diorita, monzonita, granodiorita, granito.
Pueden ser varias fases intrusivas; la mineralización generalmente está ligada a una fase
intrusiva tardía.
Magmas de origen sub-cortical.
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Fotografías mostrando un típico stockwork de venillas en un pórfido cuprífero (aquí
oxidadas por efectos supergenos); depósito La Granja en el norte de Perú.
Fotografías mostrando ejemplos de stockwo rk de zona hipógena con alteración potásica
(biotita) a la izquierda y con oxidación supérgena a la derecha (Minas Tricolor y Dos
Amigos, Domeyko, Chile).
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Fotografía mostrando brecha hidrotermal con matriz de turmalina y sulfuros; fragmentos
angulosos con alteración cuarzo-sericítica. Brecha Marginal del yacimiento El Teniente.
Fotografías mostrando ejemplos de brechas con matriz de turmalina. Mina Dos Amigos,
Domeyko, Chile
Edad
En Chile existen varias franjas de pórfidos Cu-Mo de distintas edades:
• Cretácico Inferior: En explotación: Andacollo, Dos Amigos
• Paleoceno - Eoceno Inferior: Cerro Colorado, Lomas Bayas - Fortuna del Cobre en
explotación; Spence en desarrollo.
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•
Eoceno Superior - Oligoceno Inferior: Quebrada Blanca, Rosario de Collahuasi, Ujina,
El Abra, Radomiro Tomic, Chuquicamata, La Escondida, Cerro Zaldivar, El Salvador.
• Mioceno Superior - Plioceno: Los Pelambres, Río Blanco, Los Bronces, El Teniente.
Las dos franjas más jóvenes de pórfidos cupríferos chilenos son las más importantes desde
el punto de vista económico tanto por el número, como por el volumen y ley de los
yacimientos.
En Chile existen también pórfidos de Cu-Au en la zona de Maricunga (Alta Cordillera de
Copiapó), los que son de edad Miocena (Ej. Cerro Casale). Algunos de ellos como Lobo y
Marte son ricos en Au (1.43 y 1.6 g/t Au) y pobres en Cu (0.05 y 0.12% Cu) y Mo (46 y
~10 ppm) y han sido denominados pórfidos auríferos (Vila y Sillitoe, 1991).
El modelo clásico de Lowell y Gilbert (1970) Economic Geology V.65, p. 373-407;
basado en el estudio de los depósitos de San Manuel – Kalamazoo y compilación de
características de otros pórfidos cupríferos norteamericanos ha sido utilizado con éxito en la
exploración de este tipo de depósitos; un modelo más actualizado se presenta por
Giggenbach (1997) ver Figs. 1, 2 y 3.
•
Zonación de tipos de alteración hidrotermal relacionados a intrusiones ígneas:
Zona potásica, en el núcleo del sistema: biotita, ortoclasa y cuarzo.
Zona Fílica (Sericítica), envuelve al núcleo potásico: cuarzo, sericita
y pirita (hasta 20% del volumen).
Zona argílica, externa a la sericítica: minerales de arcilla,
montmorillonita, clorita, pirita.
Zona propilítica, halo de alteración más externo, normalmente fuera
del cuerpo de mena económica: clorita, epidota, albita, calcita.
A niveles profundos reconocen un núcleo de cuarzo, sericita, clorita,
feldespato potásico y una zona externa de clorita, sericita, epidota,
magnetita.
•
Zonación de mineralización hipógena (primaria; Fig. 1):
Núcleo de baja ley: bajo contenido de calcopirita, pirita,
molibdenita; magnetita en porción profunda.
Zona de mena, formando un cilindro en la parte externa de la zona
de alteración potásica e interna de la zona de alteración sericítica:
calcopirita (1-3%), pirita (1%), molibdenita (0,03%).
Zona de Pirita, corresponde ~ zona fílica: pirita (10%), calcopirita
(0.1-3%), trazas de molibdenita.
Zona de baja pirita, ~ coincidente con zona propilítica: 2% pirita.
Zona Periférica: calcopirita, galena, esfalerita, Au,
Ag.
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Fig. 1. Esquema general de un pórfido cuprífero indicando la zona de mena en
torno a un núcleo de baja ley, el halo de pirita diseminada y la aureola de
alteración hidrotermal hipógena.
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Fig 2. Distribución de zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero
combinando los modelos de Lowell y Gilbert (1970 ), Gustafson y Hunt (1975) y
Giggenbach (1997). Núcleo de alteración potásica rodeado de alteración fílica
(cuarzo-sericítica), alteración argílica intermedia local en torno a zona fílica,
halo externo de alteración propilítica, alteración sódico-cálcica profunda (Carten,
1986; Dilles & Einaudi, 1992) y cubierta de alteración argílica avanzada.
Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile
UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Victor Maksaev 2004
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Fig. 3. Distribución de minerales de mena en un pórfido cuprífero
típico. Py = pirita, Cpy = calcopirita, Mo = molibdenita, Mgt =
magnetita.
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FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Victor Maksaev 2004
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Fig 4. Zonación por efectos supérgenos en un pórfido cuprífero: Gossan o
sombrero de hierro en la parte superior (óxidos e hidróxidos de hierro), seguido
en profundidad por una zona lixiviada (escaso contenido metálico), luego de una
zona oxidada (minerales oxidados de cobre; crisocola, atacamita, malaquita),
luego una zona de enriquecimiento supergeno (sulfuros secundarios; calcosina,
covelina) y la zona primaria o hipógena en profundidad (sulfuros primarios;
bornita, calcopirita, pirita).
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EL SALVADOR
Gustafson y Hunt (1975), Economic Geology, V. 70, Nº 5, pp. 857-912.
El yacimiento El Salvador se ubica en el distrito Indio Muerto en la Región de Atacama a
unos 800 km al norte de Santiago, Chile. Este yacimiento de Cu-Mo se asocia
genéticamente a un complejo intrusivo de edad Eoceno Superior (41 ± 2 Ma) que intruye
rocas volcánicas andesíticas y sedimentarias clásticas cretácicas cubiertas discordantemente
por a una secuencia de tobas y domos riolíticos paleocenos. El complejo intrusivo incluye
tres cuerpos principales de pórfidos feldespáticos de composición granodiorítica, los cuales
han sido denominados pórfido X, K y L en orden de intrusión. El pórfido más antiguo,
pórfido X, es degrano fino, equigranular a débilmente porfírico. Las texturas porfíricas se
presentan en profundidad, mientras que en el yacimiento la alteración potásica ha
producido textura equigranular. Fuerte alteración y mineralización del pórfido K también
ha obliterado parcialmente su textura. En comparación el pórfido L tardío es relativamente
poco alterado y mineralizado.
La mineralización temprana habría ocurrido en su mayor parte antes del emplazamiento del
pórfido L y habría contribuido probablemente con tres cuartos de los 5 Mt (millones de
toneladas métricas) de cobre fino en el yacimiento.
El trabajo de Gustafson y Hunt (1975) proporciona una visión más dinámica de un sistema
de tipo pórfido cuprífero, en comparación al modelo estático de Lowell y Gilbert (1970), al
separar tres etapas en el desarrollo de los procesos de alteración / mineralización de este
yacimiento.
Etapa Temprana de Alteración y Mineralización
En esta etapa se habría producido la alteración potásica en el núcleo de El Salvador y la
alteración propilítica periférica. Asimismo, se produjo el desarrollo de venillas de cuarzo
de "tipo A" y la mayor parte de la zona de sulfuros de cobre hipógenos.
Alteración potásica: Feldespato-K, biotita, con abundante cuarzo y anhidrita
omnipresente; cantidades menores de albita, clorita y sericita. Magnetita destruida con
alteración potásica fuerte.
Intensa biotitización de las andesitas (biotita, albita, anhidrita, cuarzo) con biotita fina
secundaria en la matriz de estas rocas y en las plagioclasas. En zonas adyacentes al
contacto con pórfidos las rocas están recristalizadas a un agregado fino de biotita-albitaanhidrita y ocasional sericita, clorita y calcita.
Además, en los pórfidos hay reemplazo de las plagioclasas por feldespato-K pertítico.
Venillas de Tipo “A”; venillas tempranas de cuarzo (50-95%), con feldespato-K pertítico,
anhidrita, calcopirita y bornita. Son venillas irregulares, discontinuas y segmentadas; están
cortadas por todos los otros tipos de venillas. Tienen halos de alteración potásica, pero son
prácticamente indistinguibles de la fuerte alteración potásica pervasiva de las rocas.
Formadas en roca dúctil; 1 – 25 mm de potencia; incluyen diseminación de Cpy-Bo-trazas
de Mo.
Inclusiones fluidas muy abundantes de dos tipos: líquidas altamente salinas, con burbuja de
vapor y cristales de halita y hematita y gaseosas con poco líquido y cristales opacos
probablemente de hematita. Temperaturas de homogenización de 360º a >600ºC y
salinidades entre 35 – 40% NaCl eq.
Alteración Propilítica: Epidota, clorita, calcita, cuarzo y albita. Es pervasiva en rocas
volcánicas huéspedes de los pórfidos y está controlada estructuralmente (fracturas); la
calcita es abundante (probablemente ya era abundante en el cemento de las rocas
sedimentarias).
Magnetita ±alterada a hematita: presente fuera de los límites de la biotitización.
La clorita en la zona propilítica no parece reemplazar a biotita, lo cual es frecuente dentro
de la zona de biotita.
Asociadas a la alteración clorítica hay venillas de epidota-magnetita-calcopirita y existen
venillas de pirita con halos de alteración de sericita-clorita que son posteriores a las de
epidota-magnetita-calcopirita.
La hornblenda solo está presente en niveles profundos del Pórfido L y está reemplazada en
mayor o menor medida por biotita-anhidrita-rutilo. La presencia de agregados de biotita
con rutilo y anhidrita en las porciones más latas de los pórfidos L, X y K sugieren un
reemplazo total de fenocristales de hornblenda.
Anhidrita: está presente como uno de los primeros y últimos productos de mineralización
en El Salvador.
Anhidrita Temprana: diseminada en alteración potásica y componente de las venillas de
tipo A.
Anhidrita Tardía: controlada por fracturas y es material componente de venillas más
jóvenes.
La zona de sulfatos en profundidad del yacimiento El Salvador está sellada por anhidrita y
su permeabilidad y porosidad son casi cero (no hay agua subterránea).
Zonación de sulfuros
-
núcleo pobre en sulfuros: <0.25% sulfuros con magnetita o hematita-rutilo
zona de calcopirita-bornita (sin pirita), con escasa calcosina primaria; rodea al núcleo
pobre en sulfuros. El total de sulfuros en esta zona varía entre 0.5% y 2,0% del
volumen de la roca y la bornita varía desde el interior al exterior desde 50% a 0% del
-
-
total de sulfuros. Las leyes de cobre varían entre 0,3% y 1,0% Cu, el oro 0,17 g/t Au y
la plata 1,7 g/t Ag.
Zona de calcopirita-pirita (sin bornita); rodea a la zona de calcopirita-bornita. El total
de sulfuros varía de 0,75% a 2,5% del volumen de la roca. La pirita varía desde el
interior hacia el exterior desde 0% a 75% del total de sulfuros. Las leyes de cobre entre
0,3% y 1,0% Cu.
Zona de pirita, halo externo. El total de sulfuros varía entre 0.5% a 6% del volumen
de las rocas. Las leyes de cobre <0,2% Cu.
Mineralización y alteración transicional
Mineralización / alteración con pirita y destructora de feldespatos ocurrió después de la
consolidación del último pórfido (Pórfido L), pero fue precedida por una etapa transicional
de mineralización caracterizada por el desarrollo de venillas de cuarzo de tipo B, abundante
molibdenita y turmalina.
Las venillas de tipo B son continuas, planares, con caras paralelas y normalmente con
algún bandeamiento interno; su potencia varía entre 5-50 mm (hasta 10 cm) y están
constituidas por cuarzo-anhidrita-sulfuros (sin feldespato-K). No presentan halos de
alteración, aunque en algunos casos hay halos en los que la roca está blanqueada. El cuarzo
es relativamente de grano grueso en cristales elongados perpendicularmente a las paredes.
Los sulfuros, sulfatos o cuarzo granular se presentan en el centro de las venillas o en bandas
irregulares paralelas a las paredes.
La presencia de molibdenita-calcopirita son
características, con trazas de bornita y escasa pirita; los sulfuros son de grano grueso y
tienden a estar en bandas paralelas a las paredes. Hay abundantes inclusiones fluidas de
alta salinidad y de baja densidad. En algunas venillas en las que la porción central es
drusiforme (huecos) el cuarzo más nuevo tiende a tener inclusiones fluidas de baja
salinidad con 12-15% NaCl equivalente y temperaturas de homogenización de 300º-350ºC.
Se interpreta un cambio en la composición del fluido hidrotermal hacia fines de la etapa de
formación de venillas tipo B. Este cambio se presenta en venillas individuales en las cuales
cuarzo cristalino se formó sobrecreciendo a cuarzo granular-columnar de las vetillas tipo B
para formar la línea central oquerosa. La zona de crecimiento marca un abrupto
decrecimiento en abundancia de inclusiones de salinas dos fases (I y II) y los huecos
centrales contienen solo inclusiones de baja salinidad. La reapertura de venillas de tipo B y
relleno con materiales de venillas tardías es común.
La distribución de molibdenita en El Salvador está ligada a venillas de tipo B y
frecuentemente aparece en forma de pátinas tardías sin estar asociado a otros sulfuros o
halos de alteración. El contenido de molibdeno varía entre 0.005% y 0.05% Mo (50 a 500
ppm), con una media de 0.02% Mo (200 ppm). Los valores más altos de Mo se presentan
en el traslape de las zonas de calcopirita-pirita y bornita-calcopirita.
Turmalina: la distribución de turmalina es independiente de las venillas de cuarzo tipo B,
pero se la asocia a la etapa transicional de mineralización. La turmalina está en venillas
finas y en brechas con matriz de turmalina. Existen unas venillas tempranas de turmalina
con calcopirita-bornita (sin pirita) en las que los sulfuros son escasos en proporción a la
turmalina y venillas tardías de turmalina con pirita, con o sin calcopirita, con halos de
alteración de sericita-pirita. Muchas venillas de turmalina no tienen ni halos de alteración,
ni sulfuros. Las venillas de tipo B contienen turmalina, pero este mineral es generalmente
más joven cuando existen relaciones de edad.
Las brechas de turmalina son diques de guijarros (peeble dikes) tempranos con cemento de
turmalina y cuarzo.
Andalusita y corindón: En niveles profundos de El Salvador se presenta andalusita y
feldespato-K asociados al pórfido L extendiendose al pórfido X y andesitas al oeste. La
andalusita se presenta en halos oscuros discontinuos y mal definidos de alteración potásic
(feldespato-K, biotita, sericita). Algunos parecen ser halos de ciertas venillas de cuarzo de
tipo A. Estos halos incluyen feldespato-K, albita, andalusita, anhidrita, biotita o sericita y
cuarzo. El corindón ocurre solo en trazas con andalusita.
Mineralización y alteración tardía
Se caracteriza por abundante pirita y alteración hidrolítica (destructora de feldespatos y de
biotita). Hay venillas de pirita-cuarzo, de pirita con halos de alteración sericítica, zonas
periféricas con diseminación de pirita, seritización y niveles superiores con asociaciones
sericíticas y de alteración argílica avanzada.
Venillas de sulfuros de tipo D: son venillas que cortan a las venillas de cuarzo A y B y
tienden a tener un patrón radial mal definido en el yacimiento. Están constituidas por
sulfuros y sulfatos (anhidrita) con menor contenido de cuarzo y ocasional carbonato
(dolomita). El cuarzo no presenta inclusiones fluidas y presenta formas cristalinas. La
anhidrita forma masas cristalinas y comúnmente está bandeada con los sulfuros. Presentan
halos de alteración sericítica o de sericita-clorita, algunas con una parte externa de
caolinita-calcita.
Son venillas contínuas con orientación preferencial, aunque
ocasionalmente son irregulares o siguen un patrón curvo. Su potencia varía entre 1 y 75
mm (hasta 20 cm). Entre los sulfuros domina la pirita, con calcopirita, bornita, enargita,
tenantita, esfalerita y galena. La pirita domina en profundidad, pero aparece con los otros
sulfuros en niveles superiores. La molibdenita es menor. Solo escasas inclusiones fluidas
de baja salinidad en cuarzo, anhidrita y esfalerita, con temperaturas de homogenización
entre 175º y 310ºC.
Asociaciones periféricas de sericita y pirita
Existen zonas sericitizadas con pirita rodeando la zona de central de sulfuros, ellas están
caracterizadas por la asociación sericita-clorita-pirita, la que grada a una asociación
propilítica en la porción más externa. Hay buena correlación entre la abundancia de pirita y
la intensidad de la alteración sericita-clorita.
Zonas de alteración de niveles altos
Dentro de la zona periférica sericitizada, los niveles profundos están dominados por la
asociación feldespato-K y biotita, mientras que en los niveles superiores están dominados
por sericita-andalusita; aunque incluye andalusita-sericita-cuarzo-trazas de pirofilita,
diasporo o alunita. Como minerales accesorios hay sulfuros piríticos (oxidados), zircón y
rutilo.
Zona de sulfuros superiores
Estas zonas están oxidadas y lixiviadas, pero sulfuros relictos en cuarzo (5 a 100 µm de
diámetro) indican que existió una amplia mineralización hipógena que incluyó piritabornita-calcopirita-calcosina, mientras en las altas elevaciones existió enargita-pirita.
Asociación de alteración hidrotermal argílica avanzada
Se presenta una asociación de pirofilita, diasporo, alunita primaria, andalusita, sericita y
corindón (no hay caolín); toda en la zona lixiviada. Esta asociación parece sobreimpuesta
sobre sericitización o sericita-andalusita.
Efectos supergenos
La mina El Salvador fue desarrollada para explotar un nivel de enriquecimiento secundario
existente bajo la quebrada Turquesa cuya potencia varía entre decenas de metros y 300 m.
Usualmente es referido como el horizonte de calcosina, pero en realidad incluye un grupo
de sulfuros secundarios reemplazando a los sulfuros primarios o hipógenos. Las
asociaciones principales son:
- Calcosina(Cu2S) - djurleita (Cu1.96S)
- Djurleita (Cu1.96S) - digenita (Cu9S5)
La covelina es un constituyente menor local, la cuprita y Cu nativo son raros, pero también
presentes.
Los sulfuros secundarios se formaron por reemplazo de calcopirita y bornita primarias, pero
también se presentan como pátinas sobre pirita.
Alteración Supergena
La zona con efectos supergenos más fuertes corresponde a la sobre la zona de sulfatos y/o
la base de la alteración sericítica. Se presenta caolinita reemplazando a plagioclasas,
clorita, albita, biotita y al feldespato potásico; la sericita acompaña a estos minerales, ya
que los efectos supergenos afectan a la zona sericítica. También hay alunita supergena, se
trata de alunita fina en venillas (que es diferente de la alunita hipógena más cristalina).
Cubierta lixiviada (<0.05% Cu o <500 ppm Cu)
Incluye limonitas en su mayor parte indígenas (no transportadas) en boxworks (pátinas en
cavidades de sulfuros descompuestos.
Zona central de jarosita; diseminación, venillas de jarosita cristalina.
Zona inferior de jarosita con hematita-goethita
Zona externa de goethita-hematita
Zona pobre en sulfuros con goethita-limonita en cavidades dispersas
El Au y Mo han sido inmóviles durante la lixiviación y enriquecimiento.
La Ag ha sido lixiviada, pero menos eficientemente que el cobre.
El Fe está levemente enriquecido.
Interpretaciones de Gustafson y Hunt (1975)
Mineralización, alteración e intrusión temprana
-
La mayor parte del Cu fue introducido con el pórfido X y K
Las vetillas tempranas de tipo A sugiere fracturamiento en rocas dúctiles
Los silicatos, sulfuros y anhidrita en esas asociaciones tempranas son parte integral de
esas venillas y deben haberse formado muy poco después de la consolidación del
magma porfídico.
- Se estima un emplazamiento a 2 km de profundidad en condiciones de presión
levemente superiores que la presión litostática. La profundidad real no se conoce con
certeza, pero claramente debe ser muy superior a hidrostática.
Se requiere de un fluido que puede ser de derivación magmática o meteórico, pero es
altamente improbable que el agua meteórica pudiera ingresar a un ambiente con alta
presión. Consecuentemente, debe haber sido exsuelta del magma y de la cámara
magmática subyacente. Se concluye que el agua magmática es el componente mayor de la
mineralización temprana. Esto está apoyado por datos isotópicos de hidrógeno y oxígeno
(Sheppard and Gustafson, 1976. Oxygen and hydrogen isotopes in the porphyry copper
deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, V. 71, pp. 1549-1559).
- La alteración potásica y la propilítica fueron contemporáneas, con la propilítica
desarrollada como marginal de la potásica. Mientras ambas son previas a la alteración
sericítica y pirita.
- Suponen que previo al emplazamiento del pórfido L, existía una zona potásica rodeada
por alteración propilítica con una zona de calcopirita-bornita. En esa etapa solo habría
habido pirita en los niveles actuales de exposición. Durante la etapa final de la
mineralización temprana intruyó el pórfido L destruyendo la sección NW del patrón
previo de alteración hidrotermal / mineralización. Parte del Cu, S, K y volátiles
asimilados por el magma del pórfido L a niveles más profundos ascendieron y se
redepositaron en porciones más frías del pórfido L.
- Posiblemente 109 toneladas de azufre oxidado se fijaron en anhidrita durante la etapa
temprana de alteración / mineralización.
Mineralización transicional
-
-
Desarrollo de stockwork de venillas de tipo B
Líquidos salinos, 350º-600ºC y presiones 200 a >900 bares
Las evidencias indican un cambio progresivo de condiciones físicas durante este
período transicional; este cambio se interpreta como el primer ingreso significativo de
agua meteórica al sistema hidrotermal.
Las presiones decrecieron por debajo de la litostática. La variación fue desde
condiciones crercanas a temperaturas magmáticas, presión litostática y fluidos de
derivación magmática hasta presión hidrostática, temperatura más baja y fluidos
dominantemente meteóricos.
Mineralización tardía
-
-
Temperaturas <350ºC lo que implicaría que agua meteórica ingresó a través de fracturas
reaccionando con rocas previamente mineralizadas para producir alteración hidrotermal
destructiva de feldespato potásico y depositación de pirita (venillas de tipo D y
alteración periférica).
Agua meteórica en sistema convectivo.
Los patrones tardíos de alteración / mineralización están fuertemente influenciados por
el emplazamiento del pórfido L.
La circulación de aguas termales solfatáricas tardías habrían causado alteración argílica
avanzada, retrabajo de sulfuros, remoción de Cu y formación de más pirita. Esta
alteración habría sido producida por fluidos relativamente ácidos (pirofilita) y de alta
temperatura (andalusita).
MODELO GENETICO, variaciones sobre el mismo tema
Los pórfidos cupríferos en muchas partes del mundo tienen características similares a El
Salvador. Mismas texturas, tipos de venillas, patrones de alteración / mineralización y la
misma secuencia evolutiva en general, aunque cada depósito es único en detalle.
Las diferencias entre los pórfidos cupríferos surgen de distintos desarrollos de
mineralización / alteración temprana versus tardía y el grado de distorsión de los patrones
geométricos relativos a los descritos en El Salvador.
-
-
En algunos depósitos las asociaciones tardías están más débilmente desarrolladas que
las tempranas (Ej. Yerrington).
En otros la porción central de alteración potásica puede contener pocos sulfuros y la
mena estar en el margen sericítico con pirita (Ej. San Manuel).
La mineralización temprana puede extenderse mucho más allá o encima de cualquier
exposición de un pórfido en la roca de caja (Ej. Ray).
La asociación de sericita-pirita tardía puede estar sobreimpuesta en la porción central de
modo que prácticamente borra la evidencia de una alteración / mineralización temprana
(Ej. Cananea).
El Ca puede estar en carbonato, ya sea con anhidrita o en vez de anhidrita (Ej. Ajo,
Bingham).
Intrusiones tardías o desarrollo de cuerpos de brecha de diatrema pueden remover
mucho del patrón temprano (Ej. El Teniente).
Existen muchas otras variaciones, pero Gustafson y Hunt (1975) planetan que son
variaciones sobre el mismo tema.
Los elementos esenciales son:
1. Emplazamiento relativamente somero de un complejo de stocks y diques sobre la
cúpula de un batolito subyacente.
2. Introducción metasomática de Cu y otros metales, S, K, Na y cationes de H+ desde el
magma, tanto el las apófisis de pórfido, como en las rocas de caja.
3. Interacción de aguas subterráneas con el centro de mineralización en efriamiento.
La evolución inevitable es:
Caliente → frío
Alteración de alcalis → alteración hidrolítica
Fluidos con aumento progresivo de actividad de S- , lo que se refleja por
Magnetita → pirrotina → pirita
Las variables que producen variaciones son:
-
Profundidad de emplazamiento
Disponibilidad de aguas subterráneas
Tamaño y tiempo de sucesivas intrusiones de magma
-
Abundancia de metales y elementos minerallizadores desde el magma.
Si un pórfido se emplaza a mayor profundidad o las rocas de caja son más secas (factores
climáticos o hidrológicos), el pórfido se enfriará más lento (conducción versus convección),
habrá menos sobreimposición y los efectos de aguas subterráneas serán menos
desarrollados en las etapas tardías de alteración / mineralización.
Si los pórfidos son cuerpos más masivos y se intruyen en un período corto de tiempo, hay
menos chance de que se enfríen las unidades individuales. Esto permite que exista la
transición entre la etapa temprana a tardía de minaralización antes de la introducción de una
segunda intrusión y produce una secuencia de evolución compuesta.
Si hay menos Cu en el magma parental, hay menos chance de producir mineralización
económica en cualquiera de las etapas de evolución de alteración / mineralización (lo
mismo es válido si hay menos Cl, S, etc.).
Características de la porción más profunda de El Salvador según Gustafson y Quiroga
(1995); Economic Geology, V. 90, pp. 2 - 16.
La exploración de la porción profunda del yacimiento El Salvador reveló:
-
-
-
-
-
Los sulfuros persisten pero el contenido disminuye.
La magnetita es parte de todas las asociaciones excepto de las venillas tardías de pirita
tipo D.
Trazas de pirrotina-calcopirita en cuarzo y como inclusiones en pirita. Aparentemente
restos de mineralización de progrado temprana obliterada por eventos posteriores.
Relictos de venillas de especularita que se interpretan en forma similar a la anterior.
Cambian los tipo de venillas; hay venillas "EB" de biotita temprana con o sin sulfuros,
cuarzo, albita, anhidrita y actinolita, con halos de albita, feldespato-K, biotita, sericita
verde, anhidrita y andalusita. Parecen ser equivalentes profundos de las venillas de
cuarzo de tipo A.
Las venillas de tipo A de cuarzo granular, feldespato-K, sulfuros y anhidrita disminuyen
su abundancia en profundidad y son difíciles de distinguir de venillas de tipo B de
cuarzo, anhidrita con molibdenita. Estas presentan halos bien desarrollados de
feoldespato-K en comparación con las que se presentan a niveles más altos.
Venillas C más jíovenes con sericita verde, biotita y anhidrita y halos de sericita verde,
feldespato alcalíno y andalucita, cortan a las venillas B. Estas venillas C son anteriores
a las venillas D de pirita-cuarzo con halos de sericita-pirita-calcita-anhidrita y
ocasionalmente turmalina.
La alteración pervasiva de sericita se termina hacia abajo y la alteración biotítica de las
andesitas disminuye, revelando rocas córneas más restringidas de actinolita (hornfels de
actinolita).
La abundancia de sulfuros, sulfatos y feldespato potásico disminuye en profundidad,
mientras que la albita aumenta.
Hay un abrupto descenso del contenido de Cu (<0.1% Cu) dentro de un pórfido
feldespático fuertemente cruzado por venillas de cuarzo y alterado a feldespato-K y
biotita, representando el núcleo estéril debajo de la zona central de calcopirita-bornita.
Esto parece correlacionarse con la base del intenso fracturamiento y ebullición durante
la etapa temprana de formación de venillas.
Aunque Gustafson y Quiroga (1995) no lo mencionan directamente, las asociaciones de
alteración encontradas en profundidad en El Salvador son comparables a la alteración
sódica-cálcica descrita en las zonas de raíz del pórfido Yerington, Nevada por Carten
(1986); Economic Geology, V. 81, pp. 1495-1519. Esta se caracteriza por la asociación
albita-actinolita-magnetita-epidota-esfena y se desarrolla en profundidad al mismo tiempo
que la alteración potásica en niveles más altos del sistema porfírico.
Brechas relacionadas a mineralización
1
BRECHAS RELACIONADAS A MINERALIZACION
La presencia de cuerpos de brechas, con una gran variedad de características, es común
acompañando a un amplio espectro de yacimientos hidrotermales y muchas veces las brechas
mismas constituyen cuerpos mineralizados. Consecuentemente es importante entender los
procesos que generan brechas asociadas a mineralización, cuales son las características que
permiten distinguir distintos tipos de ellas y describir el rol de las brechas en la formación de
yacimientos minerales.
¿Qué es una brecha? Una brecha es una roca constituida por fragmentos líticos que se
mantienen ligados por una matriz y cuyo cemento en el caso de las asociadas a
mineralización pueden ser minerales hidrotermales incluyendo a los minerales de mena (Ej.
turmalina, cuarzo, calcopirita, etc.). En general, los minerales hidrotermales rellenan total o
parcialmente los huecos formados en la roca fragmentada y mucha de la mineralización en
brechas ha sido introducida por fluidos hidrotermales y consecuentemente se encuentra en la
masa fundamental de la brecha. Este último es un término general, no genético, que incluye
matriz y el cemento de la brecha. Los procesos hidrotermales en ocasiones producen
reemplazo o metasomatismo en brechas, este reemplazo corresponde composicionalmente a
cemento, pero que ha sido emplazado por sustitución de material preexistente en la brecha.
En brechas sedimentarias o volcanogénicas es común que su formación involucre transporte y
agregación de materiales clásticos o piroclásticos, pero en brechas genéticamente asociadas a
procesos hidrotermales es más frecuente que las brechas sean formadas por desagregación de
rocas pre-existentes in situ o con limitado transporte de los fragmentos.
Los fragmentos o clastos provienen de rocas fragmentadas, las que son progresivamente
molidas mientras mayor es la deformación (brechización). Algunas brechas contienen solo
fragmentos de la roca encajadora de los cuerpos brechosos o pueden tener fragmentos
introducidos ajenos a las rocas encajadoras adyacentes y los fragmentos pueden tener variadas
intensidades de alteración hidrotermal. Se usan los términos monolitológica o monomíctica
para aquellas que están formadas exclusivamente de un tipo de roca y heterolitológicas o
polimícticas para aquellas que incluyen una variedad composicional de fragmentos. En
algunas brechas se pueden producir alineamientos de fragmentos e incluso estratificación.
La matriz puede ser de roca molida derivada localmente o material rocoso introducido de
granulometría más fina que los fragmentos (dependiendo del grado de molienda) que rellena
los espacios entre fragmentos. El origen de la matriz puede ser detrítico, cataclástico,
volcánico, plutónico, etc. Se utiliza el término correspondiente para indicar que los
fragmentos y la matriz de una brecha tienen la misma composición, pero las brechas pueden
ser semi-correpondientes o no-correspondientes si la composición es mixta o
completamente diferente respectivamente entre los fragmentos y la matriz. Cuando existen
fragmentos o partículas enfriadas directamente de un magma eruptivo, se habla de material
juvenil. A menudo es difícil discriminar la naturaleza del material de una brecha, pero la
presencia de fragmentos de pomez en una diatrema se interpretan como material ígneo juvenil.
La textura o fábrica de la brecha puede variar desde aquellas soportadas por fragmentos en
las que los fragmentos están en contacto entre sí y las soportadas por matriz en las que los
Brechas relacionadas a mineralización
2
fragmentos aparecen dispersos en un material de grano más fino. En brechas soportadas por
fragmentos los huecos entre los fragmentos pueden ser espacios abiertos o estar parcial o
completamente rellenos.
Los fragmentos de la brecha pueden tener distinto grado de redondeamiento, a saber:
Fragmentos angulosos
Fragmentos sub-angulosos
Fragmentos sub-redondeados
Fragmentos redondeados
En brechas relacionadas a mineralización el redondeamiento de los fragmentos resulta del
movimiento entre los fragmentos. La molienda, desgaste o atrición entre los fragmentos
resulta en redondeamiento y mientras mayor sea el movimiento entre fragmentos o más
violento produce más redondeamiento de los fragmentos. Aunque puede parecer un
contrasentido en algunos tipos de brechas asociadas a mineralización los fragmentos pueden
estar bien redondeados (Ej. diques de guijarros o "peeble dikes" y brechas de diatremas, ver
más adelante).
De acuerdo al tamaño de los fragmentos se habla de megabrechas para aquellas que tienen
fragmentos >4 m de diámetro, meso-brechas para aquellas en las que los fragmentos oscilan
entre 2 mm y 4 m y microbrechas para las que tienen fragmentos de menos de 2 mm.
Clasificación de Brechas Relacionadas a Mineralización
Sillitoe (1985) publicó una descripción detallada y una clasificación de brechas relacionadas a
mineralización. Esta clasificación incluye 5 tipos principales de brechas, con algunos subtipos, a saber:
1) BRECHAS MAGMATICO - HIDROTERMALES
Chimeneas de brechas
Tipo pórfido (cuerpos de brecha asociados a sistemas porfíricos)
2) BRECHAS HIDROMAGMATICAS
Freáticas
Depósitos epitermales
Depósitos tipo pórfido
Kuroko (sulfuros masivos)
Freatomagmáticas
Sistemas maar - diatrema
Depósitos tipo pórfido y epitermales
3) BRECHAS MAGMATICAS
(volcánicas) Diatremas volcánicas
Tipo pórfido y otros depósitos.
Brechas relacionadas a mineralización
3
4) BRECHAS INTRUSIVAS
Con matriz intrusiva
5) BRECHAS TECTONICAS
Fracturamiento frágil en fallas
Corbett y Leach (1998) también presentaron descripciones y una clasificación de brechas
relacionadas a mineralización, la cual en líneas generales es similar a la de Sillitoe (1985).
Esta incluye:
Brechas magmático-hidrotermales
Profundas relacionadas a pórfidos
Chimeneas de brecha
Brechas freatomagmáticas
Diatremas (nivel alto)
Brechas freáticas
Superficiales
Brechas magmáticas de inyección
Brechas hidráulicas
Brechas hidrotermales de colapso
Procesos retrógrados en pórfidos
Brechas de dilatación
Estructuras de espacios abiertos (sectores de tensión en fallas)
Brechas de disolución
En calizas y dolomitas (por disolución kárstica)
Para los efectos de estos apuntes se utilizará la clasificación de Sillitoe (1985) para
caracterizar los distintos tipos de brechas.
BRECHAS MAGMÁTICO-HIDROTERMALES
Chimeneas de brecha ("Breccia pipes"; Ej. brechas con matriz de turmalina)
Ej. en Chile: Distritos San Pedro de Cachiyuyo, Cachiyuyo de Llampos, Los Azules y Cabeza
de Vaca en la III Región (Sillitoe y Sawkins, 1971; Colley et al., 1991), también en el Distrito
Sierra Gorda en la II Región (Boric et al., 1990), ligados a plutones granodioríticos
paleocenos.
Estos cuerpos de brecha se presentan asociados a intrusivos, batolitos o stocks intrusivos
estériles (no alterados, no mineralizados). Aunque existe una gradación hacia las brechas
asociadas a pórfidos cupríferos Sillitoe (1985) incluye específicamente en este grupo aquellos
cuerpos de brecha que no están asociados a sistemas porfíricos, mientras Corbett y Leach
(1998) no hacen esta distinción.
Brechas relacionadas a mineralización
4
Se estima que las chimeneas de brecha se emplazan a profundidades de 1 a 3,6 Km, lo que se
interpreta principalmente por su ubicación en porción apical de intrusivos epizonales. Ellas se
presentan cuerpos individuales o en grupos ("clusters") de hasta 200. En general son
verticales y no se desvían más de ±15º de la vertical. Se trata de cuerpos cilíndricos de
sección circular u ovoide en planta y con una extensión vertical varias veces mayor que la
dimensión horizontal; aunque en la mayoría se angostan en profundidad en forma de cono
invertido; ocasionalmente presentan formas bífidas en profundidad o bien se ramifican hacia
arriba.
La dimensión horizontal (diámetro) en general oscila entre 50 a 300 m, la vertical en muchos
casos se desconoce, pero de acuerdo a datos de 4 distritos varía entre 725 y 860 m.
El contacto entre la brecha y las rocas encajadoras es abrupto, con una zona de fracturas
verticales densamente espaciadas. En algunos casos se ha observado que los cuerpos de
brecha terminan hacia arriba en una cúpula y la existencia de este techo indica que es
improbable que estos cuerpos de brecha hayan alcanzado hasta la superficie. Cuando se ha
podido observar el fondo de las chimeneas de brecha este es irregular, pero aproximadamente
plano y el cuerpo de brecha termina contra un intrusivo menos alterado.
Los fragmentos varían desde angulosos a subredondeados, alcanzando desde centímetros hasta
metros de diámetro, localmente pueden alcanzar decenas de metros. El grado de brechización
decrece hacia el interior y hacia abajo en el cuerpo de brecha. El espacio abierto puede
alcanzar a 5-30% del volumen de la brecha y está ocupado por un cemento de minerales de
ganga y sulfuros. En las brechas con mayor redondeamiento de fragmentos se presenta harina
de roca por la atrición y molienda entre fragmentos. Consecuentemente existen dos tipos
extremos que van desde brechas con oquedades a brechas con matriz de harina de roca, con
todos los estados intermedios posibles.
En algunas chimeneas de brecha la porción superior cercana a la cúpula del techo se
caracteriza por presentar fragmentos tabulares alineados paralelos a la cúpula, esto se ha
denominado brecha dominó o brecha de tejas ("shingle breccia"), se interpreta como
exfoliación de la roca y caída hacia el interior del cuerpo brechoso.
Normalmente no existen evidencias que sugieran movimiento significativo de los fragmentos
dentro de la brecha, generalmente los fragmentos parecen haber sido separados y podrían
volverse a su posición original como un rompecabezas, pero existe algún desplazamiento
descendente de los fragmentos en toda la chimenea. Por esta razón normalmente son brechas
monolitológicas, solo hay mezcla de litologías cuando la brecha cruza contactos litológicos.
Las chimeneas de brechas se localizan en la parte superior o inmediatamente sobre plutones o
stocks o en los márgenes de plutones. A veces se extienden desde un plutón en sus rocas de
techo. No parece haber un control estructural en la localización de chimeneas de brecha.
La mineralización dominante es cobre y los contenidos de Mo, W y/o Au también son
importantes; algunas contienen Ag, Pb, Zn. En distritos con grupos de chimeneas de brecha
menos del 50% de ellas están mineralizadas, aunque todas han sido afectadas por reemplazo
hidrotermal y relleno de huecos.
Brechas relacionadas a mineralización
5
La alteración hidrotermal dominante es sericitización de los fragmentos, acompañada de
turmalina (chorlo) o dumortierita y en menor medida cloritización y silicificación.
La ganga y menas están bien cristalizadas e introducidas después y probablemente durante la
fragmentación. Usualmente en estas brechas la mineralización hipógena ocurrió en un solo
evento y es raro que haya re-brechización de la mineralización temprana. La mineralización
está preferentemente ubicada en el margen de la chimenea.
Los antecedentes de inclusiones fluidas indican temperaturas de homogenización entre 310º 410ºC y 1-50% NaCl eq.
Considerando que existen evidencias de movimiento descendente del material fragmentado
dentro de las chimeneas de brechas y la existencia de hasta 20% de espacio abierto en muchas
chimeneas, cualquier mecanismo de brechización debe ser capaz de crear un hueco apreciable.
Se han propuesto 5 hipótesis para la producción del huecoo espacio:
1. Disolución localizada y fragmentación por colapso gravitacional y/o fracturamiento
hidráulico hacia arriba del material rocoso por fluidos liberados de un magma en
enfriamiento.
2. Liberación, tal vez explosiva de volátiles de un magma con material acarreado físicamente
hacia arriba (fracturamiento hidráulico).
3. Movimiento descendente de magma, ya sea por contracción o drenaje, produciendo el
colapso gravitacional de la columna de roca sobreyacente.
4. Desarrollo de una acumulación de fluidos o burbuja en el techo de un plutón por
acumulación de fluidos liberados del magma. Produciendo el colapso gravitacional de las
encima de la misma.
5. Generación de zonas de extensión en zonas de dilatación o tensión en fallas durante
desplazamiento de las mismas.
Las cuatro primeras hipótesis son consistentes con la asociación entre las chimeneas de
brecha, rocas intrusivas y alteración hidrotermal - mineralización, mientras que la quinta no,
de modo que esta última no se considera como mecanismo general de brechización. Ahora
bien, las cuatro primeras hipótesis no pueden considerarse como mutuamente excluyentes y
todas pueden contribuir en distinto grado a brechizar las rocas. La existencia de
redondeamiento de fragmentos y matriz de harina de roca en algunas brechas implica
movimientos entre clastos sugiriendo que el mecanismo de brechización involucró la
expulsión explosiva de volátiles desde un magma en cristalización seguida de descompresión
y colapso gravitacional, mientras que brechas clasto-soportadas con fragmentos angulosos
probablemente resultaron principalmente de fracturamiento hidráulico y colapso gravitacional
por disolución hidrotermal o bien por la acumulación de fluidos en el techo de un cuerpo
intrusivo.
Brechas relacionadas a mineralización
6
Cuerpos de brechas asociadas a sistemas porfídicos
Los cuerpos de brechas son comunes en sistemas de tipo pórfido y varían desde cuerpos
menores adyacentes a pórfidos, hasta constituir la porción económicamente dominante de
estos sistemas (Ej. yacimiento Los Bronces de Cía. Minera Disputada de Las Condes).
Estos cuerpos de brecha comparten muchas de las características de las chimeneas de brecha
con matriz de turmalina anteriormente descritas, pero tienen particularidades propias. En
cuanto a forma constituyen cuerpos lenticulares, ovoides o circulares con forma de chimeneas
con buzamiento fuerte o verticales. Pueden ser cuerpos individuales o constituir grupos.
Pueden tener formas de diques, cuerpos irregulares, anulares y constituir brechas de caparazón
de intrusiones. La forma de chimenea en sistemas porfídicos es en general menos regular y
son frecuentes los embahiamientos y extensiones irregulares de los cuerpos de brecha.
La dimensión horizontal puede ser desde pocos metros, hasta un máximo de 2 x 0,7 Km en el
cuerpo de brecha compuesto de Los Bronces. La dimensión vertical usualmente está en el
rango 500 a 1.000 m y al menos 1.100 m en Los Bronces. Pueden presentar contactos
gradacionales con el pórfido huésped, pero también pueden ser abruptos.
La base de los cuerpos de brecha usualmente es una rápida transición a pórfido fracturado o
con stockwork. El techo se caracteriza porque decrece el tamaño de la brecha y hay una
transición a pórfido mineralizado. El techo se ha encontrado de 200 a 1200 m debajo de la
superficie, lo que sugiere que la mayor parte de las brechas asociadas a pórfidos eran
originalmente ciegas (no alcanzaban la paleosuperficie).
Los fragmentos son angulosos a redondeados y la presencia de harina de roca es más común,
así como fragmentos heterolítológicos. La matriz de harina de roca localmente presenta
alineamiento irregular, pero vertical de partículas constituyentes. Textura fluidal atribuida al
transporte ascendente por fluidos del material (fluidización). La norma es que sean brechas
soportadas por fragmentos, pero hay gradación a cuerpos de harina de roca.
Tienen variedad textural. Ej. Los Bronces donde se han identificado 7 brechas con distinto
tamaño y forma de fragmentos, naturaleza y cantidad de matriz y grado/tipo de
alteración/mineralización.
Es frecuente que exista ascenso de fragmentos (Ej. 200 m en Brecha Infiernillo de Los
Bronces), pero también puede haber descenso de fragmentos o poco movimiento general.
La mayoría se desarrolla dentro de intrusivos porfíricos, pero también en rocas suprayacentes.
La posición es variable algunos cuerpos ocurren en el centro, pero otras son excéntricas. El
control estructural por fallas no es obvio, pero es probable.
Es común el desarrollo de brechas en los contactos entre distintas litologías, especialmente
entre intrusivos y rocas de caja.
La alteración potásica es frecuente con presencia de biotita y feldespato potásico, también hay
alteración sericítica con turmalina y son menos frecuentes las alteraciones propilíticas y
argílicas en este tipo de brechas asociadas a pórfidos.
Brechas relacionadas a mineralización
7
Las brechas comúnmente tienen leyes más altas que los stockworks en sus alrededores y su
emplazamiento es pre-mineral a intra-mineral en los pórfidos mineralizados.
El origen de la brechización se atribuye preferentemente a la liberación violenta de fluidos
desde los stocks en enfriamiento, produciendo fracturamiento hidráulico seguido de colapso
gravitacional.
BRECHAS HIDROMAGMATICAS
Brechas Freatomagmáticas
Tomado de Sillitoe (1985). Ore Related Breccias in Volcanoplutonic Arcs,
Geology, V. 80, Nº 6, pp. 1467-1514.
Economic
Depósitos de tipo pórfido y epitermales de metales preciosos (± metales base)
Aspectos generales: Las brechas en esta sección están asociadas principalmente con
depósitos epitermales y pórfidos cupríferos y parecen ser apreciablemente menos ampliamente
distribuidas que otras variedades de brechas descritas de esos dos tipo de depósitos. Estas
brechas fueron por primera vez reconocidas como asociadas a depósitos minerales por Sillitoe
y Bonham (1984), aunque ellas podrían incluir algunas de las brechas “prehidrotermales” de
Bryner (1961) y constituir la categoría de brechas estudiadas por Wolfe (1980).
Se prefiere el término diatrema al de chimenea de brecha o de conducto relleno de brecha de
este tipo porque se cree que ellas cumplen con la definición original de Daubreé (1891) que
una diatrema es un conducto de emisión producido por una explosión volcánica.
Características: Esta categoría posee un número de características unificadoras que ayudan a
distinguirlas de otros tipos de brechas. Muchos ejemplos de brechas de este tipo,
especialmente aquellas de Cripple Creek, Montana Tunnels, Cerro de Pasco, El Teniente,
Guinaoang, Dizon y Acupán, son de grano fino y en gran medida soportadas por matriz; es
usual de 50 a 90% de material de matriz. En Montana Tunnels el material de la matriz es de
tamaño de grano de <2 mm, pero es deficiente en fracciones de tamaño limo o arcilla (Sillitoe
et al., 1985). Aparte de harina de roca, muchas brechas tienen en su matriz material tobáceo
juvenil. El material comúnmente se aproxima a la dacita en cuanto a composición e incluye
cristales enteros y fragmentos de cristales de cuarzo, biotita y feldespato. El componente
tobáceo a menudo es difícil de reconocer, cuando está intensamente alterado, como ocurre en
Montana Tunnels. Brechas con una matriz total o parcialmente tobácea han sido denominadas
tufisitas por Cloos (1941). (Nota: la matriz de la Brecha Braden del yacimiento El Teniente
corresponde a una tufisita, aunque a priori no está claro si posee material tobáceo juvenil, lo
que si está claro es que el proceso de brechización que formó la Brecha Braden diluyó las
leyes en la misma, de modo que el contenido de cobre de la brecha es solo alrededor de 1/3
del presente en las rocas circundantes; esto significaría que hubo un aporte de alrededor de
2/3 material estéril al cuerpo de brecha y este aporte pudo incluir rocas estériles pulverizadas
y eventualmente también material tobáceo juvenil).
Brechas relacionadas a mineralización
8
La abundancia de material de matriz generalmente no permite la presencia de espacios
abiertos en muchas de las brechas, sin embargo, existen grandes huecos cavernosos en El
Teniente y Dizon. Los de El Teniente alcanzan hasta 8 m de diámetro, rellenos con agua, y
tapizados por cristales de yeso (hasta 3 m de largo) y otros sulfuros hipógenos (pirita,
calcopirita, tenantita-tetrahedrita).
Los clastos de estas brechas son heterolitológicos y comprenden todas las litologías conocidas
en el entorno de la diatrema. Además, hay clastos líticos y algunas diatremas contienen
clastos riolíticos a dacíticos (latíticos a fonolíticos en Cripple Creek) aparentemente juveniles.
La mayoría de los clastos están pobremente vesiculados (líticos cognatos), pero la presencia de
pómez dacíticas ha sido reconocida en Dizon y Guinaoang (Sillitoe y Gappe, 1985; Sillitoe y
Angeles, 1985), donde las pómez están aplastadas paralelas a las paredes inclinadas de las
diatremas. Los clastos alcanzan hasta 10 o más metros en diámetro y son subangulosos a
redondeados. Los clastos, sobre todo los menores, están pulidos. En varias localidades se
presentan grandes clastos esferoidales que muestran exfoliación esferoidal hipógena,
incluyendo Mi Vida (Koukharsky y Mirré, 1976) y Dizon (Malihan, 1982).
En algunas diatremas se reconocen varias facies de brechas. Por ejemplo en Guinaoang, una
facies tobácea temprana está cortada e incorporada como fragmentos en brechas líticas de
grano grueso y fino (Sillitoe y Angeles, 1985). En Acupán, 95% de la Diatrema Balatoc está
ocupado por una brecha tardía, la que progresivamente es de grano más fino hacia su interior.
Una brecha más temprana, aun de grano más fino se presenta como remanentes alrededor de
las paredes de la diatrema (Damasco y de Guzmán, 1977). En Cripple Creek una fase tardía
distintiva de brecha con un componente de toba basáltica en su matriz constituye una saliente
con forma de chimenea que se conoce como Cresson “Blowout” (Loghlin y Koschmann,
1935). Una brecha más gruesa típicamente caracteriza las partes marginales de algunas
diatremas, como se ejemplifica por la brecha de guijarros en Dizon y la brecha lítica gruesa en
Guinaoang.
Las diatremas típicamente son más grandes que las chimeneas de brecha de turmalina y, con la
mayoría ocupa >1 km2 de superficie. Las dos mayores conocidas Cripple Creek y Guinaoang
tienen 5,9 y 8,5 km en su dimensión máxima superficial respectivamente y parecen haberse
formado por la coalescencia de varias diatremas más pequeñas. La extensión vertical de las
diatremas también es grande, con Cripple Creek, El Teniente y Acupan excede los 1.000 m.
La Brecha Braden tendría un contacto irregular, en forma de diente de perro, con un pórfido
dacítico post-mineral a una profundidad de alrededor de 1.600 m y puede que no se extienda
más abajo. Muchas diatremas tienen paredes inclinadas hacia adentro y varias de ellas tienen
forma de embudo, forma que se cree tipifica su parte superior. Los contactos son
generalmente abruptos y definidos por fallas anulares en las cuales es común la salbanda y
brecha de falla. Las rocas de caja en el borde de las fallas anulares están agrietadas y, en
algunos casos, brechizadas. Anillos discontinuos de brecha con espacios abiertos rodean
diatremas en El Teniente (Brecha Marginal; Howell y Molloy, 1960) y Acupán (Damasco y de
Guzmán, 1977); ellas parecen pre-datar el emplazamiento de la diatrema (Nota: esta sería una
interpretación errónea, en realidad el anillo de brechas angulosas post-dataría a la
diatrema). Grandes bloques de las rocas de caja, hasta de varios cientos de metros de largo, se
desprenden de las paredes de algunas diatremas y son particularmente de amplia distribución
Brechas relacionadas a mineralización
9
en las partes marginales de brechas, algunos de estos bloques en Montana Tunnels son casi
verticales (Sillitoe et al., 1985).
En Wau Sillitoe et al. (1984b) presentaron evidencia de preservación parcial de un cráter de
maar y del anillo de tobas que lo rodea, los que se infiere que sobreyacen una diatrema rellena
con brecha comparable a las descritas anteriormente. Dos variedades de brecha están
presentes tanto dentro del cráter del maar y son los componentes del anillo de tobas. Cerca del
90% de la brecha es masiva, no estratificada, heterolitológica y soportada por matriz. Es
similar a la “brecha de explosión” de Wohletz y Sheridan (1983) de anillos de tobas basálticos
y conos de cenizas y consecuentemente es de origen de caída balística. El 10% restante es de
tamaño de arena a grava y muestra estratificación cruzada y forma de duna. Esos horizontes
de grano más fino, los cuales son de hasta varios metros de espesor, también contienen
abundante lapilli acrecional. Esas características son típicas de depósitos piroclásticos de
surtidores de base (Ej. Moore, 1967; Fisher y Walters, 1970), los cuales son constituyentes
comunes de volcanes de maar (Ej. Lorenz, 1973; Sheridan y Wohletz, 1983). Sedimentos
lacustres, ricos en restos de plantas, dominan la parte superior de la secuencia intra-maar en
Wau y los sobreyacen por bloques de filitas del basamento y su cubierta de anillo de tobas que
se deslizaron en el maar después que cesó la actividad explosiva (Sillitoe et al., 1984b).
Brechas finas con estratificación cruzada con apariencia similar a los depósitos de surtidores
de base en Wau, y supuestamente del mismo origen, han sido observadas en porciones
restringidas de diatremas de Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985), Cripple Creek (Lindgren
y Ransome, 1906), Cerro de Pasco (Silberman y Noble, 1977), El Teniente (Lindgren y
Bastin, 1922), Guinaoang (Sillitoe y Angeles, 1985), Dizon (Sillitoe y Gappe, 1984) y
posiblemente Bassick (Cross, 1896). Lapilli acrecional está presente en esos depósitos de
surtidores de base en Cripple Creek (Thomson et al., 1985), Guinaoang y Dizon. Los
depósitos de surtidores de base claramente constituyen bloques en Montana Tunnels, Cripple
Creek, Guinaoang y Dizon, pero es incierto en Cerro Pasco, Bassick y El Teniente. Esos
depósitos de surtidores de base se cree que se han hundido por subsidencia dentro de las
diatremas a partir de depósitos subaéreos de anillos de tobas. La presencia de sedimentos
fluvio-lacustres, caracterizados por ondulitas y grietas de desecamiento, hasta profundidades
de >300 m debajo de la superficie actual se explican de las misma manera (Thompson et al.,
1985). Evidencias adicionales que las diatremas alcanzaron a la paleosuperficie son la
presencia de pedazos de madera carbonizada en Montana Tunnels, Bassick, Cripple Creek,
Acupan y Dizon.
Varias diatremas fueron cortadas por diques o cuerpos irregulares de roca intrusiva, como
ocurre en Montana Tunnels, Cripple Creek, Cerro de Pasco, El Teniente, Dizon y Wau. En
Montana Tunnels y El Teniente la brechización estaba todavía activa durante la intrusión, lo
que se evidencia por contactos irregulares, arremolinados, y con relaciones de cortes mutuos
entre la brecha y las rocas intrusivas, además de márgenes de enfriamiento en los pedazos de
rocas de dique incorporadas en la brecha de Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985). Se
reconocen domos endógenos en varias localidades donde la erosión es mínima o no ha
progresado demasiado, Ej. Cerro de Pasco (Silberman y Noble, 1977), Guinaoang (Sillitoe y
Angeles, 1985), Wau (Sillitoe et al., 1984b) y posiblemente Dizon (Sillitoe y Gappe, 1984).
Los diques y cuerpos de pórfido encontrados en varias diatremas probablemente han
alimentado domos a niveles más altos, actualmente erosionados. Un control estructural del
Brechas relacionadas a mineralización 10
emplazamiento de diatremas, es evidente en Montana Tunnels, Cerro de Pasco y Wau, las
cuales se presentan dentro de fallas regionales mayores.
Alteración y mineralización
Las diatremas asociadas a depósitos epitermales de metales preciosos fueron emplazadas antes
que comenzara la mineralización (pre-minerales), como en Montana Tunnels y posiblemente
Acupan, o mientras esta estaba ocurriendo (intra-minerales). En contraste las diatremas que
acompañan a depósitos de tipo pórfido ce Cu-Mo o Cu-Au son generalmente muy tardías o
post-minerales.
Existe la tendencia de que la mineralización de metales preciosos (± base) esté concentrada en
los bordes de las diatremas, aunque también puede haber mineralización en su interior.
Ejemplos de mineralización marginal incluyen: un enorme cuerpo de sílice-pirita y
mineralización asociada de Ag-Pb-Zn-Cu en Cerro de Pasco (Cerro de Pasco Corporation,
1950), un anillo de brecha aurífera con espacios abiertos en Acupan y vetas someras y
stockwork asociados en Wau (Sillitoe et al., 1984b). Teluros de oro también están
concentrados entorno al Cresson Blowout, el que corresponde a una fase tardía de la diatrema
de Cripple Creek (Loughlin y Koshmann, 1935).
El incremento de permeabilidad gracias a las fallas en anillo y agrietamiento o brechización
asociada de las rocas de caja es la razón primaria para la depositación de menas alrededor del
margen de diatremas. (Nota: esto último es aplicable a la Brecha Marginal de El Teniente, la
cual no seria una brecha pre-existente como lo interpretaron Howell y Molloy (1960), sino
que una mineralización depositada en el borde más permeable de la diatrema). En Acupan,
existen 11 cuerpos lentiformes principales de brecha paralelos al contacto de la diatrema en
intervalos verticales de hasta 600 m y se piensa que fueron invadidos por fluidos
mineralizadores en las porciones donde intersectaron vetas auríferas (Worley, 1967; Damasco
y de Guzmán, 1977).
Mineralización de metales preciosos también se presenta dentro de diatremas: vetas auríferas y
brechas freáticas en Cripple Creek (Thompson et al., 1985), una chimenea de brecha con
metales preciosos en Bassick (Emmons, 1896) y una zona de mineralización de Au-Ag-Zn-Pb
esencialmente diseminada en Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985). En Montana Tunnels la
presencia de una apreciable cantidad de sulfuros clásticos (incluyendo fragmentos de venillas)
en la brecha muestran que la mineralización continuó durante el período de brechización
activa, probablemente durante pausas en la actividad explosiva.
En el caso de los cuatro pórfidos cupríferos, la mena se localiza fuera de los límites de las
diatremas, aunque existen clastos mineralizados ampliamente distribuidos dentro de las
diatremas mismas. En Mi Vida existe una etapa importante de alteración argílica avanzada
que afecta a gran parte de la brecha y que originó un cuerpo zonado con forma de chimenea de
Cu y Pb-Zn en el interior de la diatrema (Kouharsky y Mirré, 1976).
Las brechas de diatrema están alteradas en forma débil, pero pervasiva
independientemente si son pre- o post-minerales. La alteración parece no tener relación
Brechas relacionadas a mineralización 11
directa con la mineralización (excepto en Montana Tunnels y Mi Vida) y en general se
caracteriza por sericita, arcillas, clorita, carbonato, ceolitas, especularita y pirita. Sin embargo,
parte de la pirita es invariablemente clástica. Esta alteración se atribuye al alto contenido de
fluidos de las brechas al tiempo de su formación.
Análogos modernos
Los volcanes de maar son un fenómeno volcánico de amplia distribución, aunque aquellos que
involucran magmas de composición riolítica o dacítica parecen ser menos comunes que sus
contrapartes básicas. Esto puede deberse en parte a su destrucción durante el emplazamiento
posterior de domos, como en Julcani, Perú (Shelnut y Noble, 1985). Desde el punto de vista
de mineralización epitermal, la erupción de 1886 de Rotomahana en la zona volcánica de
Taupo en la Isla Norte de Nueva Zelanda es de cierto interés, aunque no produjo un maar
monogenético típico.
Durante la erupción basáltica desde el rift de Tarawera, el magma basáltico ascendiendo desde
la continuación suroeste de la fisura se cree que interactúo con aguas meteóricas del sistema
geotérmico de Rotomahana gatillando una erupción freatomagmática catastrófica (Nairn,
1979). Surtidores de base saturados con agua alcanzaron hasta 6 km hacia el oeste desde el
conducto alimentador actualmente cubierto en un 95% por el lago Rotomahana. La explosión
desintegró dos grandes depósitos de sinter que cubrían parte del sistema geotermal de
Rotomahana, así como un gran volumen de rocas alteradas del sistema mismo. Ocurrió
actividad hidrotermal después que el Rotomahana se aquietó, tal como lo demuestran las
erupciones hidrotermales en el cercano Waimangu unos cuatro años más tarde.
Origen
Sheridan y Wohletz (1981, 1983) concluyeron que la actividad explosiva freatomagmática
responsable de la generación de maar-diatremas puede resultar de una interacción de tipo
combustible-refrigerante entre el magma y una fuente externa de agua. En el caso de las
diatremas que se discuten aquí, la fuente se cree que fue un acuífero cargado de agua
subterránea a profundidades de 1 a 2 km o más (Ej. El Teniente) bajo la superficie. Las fallas
también pueden haber facilitado el acceso de las aguas subterráneas en algunos lugares.
Lindgren y Bastin (1922) fueron los primeros que propusieron la interacción explosiva de un
magma y agua meteórica como mecanismo para la formación de una de las diatremas
discutidas aquí – la chimenea Braden en El Teniente.
Está claro que las diatremas se generaron por múltiples explosiones, cada una involucrando
expansión y vaporización de agua subterránea y fragmentación e incorporación de partículas
magmáticas (Sheridan y Wohlenz, 1983). Los componentes juveniles (magmáticos) y
accidentales (rocas de caja) de los productos piroclásticos resultantes se caracterizan por un
alto grado de pulverización (Self y Sparks, 1978; Sheridan y Wohlenz, 1983), tal como se
observa en la mayoría de las brechas. El ascenso de magma fragmentado, rocas, vapor y agua
en las diatremas da lugar a productos de erupción característicos (Wohlenz y Sheridan, 1983),
entre los cuales los depósitos de surtidores de base y lapilli acrecional son particularmente
diagnósticos. Sin embargo, la erupción se caracterizó por tanto por la actividad de caída de
piroclastos, como por surtidores de base saturados en agua dirigidos lateralmente, con un
Brechas relacionadas a mineralización 12
dominio de los primeros a medida que la disponibilidad de agua se reduce (Sheridan y
Wohlenz, 1981). Los materiales eruptados originan los anillos de tobas o conos de tobas
(Wohlenz y Sheridan, 1983).
La subsidencia al igual que la actividad explosiva juega un rol mayor en la construcción de
diatremas y cráteres de maares sobre ellas (Lorenz, 1973, 1975). La subsidencia de las rocas
limitadas por fallas en anillo ocurre durante la explosión y después de ella. Masas de rocas se
despegan de las fallas en anillo en profundidad por exfoliación en lajas curvas (Ej. Montana
Tunnels) y cerca de la superficie por deslizamientos y derrumbes (Ej. Wau). Como resultado
de este despegue gravitacional de masas de rocas, las paredes de los cráteres de los maares
retroceden hasta alcanzar hasta dos veces el diámetro de las diatremas subverticales
subyacentes. Los deslizamientos y sedimentación fluviolacustre dominan en el cráter del maar
después que termina la actividad explosiva (Ej. Wau).
La intrusión de cuerpos irregulares de magma o diques y el emplazamiento de magmas como
domos endógenos en la paleosuperficie ocurrió durante (probablemente entre medio de) la
actividad explosiva, pero fue dominante en las etapas finales del emplazamiento de diatremas,
probablemente debido a la disminución del aporte de agua (Lorenz, 1975).
Donde la mineralización se produce principalmente por fluidos de derivación magmática,
como es el caso de los pórfidos cupríferos, el emplazamiento de diatremas tiende a ser un
evento tardío. En contraste, donde los procesos mineralizadores fueron dominados por fluidos
meteóricos, como es el caso de los depósitos epitermales, la formación de menas tiende a
acompañar o a seguir al emplazamiento de diatremas. Se concluye, por tanto, que cantidades
importantes de agua no pueden alcanzar hasta los niveles profundos (con alteración potásica)
de sistemas de tipo pórfido cuprífero, durante las etapas magmático-hidrotermales. No es
hasta la etapa tardía de colapso de la celda convectiva de agua meteórica que el agua alcanza
hasta cuerpos residuales de magma y pueden instigar actividad freatomagmática.
En situaciones epitermales la depositación de menas fue controlada por la permeabilidad
existente, como fallas en anillos, agrietamiento y brechización alrededor de los maares y
diatremas (Ej. Acupan, Cerro de Pasco, Wau) y por la naturaleza pobremente litificada de la
brecha misma (Ej. Montana Tunnels) o por la generación de permeabilidad por brechización
freática (Ej. Cripple Creek, Wau). El mecanismo responsable para la brechización del anillo
en torno de algunas diatremas, como en Acupan y El Teniente, permanece como problemático.
Estas brechas (Brecha Marginal) fueron generadas en parte antes del emplazamiento de la
diatrema (Ej. Howell y Molloy, 1960), de la cual parecen ser precursoras. ¿Pueden haberse
formado por altas presiones magmáticas o de fluidos en la manera que propusieron Koide y
Bhatarcharji (1975)? (Nota: la interrogante anterior surge de la suposición que la Brecha
Marginal existía antes de la Brecha Braden tal como lo interpretaron Howell y Molloy
(1960). Sin embargo, la Brecha Marginal con clastos angulosos y matriz de turmalina con
sulfuros metálicos es una típica brecha hidrotermal, cuyo fracturamiento ocurrió ya sea por
fracturamiento hidráulico, colapso gravitacional o ambos; esto indica que no representa
necesariamente una brechización de alta presión como sugiere Sillitoe, sino que todo lo
contrario, la Brecha Braden es resultado de una explosión por existir una presión enorme
muy por encima de la carga litostática, mientras que la Brecha Marginal ocurrió a presiones
mucho menores y posiblemente hidrostáticas en forma posterior a la Brecha Braden)..
Brechas relacionadas a mineralización 13
MAARES, ANILLOS DE TOBAS, DIATREMAS Y CUELLOS DE BRECHA
Traducción libre de un capítulo del libro: Laznicka, Peter, 1988. Breccia and Coarse
Fragmentites: petrology, environments, association, ores. Elsevier, 831 p.
Introducción
Pocos términos son indicativos de brecha para tanta gente, que aquellas del título de esta
sección (Tabla 1). Por otra parte, pocos grupos de clasificación de brechas son más
heterogéneos y abiertos que el presente y más sujeto a malentendidos debido el uso de
“distintos términos para lo mismo y términos idénticos para distintas cosas” (dicho de Radim
Kettner, 1961). El término principal de diatrema fue introducido por Daubrée (1891) como
un “conducto de emisión (“vent” en inglés) producido por una explosión volcánica”,
actualmente es usado en un sentido mucho más restringido para conductos de emisión
formados por explosiones freatomagmáticas (Sillitoe y Bonham, 1984).
Tabla 1 Definiciones de términos seleccionados en la categoría de maar, diatrema y cuello
de brecha.
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Maar: Un cráter volcánico cortado en las rocas de caja por debajo del nivel general del
terreno y que posee un anillo bajo compuesto de desechos piroclásticos (toba o toba de
lapilli); Lorenz (1973). Puede contener un lago.
Anillo de tobas o cono: Un amplio cráter volcánico sobre el nivel general del terreno
rodeado por un borde con forma de anillo de deshechos piroclásticos (toba o toba de
lapilli); Lorenz (1973).
Conducto de emisión de brecha (garganta): Un conducto relleno con brecha de un
volcán u otro sistema eruptivo (Ej. un geyser) en la subsuperficie, dentro de un cono de
lava/piroclástico o debajo de un maar. Puede formarse por una variedad de explosiones:
por gases magmáticos, explosiones freatomagmáticas o hidrotermales.
Cuello de brecha: Remanentes de un cuello volcánico relleno principalmente por brecha,
exhumado y sobresaliendo sobre sus alrededores.
Chimenea de brecha de explosión: Término general para chimeneas de brecha formadas
por cualquier tipo de actividad explosiva: gas magmático, fretomagmático, freático.
Diatrema: “Conducto de emisión producido por una explosión volcánica” que subyace
un maar o anillo de tobas (Daubrée, 1981). Conducto relleno con brecha de origen
freatomagmático (Sillitoe, 1985).
Modelo de diatrema: Una diatrema ideal compuesta, incluyendo sus accesorios y marco
geológico (Cloos, 1941; Hearn, 1968).
Kimberlita (chimenea de): Un modelo de diatrema compuesta de una peridotita de
flogopita, potencialmente con contenido de diamantes, sus accesorios, marco geológico
(Hawthorne, 1975; Dawson, 1980).
Dique de brecha: Un cuerpo tabular de brechas rellenando una fractura dilatada.
Dique de guijarros (peeble dike): idem al de arriba, pero con fragmentos redondeados
soportados por matriz.
Brechas relacionadas a mineralización 14
Fig. 4-11. Movimiento de material durante el desarrollo de una diatrema. Etapa 1:
Explosión con fragmentación y movimiento ascendente de material y formación de anillo de
tobas por expulsión lateral de materiales. Etapa 2: Colapso con movimiento descendente de
los materiales y el derrumbe de paredes de roca de caja y deslizamiento de materiales de
anillo de tobas hacia el interior del cráter (maar). Etapa 3: Relleno sedimentario del maar o
depositación de material piroclástico. Las diatremas pueden tener (y comúnmente tienen)
varios pulsos explosivos sucesivos y pueden o no estar acompañadas de actividad volcánica
posterior.
Brechas relacionadas a mineralización 15
El dominio geotectónico clásico de diatremas, el cratón estable, aplicable a chimeneas de
kimberlitas y estructuras explosivas clásicas de basalto, monchiquita y relacionadas a minettas
(lamprófiros) en Escocia (Fife oriental; Geikie, 1902); Alemania occidental (Schwaben, SE de
Stuttgart: Cloos, 1942); Plateau de Colorado norte (Reservas Navajo y Hopi; Williams, 1936;
Hack, 1942); área de Sydney, Australia (Wilshire, 1961) y otros, actualmente se ha ampliado.
Ahora se conocen importantes provincias de diatremas como asociadas a rifts y grabens (Rift
de Africa Oriental; Le Bas, 1977; el Rift de San Lorenzo, Canadá, Gold, 1972; Montañas
Ceské Stredohorí, Checoslovaquia, Kopecký, 1966). Más recientemente Sillitoe y Bonham
(1984) y Sillitoe et al. (1984b) demostraron que las diatremas freatomagmáticas también
son importantes y parte integral de los sistemas volcánicos “orogénicos” (1) a lo largo de
sistemas de rift de trás-cordilleranos (Cripple Creek, Colorado; Ortiz, Nuevo Mexico) de los
márgenes activos de placas convergentes continentales (tipo Pacífico); (2) en cadenas de tipo
Andino (El Teniente y Río Blanco, Chile; Cerro de Pasco, Perú); y (3) en arcos de islas
(Balatoc, Santo Niño, Guinaoang y Dizon en Filipinas; Wau, Niugini y Pueblo Viejo,
República Dominicana).
Gradualmente los volcanes de maar (cráteres) y los anillos de tobas fueron reconocidos como
las expresiones superficiales de diatremas (Cloos, 1942; Lorenz, 1975) y se han introducido en
la literatura modelos compuestos de maar → diatrema → conducto (tronco) alimentador
(Hearn, 1968; Hawthorne, 1975; Pasteris, 1984). Todos los modelos recientes reconocen el
considerable dinamismo temporal en la evolución de estos sistemas, consistente en una
interrelación entre fases de progreso ascendente (explosión, flujo de volátiles), de progreso
descendente (colapso) y de estabilización (Ej. relleno del cráter).dejando perplejos a los
autores más antiguos. Aunque más adelante se utiliza un modelo “ideal” de diatrema para
describir el conjunto de fragmentitas gruesas (Fig. 11-12), el lector debe darse cuenta que
existe un número inusualmente alto de variaciones (Ej. la “diatrema peperítica” de Autran y
Peterlongo, 1982) y que diatremas aisladas, parcialmente desarrolladas o incompletas difíciles
de reconocer son cosa común.
Diatremas inactivas geológicamente jóvenes (Terciarias) han sido exhumadas alrededor del
mundo, por erosión y remoción de sus rocas sedimentarias menos resistentes. Esto causa
inversión del relieve de manera que el sistema originalmente subterráneo está ahora expuesto
como cerros cónicos abruptos, cuellos, paredes y salientes rocosas.
Fragmentitas gruesas en un sistema compuesto maar/diatrema (Figs, 11-12, 11-13, Tabla
2)
Supraestructura
Prácticamente todos los maares están rodeados por un campo de material eyectado consistente
en bloques de tamaño variable (A) Aubele et al. (1976) registraron bloques de 1 m de diámetro
transportados hacia fuera del cráter en el campo de Mount Taylor en Nuevo Mexico.
Los anillos de tobas están constituidos por tobas de tamaño arenas o lapilli conteniendo
algunos fragmentos más grandes dispersos o intercalaciones de brechas tobáceas (B) Pueden
haber tanto fragmentos volcánicos (juveniles), como de roca de caja. Tufisita, un agregado
con textura tobácea compuesto principalmente de fragmentos pulverizados de rocas de caja
excavadas del cráter y paredes de la diatrema (fluidización del material y atrición de
Brechas relacionadas a mineralización 16
fragmentos), es particularmente común en el “Tuffschlotten” del sur de Alemania (Cloos,
1942).
Depósitos de surtidor de base1 ("base surge" en inglés) caracterizados por estratificación
cruzada y abundante lapilli acrecional, a veces rodean o coalescen con el anillo de tobas
(Crowe y Fisher, 1973). De esta manera se interpreta la porción superior bien estratificada de
la Brecha Namie en Wau, Niugini (Sillitoe et al., 1984b).
En muchos campos de diatremas la actividad explosiva/colapso se traslapa con emisión de
lava. Estas lavas se exponen como flujos, domos, diques y sills que refuerzan los complejos
frágiles y generalmente blandos y retardan su obliteración.
El cráter (maar)
Los maares “activos” generalmente se rellenan con un lago y su fondo está constituido por un
conjunto de material eyectado (incluyendo grandes bloques) depositado en agua.(C),
materiales de deslizamiento o derrumbes (D) y talud de las paredes del cráter (E). Unos pocos
maares contienen conos de cenizas en su interior (F), por Ej. el maar de Zuni Salt Lake en
Nuevo Mexico (Aubele et al., 1976).
Los maares inactivos están rellenos por material detrítico depositado en agua y sedimentos
químicos (Ej. sales en el Zuni y algunos de los cráteres Hopi; Fig. 11-12/l), materiales
volcanoclásticos, productos de su alteración hidrotermal o diagenética (bentonita), suelos
fósiles y depósitos de fuentes termales (Ej. travertino, sílice; Hack, 1942). Las “capas de
lago” pueden contener una variedad considerable de brechas (G). El travertino un sedimento
común en los cráteres Hopi Buttes, tiene frecuentemente una fábrica brechosa (bloques
fragmentados) o cementa material volcánico (bombas, lapilli, cristales de augita). Su
apariencia a menudo se parece más a calcretas que a depósitos de fuentes termales. El
travertino infiltra la escoria de basalto sin efectos de alteración.
Diatrema y sus rocas de caja
Desde arriba y hacia adentro, la porción de la pared de una diatrema está constituida por una
roca fragmentada por impacto gradando a una roca agrietada o brecha de mosaico in situ (H;
Fig. 11-12) y hacia una brecha de bloques sedimentarios (o ígneos) encajados en forma suelta
o apretada, desplazados hacia abajo por deslizamiento y colapso (Fig. 11-12). Ambos tipos de
brechas han sido expandidas e inyectadas por matriz tobácea desde el margen. En Hopi Buttes
donde las rocas de caja son sedimentarias mesozoicas, coloreadas de naranja claro por la
alteración, la matriz tobácea da paso hacia el interior a areniscas pulverizadas (Fig. 11-12).
Los bloques de areniscas (cuando las rocas encajadoras son sedimentarias!) tienen a menudo
exfoliación esferoidal (Fig. 11-12). Cuando la fragmentación suelta y expande las rocas de
1
En depósitos piroclásticos se distingue entre aquellos depositados por un flujo piroclástico, el que se produce
por colapso gravitacional de una columna de piroclastos eyectados hacia arriba durante una erupción explosiva y
los depósitos de material lanzado lateralmente en la base de la columna de eyección (surtidores de base o “base
surge” en inglés). El material de los surtidores de base representa un flujo lateral forzado y tiene un mecanismo
de depositación en el que no interviene el colapso gravitacional y generalmente se trata de material fino con
estratificación cruzada.
Brechas relacionadas a mineralización 17
caja sedimentarias (o ígneas!) estas son inyectadas por magma fluido dando por resultando
notables brechas de inyección (intrusivas) soportadas por matriz o por fragmentos (J). Estas
son gradacionales a brechas con inclusiones sedimentarias en basalto, monchiquita o minetta
(K; Fig. 11-12/9). Intrusiones localizadas en el centro y brechas de inclusiones de las
porciones profundas de diatremas (L) tienden a tener una proporción mayor o una
representación exclusiva de fragmentos juveniles (volcánicos y magmáticos) y de fragmentos
exóticos. Tales fragmentos tienden a estar subredondeados por atrición.
La porción central de muchas diatremas está rellena por materiales piroclásticos estratificados
que mantean hacia adentro o por tufisitas (Fig. 11-12). Incluyen tobas de cristales, líticas o
vítreas a tobas de lapilli, las que contienen fragmentos juveniles, exóticos y de roca de caja
dispersos. Generalmente los materiales piroclásticos o tufisitas presentan estratificación
piroclástica y ella resulta de la depositación desde el aire y/o surtidores de base (Lorenz,
1975). Las discordancias angulares entre unidades acumuladas son comunes (Hearn, 1968).
El gran espesor acumulativo del relleno estratificado tobáceo y las discordancias angulares se
explican por repetidas erupciones alternadas con subsidencia. Los fragmentos de roca de caja
en la toba a menudo aumentan en tamaño para formar bloques redondeados por atrición de
decímetros a metros de diámetro, los cuales a su vez gradan a una megabrecha de bloques
angulosos o lajas de rocas de caja caídas hacia abajo en la matriz tobácea (N).
El núcleo de la diatrema modelo está relleno por una brecha gruesa, no estratificada o
aglomerado, cortando la toba. En la porción superior de la diatrema (O) hay fragmentos
volcánicos y materiales eyectados (bombas) con una proporción menor de fragmentos de rocas
de caja y exóticos, los que están rellenados entre medio por matriz tobácea. Tales brechas se
interpretan como de origen por caída de vuelta de material (al cráter) y el alto grado de
redondeamiento de los fragmentos y atrición se explican por molienda autógena en el cráter
(conducto de emisión) durante repetidas explosiones.
A profundidades mayores el núcleo de la diatrema, brecha o aglomerado (P) tiene una
proporción mucho mayor de fragmentos exóticos, incluyendo nódulos derivados del manto y
muestras de la corteza inferior (granulitas, eclogitas). Ellos probablemente fueron emplazados
por explosiones/chorros de gases magmáticos, pero (O) y (P) a menudo se traslapan y sus
límites mutuos son poco claros. El cuello externo de una diatrema “típica” a menudo está
enmascarado por lonjas arqueadas de roca de caja (R), las cuales descienden hasta 1.280 m en
algunas diatremas del centro-norte de Montana (Hearn, 1968).
Conducto (tronco) alimentador
El conducto consiste en un dique subvolcánico denso, masivo, con o sin márgenes de
enfriamiento. Estos no son brechosos, excepto por la presencia de xenolitos, la mayoría de los
cuales han sido traídos desde las profundidades (S).
Brechas relacionadas a mineralización 18
Apéndices
En muchos campos de diatremas, existen estructuras circulares que se traslapan con o están
interconenctadas por medio de diques intrusivos someros, sills, diques anulares cónicos (cone
sheets) y estructuras similares y están cubiertas o flanqueadas por flujos de lava máficos.
Muchos diques actúan como mini-diatremas o reproducen algunos de los componentes de
diatremas (Ej. incorporando estilos de brechas J, K, L, P). Otras variedades de brechas (T) son
particularmente comunes a lo largo de las fracturas huéspedes del dique, encima de él. Tales
brechas incluyen brechas de agrietamiento o mosaico de la roca de caja, brecha de peperita y
otras variedades.
DESVIACIONES DEL MODELO IDEAL DE DIATREMA
Muchas “diatremas” se desvían considerablemente del modelo ideal discutido anteriormente.
La mayoría son substancialmente más simples, siendo a menudo una forma inicial abortada.
Alternativamente la simpleza puede deberse a una exposición profunda que muestra una
sección cercana a la zona de raíz. Comúnmente la forma inicial es de un embudo o un sistema
fracturas con forma de cuña expandido relleno de brecha, toba, tufisita o lava, acompañado de
megabloques de roca de caja levemente subsidentes (Ej. Fig. 34 en Cloos, 1942). Esto puede
variar a un patrón ramificado de cuerpos tabulares de brecha (vetas o vetillas) gradando a un
stockwork, incorporando grandes bloques de roca de caja en una posición relativamente no
rotada (Ej. en la diatrema de State Island, Ontario; Sage, 1982). En otras partes grandes
bloques de brecha tienen una matriz de toba o lava (Ej. Garnet Ridge, Arizona) gradando a una
zona de brechas de impacto (Gold, 1972) constituida por un enrejado de vetas de material
ígneo en rocas de caja expandidas y fragmentadas.
MINERALIZACION ASOCIADA CON SISTEMAS DE DIATREMAS
Existen diatremas o chimeneas de kimberlitas que contienen diamantes y diatremas
relacionadas a rocas alcalinas o carbonatitas ricas en Nb, REE, Zr, Th, U y otros metales raros.
Sin embargo no es necesario extenderse aquí respecto a ellas (no se traduce lo referente a
ellas).
Las diatremas indirectamente sustentan mineralización condicionado a: (a) porosidad y
permeabilidad estructural que controla la migración de fluidos y depositación de menas (Nota:
la matriz tobácea o de tufisita de muchas diatremas puede ser impermeable debido a la fina
pulverización del material y la alteración argílica, de modo que comúnmente la
mineralización se restringe a los bordes de la diatrema donde las rocas brechizadas por
impacto, agrietamiento o deslizamiento gravitacional proveen la permeabilidad necesaria
para la circulación hidrotermal); (b) calor focalizado desde una fuente profunda (geoterma)
dentro de la diatrema capaz de generar convección de fluidos; (c) rocas pulverizadas y
fragmentadas permeables liberando metales en trazas en los fluidos percolantes; (d) terreno
para la infiltración de fluidos superficiales y precipitación de minerales a partir de ellos
(procesos supergenos). Varios atributos se combinan a menudo durante la historia evolutiva
de un sistema de diatrema para permitir la mineralización.
Brechas relacionadas a mineralización 19
Las diatremas en asociaciones volcano-plutónicas “orogénicas” (Fig. 11-15) han sido
recientemente resumidas por Sillitoe y Bonham (1984), Sillitoe et al. (1984b) y Sillitoe (1985).
Allí existe un amplio espectro de tiempo de emplazamiento de diatremas. En los pórfidos de
Cu-Mo gigantes chilenos El Teniente y Río Blanco – Disputada las diatremas (como la
“Formación” Braden) postdatan la etapa principal de mineralización y parecen no relacionarse
a ella. Una lista creciente de depósitos epitermales de oro y oro - plata espacialmente
asociados a diatremas y formados en las fases últimas del emplazamiento de las diatremas
(Acupan, Filipinas) o poco tiempo después del emplazamiento (Cripple Creek, Colorado), por
precipitación a partir de celdas hidrotermales convectivas o en el borde de la estructura
explosiva (Figs. 11-16. 11-17). Pequeñas infiltraciones de minerales de uranio en los
sedimentos de lagos de maar (Shoemaker, 1956) probablemente precipitaron de fuentes
termales.
Tabla 2. Brechas en sistemas compuestos de maar/diatrema: ver Fig. 11-12 para la
ubicación del código de letras.
(A) Bloques eyectados aislados en paleosuperficie rodeando al conducto de emisión (vent);
heterolitológicos, soportados por fragmentos, proveniencia de fragmentos mixta (roca de
caja>juveniles>exóticos), angulosos, sub-angulosos.
(B) Toba o tufisita; heterolitológica, soportada por matriz>por fragmentos, fragmentos
juveniles>caja, exóticos en toba, roca de caja>>juveniles en tufisitas.
(C) Bloques eyectados y derrubios depositados en agua; heterolitológico, soportado por
fragmentos, angulosos a subangulosos, fragmentos de rocas de caja y juveniles, en matriz
de toba laminada o de barro.
(D) Brecha de derrubios o derrumbe; mono o heterolitológica, soportada por matriz o
fragmentos, caótica, fragmentos de roca de caja, angulosos.
(E) Brecha de derrubios de talud; mono o heterolitológica, angulosos, fragmentos de roca de
caja, sin matriz o matriz de relleno secundario.
(F) Depósitos de cono de cenizas, crudamente estratificados a ceniza no estratificada con
bloques dispersos o capas de lapilli, escoria, bombas o bloques. Monolitológicos,
soportados por matriz a fragmentos, angulosos, huecos, fragmentos juveniles.
(G) Brechas en sedimentos de lago, variables.
(H) Brecha de roca de caja in-situ, agrietada (crackle) a mosaico, de calce apretado, soportada
por fragmentos, pero a menudo expandida de los márgenes e inyectada por toba.
Monolitológica, angulosa, fragmentos de roca de caja.
(I) Brecha de bloques de roca de caja, levemente deslizados; subangulosos a
subredondeados, monolitológicas, soportadas por fragmentos, fragmentos de roca de caja.
(J) Brecha de intrusión de alto nivel (inyección); fragmentos de roca de caja, en matriz
volcánica, mono a levemente heterolitológica (fragmentos volcánicos); soportada por
matriz o por fragmentos, fragmentos de roca de caja>>juveniles.
(K) Brecha de inclusiones de alto-nivel (xenolítica) a basalto o volcanita similar con
inclusiones de roca de caja aisladas, levemente horneadas o termalmente alterados.
Monolitológica>heterolitológica, soportada por matriz, angulosos a subredondeados,
fragmentos de roca de caja>juveniles.
(L) Brecha de intrusión a nivel profundo y brecha xenolítica; heterolitológica, soportada por
matriz, subredondeada a angulosa, juveniles>exóticos>roca de caja.
Brechas relacionadas a mineralización 20
(M) Brecha tobácea estratificada. Heterolitológica, soportada por matriz>fragmentos, roca de
caja>juveniles en matriz de toba o tufisita.
(N) Megabrecha de bloques de roca de caja en matriz de toba o tufisita; soportada por matriz,
angulosos, fragmentos de roca de caja; grada en brecha con abundantes fragmentos de
roca de caja.
(O) Brecha o aglomerado grueso de conducto de emisión (vent); heterolitológico, soportada
por fragmentos<matriz, angulosos a redondeados, juveniles>>roca de caja>>exóticos;
bombas en coliflor, algunas con inclusiones de roca de caja; en gran parte caída de vuelta
y molidos en conducto de emisión (vent).
(P) Brecha gruesa de explosión (chimenea o pipe), brecha de diatrema; heterolitológica,
soportada por matriz>fragmentos, angulosos a subredondeados, fragmentos juveniles y
exóticos; matriz de toba a menudo fluidizada. Emplazamiento desde abajo, fundidos en
conducto de emisión (vent).
(Q)
(R) Megabrecha de tajadas arqueadas de roca de caja. Monolitológica, angulosos, fragmentos
de roca de caja.
(S) Xenolitos en el alimentador; heterolitológica, subangulosos a redondeados,
exóticos>juveniles.
(T) Varias brechas a lo largo de estructuras en extensión de apéndices de diques.
(U) Varias brechas hospedadas en lavas (idénticas a lavas en otros ambientes volcánicos).
Brechas relacionadas a mineralización 21
Fig. 11-12. Brechas en sistemas compuestos de maar/diatrema: ver Tabla 2 para
explicación del código de letras. Este esquema corresponde a un modelo ideal de diatrema;
en ejemplos reales algunos de los componentes pueden estar ausentes.
Brechas relacionadas a mineralización 22
Fig. 6-8. Esquema que ilustra las relaciones que puede tener la mineralización a una diatrema. A)
Mineralización pre-diatrema incorporada a los fragmentos y matriz de la brecha. B) Mineralización
depositada por fluidos hidrotermales circulantes dentro de la brecha luego de su formación. C)
Depositación superficial de soluciones dentro del maar (Ej. U). En el caso del yacimiento El Teniente
la Brecha Braden incorporó fragmentos de rocas mineralizadas con Cu-Mo, las que existían antes de
la brechización, luego una vez formada la brecha fue afectada por alteración/mineralización
caracterizada por sericita, calcita, yeso, cuarzo, siderita, ankerita, baritina, anhidrita, turmalina y
depositación de pirita, calcopirita, molibdenita, blenda, galena, tenantita y finalmente la exposición a
un ambiente oxidante produjo un limitado enriquecimiento supergeno en la parte superior de la
brecha expuesta a la denudación.
Brechas relacionadas a mineralización 23
Extracto de Tabla 3. Mineralizaciones hospedadas por o adyacentes a diatremas.
Estilo/metales
Localidades
Características
Pórfidos de Cu-Mo
Chimenea
Braden
(El
Teniente),
Río
Blanco
(Chile),
Santo
Niño,
Guinaoang,
Dizon
(Filipinas)
Diatremas post-minerales (o Sillitoe y Bonham (1984)
de mineralización tardía)
cuya explosión destruyó
parcialmente los sistemas de
pórfido Cu; remanentes de
mineralización permanecen
en los fragmentos y harina
de roca en las diatremas.
Referencias
BRECHAS FREÁTICAS (depósitos epitermales de metales preciosos ± metales base)
Este tipo de brechas se desarrolla a niveles someros siempre <1000 m de profundidad y e
asocian con estructuras volcánicas (domos volcánicos, sistemas maar-diatrema, calderas).
Constituyen in amplio rango de cuerpos de brecha en sistemas epitermales que van desde
pequeñas vetas y vetillas hasta grandes chimeneas, masas tabulares y cuerpos irregulares
ramificados que frecuentemente se ensanchan o se abren hacia arriba.
La extensión vertical conocida de los cuerpos de brechas está en el rango 200-500 m y ellas
alcanzan la (paleo) superficie. Sus texturas son extremadamente variadas, presentan
restringido desplazamiento ascendente de los fragmentos y una amplia presencia de espacios
abiertos.
Presentan sucesivas etapas de alteración, mineralización y brechización; el control estructural
es más evidente, tanto por fallas, como por estructuras volcánicas. La alteración hidrotermal
dominante es la silicificación, acompañada o gradando a alteración argílica avanzada. Si
existe alteración argílica avanzada esta se asocia a sulfuros tales como pirita, enargita, luzonita
y covelina, generalmente como cemento de fragmentos silicificados.
Si no se presenta alteración argílica avanzada se presentan cantidades menores de pirita, ya sea
sola o acompañada de esfalerita, galena, calcopirita, tenantita-tetrahedrita y/o argentita.
Las brechas epitermales comúnmente constituyen menas de oro y/o plata ó pueden constituir
las porciones de mejor ley de los depósitos. El Au y Ag en la mayoría de los casos están en el
cemento de la brecha. La excepción la constituye Buckskin (USA) donde los metales
preciosos ocurren en vetas y stockworks que cortan una brecha silícea.
La génesis de las brechas freáticas se atribuye al aumento de la presión hidrostática en
sistemas epitermales debajo una barrera de baja permeabilidad (sellamiento por depositación
de sílice hidrotermal a niveles someros). La brechización puede gatillarse por intrusión,
fallamiento o deslizamientos, lo que induce el fracturamiento hidráulico, la repentina
descompresión del sistema, transformación violenta del agua sobrecalentada a vapor (flashing
en inglés) conducente a una explosión hidrotermal.
Brechas relacionadas a mineralización 24
BRECHAS MAGMÁTICAS (pórfidos y depósitos epitermales).
Sillitoe (1985) introdujo este grupo para cuerpos de brecha formadas casi exclusivamente por
materiales fragmentarios juveniles de origen magmático, con participación menor de
fragmentos accidentales de otras rocas. Más recientemente han sido referidas como
diatremas volcánicas que son producto de una erupción volcánica de magma félsico. Un
ejemplo de este tipo de brecha es el complejo volcánico plioceno La Copa en el yacimiento
Río Blanco (Serrano et al., 1996), este complejo incluye una chimenea o cuello volcánico de
dacita brechosa y un depósito superior de tobas de la misma composición.
El cuerpo brechoso existente en Río Blanco es post-mineral, pero este tipo de cuerpos de
brecha pueden ser pre- o post-minerales.
El origen se atribuye a la liberación de energía durante la cristalización y/o descompresión de
cuerpos de magma hidratado emplazados cerca de la superficie. La brechización de las
caparazones y rocas de caja de stocks ha sido asignada a procesos magmático-hidrotermales
de exsolución de fluidos por ebullición retrógrada seguida de descompresión. Sin embargo, si
la liberación de energía por estos procesos es suficiente grande como para producir
fracturamiento frágil hasta la superficie, esto causa la ruptura catastrófica de toda la columna
de roca suprayacente y gatillar una erupción volcánica.
Las diatremas volcánicas
representarían el conducto de emisión de magma fragmentado durante la erupción.
BRECHAS DE INTRUSION
La inyección de magma en rocas pre-existentes puede producir la fragmentación mecánica de
las rocas e incorporación de roca de caja en un magma intrusivo. El magma para los efectos
mecánicos es un fluido y si es inyectado a presión produce fracturamiento hidráulico,
produciendo brechas con matriz ígnea. Esta brecha por una parte grada a roca intrusiva
masiva (con o sin xenolitos de las rocas encajadoras) y por otra parte a rocas de caja no
fracturadas. Este tipo de brechas son comunes como parches irregulares cerca del techo y
techo de stocks subvolcánicos, como en depósitos de tipo pórfido.
BRECHAS TECTONICAS
El fracturamiento durante el movimiento de fallas de varios tipos origina la generación de
brechas (cataclasitas). Muchos depósitos minerales se localizan en fallas (vetas) y las brechas
de falla están comúnmente asociadas con mineralización. En muchos lugares cuerpos
lenticulares de brecha de falla están mineralizados, especialmente en sectores tensionales de
fallas.
OTRAS BRECHAS
Las brechas sedimentarias, brechas de disolución karstica en rocas carbonatadas y sobre todo
las brechas de origen volcánico (Ej. niveles de lavas brechosas, brechas volcánicas o tobas de
Brechas relacionadas a mineralización 25
lapilli) también pueden ser mineralizadas, debido a que proveen permeabilidad para la
circulación de fluidos y tienen porosidad primaria para la depositación de minerales
hidrotermales, pero aquí se hace énfasis en brechas que se asocian genéticamente a procesos
hidrotermales y que generan porosidad y permeabilidad por desagregación de rocas masivas
permitiendo la depositación de minerales hidrotermales dentro de las mismas.
Brechas relacionadas a mineralización 26
CARACTERISTICAS DE CHIMENEAS DE BRECHA (tomada de: Corbett y Leach,
1998. Southwest Pacific Rim Gold-Copper Systems: Structure, alteration and mineralization.
Society of Economic Geologists, Special Publication Number 6)
Nombre común
Origen
Nivel de
emplazamiento
MAGMATICA HIDROTERMAL
• Chimeneas de brecha
sub-volcánicas
• Chimeneas de brecha
magmáticohidrotermales
• Exolución violenta de
volátiles desde una
intrusión, seguida de
colapso gravitacional
FREATOMAGMATICA
FREATICA
•
•
Brechas de diatrema
Brecha fluidizada con
matriz molida
•
•
•
Profundo a nivel de
pórfidos
No necesita tener
emisión (no alcanzan a la
superficie)
Derivada de pórfidos,
diques
Cuarzo-sulfuros, Au±Cu,
gradando a carbonatometales base + Au
•
Explosión
•
freatomagmática por
emisión de volátiles y
calentamiento violento
de aguas subterráneas
Conductos de emisión
•
intermedios de diatrema
Brechas de matriz molida
fluidizada que explota la
estructura
Domos endógenos
•
Cuarzo-sericita
Biotita, feldespato-K
Actinolita, epidota
Estilos de intrusión
dominados por
fragmentos de intrusivos
introducidos
Estilos de colapso
dominados por
fragmentos locales de
roca de caja
Juveniles magmáticos y
locales de roca de caja
Brechas con fragmentos
tabulares en estilos de
colapso
Fragmentos molidos en
estilos de inyección
Harina de roca, espacios
abiertos
Kidston, San Cristobal,
Goolden Sunlight, Mt.
Leyshon, Los Bronces,
Río Blanco, Cabeza de
Vaca
•
•
•
Actividad
intrusiva
Estilo de
mineralización
Alteración
hidrotermal
Forma
•
•
•
•
•
•
•
Fragmentos
•
•
•
Matriz
•
Ejemplos
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
•
Brecha de erupción
hidrotermal
Explosión hidrotermal por
descompresión de aguas
geotermales y su
vaporización violenta
("flashing")
Superficial, forma
depósitos de sinter en las
fuentes termales que
fluyen de ellas en la
superficie
Ninguna expuesta
Carbonato metales base
+ Au
Au-Cu de alta
sulfuración
Illita a smectita
Pirita finamente
diseminada
Facies de conducto de
emisión dentro de
diatrema
Facies de anillo de tobas
lanzadas fuera de la
diatrema
•
Epitermales de Au - Ag
tipo adularia-sericita
•
Sílice fina, pirita,
marcasita
•
Chimeneas con forma de
cono invertido y facies de
anillo de tobas
Fragmentos juveniles
intrusivos característicos
Lapilli acrecional local
Tufisita bien molida
•
Comúnmente fragmentos
angulosos de derivación
local
Molida y fluidizada
alterada a arcillas-pirita
Wau, Kelian, Acupan,
Kerimenge, Lepanto,
Tolukuma, Brecha
Braden de El Teniente
•
Sílice-pirita
•
Champagne Pool,
Puhipuhi, Toka, Tindung,
McLauglin, El Tambo
DEPOSITOS DE TIPO SKARN
Generalidades
El término skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designar rocas
metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe derivados de
un protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido metasomáticamente grandes
cantidades de Si, Al, Fe y Mg. De modo que se entiende por skarn rocas que contienen
minerales calcosilicatados, tales como por ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y
actinolita. Estas comúnmente ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a
plutones que intruyen secuencias calcáreas.
A este tipo de rocas metamórficas se asocia un variado grupo de depósitos minerales
extremadamente irregulares, los que pueden formar lenguas de mena que se extienden a lo
largo de cualquier estructura planar (estratificación, diaclasas, fallas, etc.) y su distribución
dentro de la aureola de contacto de un intrusivo es a menudo caprichosa. Los cuerpos de mena
pueden terminar abruptamente con cambios en la estructura.
Los depósitos de tipo skarn han sido denominados también:
- metamórficos hidrotermales
- metamórficos ígneos
- metamórficos de contacto
- pirometasomáticos (Lindgren, 1922)
Sin embargo, el término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este
tipo de depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias
calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas roacas formadas por calcita o dolomita (CaCO3 y
CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas (hornfels) y/o skarns
por el efecto del metamorfismo de contacto.
La producción principal de depósitos de tipo skarn incluye: Fe, Cu, W, C (grafito), Zn, Pb,
Mo, Sn, U, Au., granate, talco y wollastonita. En Chile la mayor parte de los skarns son
cupríferos y actualmente se explotan en el distrito de Cabildo (Cordillera de la Costa de la V
Región) donde se presenta mineralización de sulfuros de cobre dentro de niveles calcáreos
skarnificados de la Formación Lo Prado del Cretácico Inferior en las vecindades del contacto
con intrusivos albianos. También existen skarn cupríferos en el distrito La Campana (V
Región), San Antonio y Panulcillo (IV Región) todos en niveles calcáreos de secuencias del
Cretácico Inferior. En la XI Región de Aysén existe el yacimiento El Toqui que corresponde a
un skarn de Zn-Pb-(Au) también en rocas calcáreas del Cretacico Inferior skarnificadas, este
yacimiento es el único productor de Zn en Chile.
Los minerales calcosilicatados diópsido (clinopiroxeno), andradita (granate cálcico) y
wollastonita (piroxenoide) son los dominantes en skarn mineralizados e indican, junto con
otras evidencias, que el rango de formación de skarn es en general de 400º-600ºC. Aunque los
skarn de Zn-Pb se forman a temperaturas más bajas, en términos generales en el proceso de
formación de skarn están involucradas altas temperaturas. La presión es variable y estos
depósitos se forman de 1 a varios Km de profundidad.
Los skarns de USA están asociados a pórfidos cupríferos, consecuentemente son relativamente
someros. En este caso específico los sistemas de skarn son en realidad una extensión de los
pórfidos, pero con rocas de caja diferentes (ricas en calcio). Aunque en los skarns no se
desarrolla presenta alteración fílica, primero se forma el skarn y luego se mineraliza
involucrando también el colapso del sistema magmático-hidrotermal y la mezcla con aguas
meteóricas.
Aunque existen ricos yacimientos de tipo skarn, la mayoría de los skarns no contienen
mineralización económica.
Las secuencias de rocas calcáreas o dolomíticas impuras originan rocas córneas
calcosilicatadas o skarnoides, las que pueden distinguirse por sus relaciones de terreno,
excepto cuando hay reacción entre capas de silicatos y de carbonatos de secuencias
sedimentarias (skarn de reacción).
El metamorfismo de contacto afecta a las rocas de caja, pero es frecuente que la intrusión
también sufra efectos metasomáticos. Esto resulta en una zonación de endoskarn (minerales
calcosilicatados dentro del intrusivo) y exoskarn (skarn en las rocas calcáreas). El endoskarn
ocurre principalmente en la periferia de los plutones intrusivos donde el flujo de fluidos fue
hacia adentro del plutón o paralelo al contacto de éste, pero usualmente están ausentes en las
cúpulas de intrusiones con mineralización de tipo pórfido debido a que domina el flujo
ascendente de los fluidos provenientes del plutón.
La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas:
1) Metamorfismo isoquímico: recristalización metamórfica y cambios mineralógicos
reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales
calcosilicatados. Incluye además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn
de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la pperiferia.
2) Etapas múltiples de metasomatismo: cristalización del magma y liberación de una fase
fluida produciendo skarn metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por
acción de fluidos de derivación magmática a temperaturas de 400º-800ºC. Usualmente en
esta etapa ocurre o comienza la mineralización.
3) Alteración retrógrada: enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura
más baja, posiblemente meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los
minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman
nuevos minerales hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros
formados previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales
hidratadas, típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de
progrado (fallas, contactos estratigráficos o intrusivos).
En algunos casos la
mineralización se extiende también a esta etapa de retrogrado.
En los skarns distales las etapas 1 y 2 están ausentes y se froman principalmente depósitos de
Zn-Pb en el rango de temperatura de 210º-350ºC.
Cabe destacar que el desarrollo de skarn depende de la profundidad de formación. A niveles
más someros el skarn metasomático tiene amplia extensión lateral pudiendo sobrepasar la
aureola metamórfica, mientras en profundidad es relativamente pequeño comparado con la
aureola de metamorfismo. Por su parte, la alteración retrógrada es más extensa a niveles más
someros (ya sea un skarn más somero o partes superiores de un sistema de tipo skarn), puesto
que está controlada por la circulación de fluidos y la participación de aguas meteóricas en la
fase tardía del sistema.
La mayor parte de los skarns están ligados genéticamente a rocas ígneas, de modo que un
modelo que permita explicar su ocurrencia y la variedad de metales asociados, debe ser
petrogenético y así es el modelo de Meinert (1993), Special Paper 40, Geological Society of
Canada. No se detallan aquí las consideraciones del modelo de Meinert, pero de acuerdo a él
los tipos de metales asociados a skarns dependen principalmente de la fuente de los magmas y
del marco tectónico de la región. Por su parte, los factores relevantes que controlan la
evolución hidrotermal de los sistemas de tipo skarn son:
-
Presión (profundidad de formación)
Estado de oxidación del magma (fugacidad de oxígeno)
Grado de diferenciación del magma (cristalización fraccionada)
Tiempo de separación del fluido (fase volátil del magma respecto a
la cristalización del plutón)
Los depósitos minerales de tipo Skarn son yacimientos de reemplazo metasomático
caracterizados por la presencia de minerales calcosilicatados faneríticos de grano grueso, de
Ca, Fe, Mg y Mn. Reemplazan selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con
mineralización metálica de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca y menor Au-Ag. Características
generales: alteración del tipo reemplazo selectivo por minerales calcosilicatados (ej. piroxenos
– diópsido, espinela, hedenbergita, johansenita, wollastonita; granates – andradita,
grossularita, almandino - espesartina; anfibolas – hornblenda, tremolita-actinolita; scheelita,
smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita, opalina). La mineralogía de
alteración aparece típicamente zonada, existiendo casi siempre una superposición de alteración
prograda por minerales de alteración retrograda. Los minerales típicos de alteración tipo skarn
aparecen en Meinert (1993). La roca huésped es típicamente calcárea, caliza, dolomita o rocas
sedimentarias clásticas calcáreas (ej. limolita calcárea).
Los depósitos de tipo Skarn son variados, comprendiendo quizás la mayor familia de tipos de
depósitos, pudiendo subclasificarse estos de diversas formas. La subclasificación más usada
es por mena, reconociéndose entre otros, skarn de Sn, skarn de W, skarn de Cu y skarns de ZnPb. Estos son detallados brevemente a continuación. Para información detallada y extensa
sobre skarns se refiere al lector a Einaudi et al. (1981) y a la página web
www.wsu.edu:8080/~meinert/skarnHP.htm publicada por Meinert.
Skarn de Sn Estos yacimientos ocurren asociados a granitos típicamente alcalinos (tipo “S”)
en ambientes intrusivos intracontinentales (ej. Bolivia). Se les asocia mineralización de Sn
conjuntamente con trazas de F, Rb, Li, Be, W y Mo. Estos yacimientos poseen bajos
contenidos de sulfuros y altos contenidos de óxidos en la mena. Estos yacimientos son de
pequeño volumen y baja ley, máximo 30 Mt con 0.1 – 0.4% Sn. Son de escasa o nula
importancia económica.
Skarn de W Estos yacimientos ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a
magmas de subducción calcoalcalinos del tipo “I” de composición granodiorítica y cuarzomonzonítica, emplazados en secuencias de rocas calcáreas – lutíticas. Los minerales
calcosilicatados típicos son granates, piroxenos, scheelita y wollastonita. Estos minerales son
los de mayor temperatura dentro de los minerales de skarn. La alteración tipo skarn ocurre en
el contacto inmediato entre el intrusivo y la roca huésped calcárea, tanto a nivel de exoskarn
como endoskarn. En general estos yacimientos están asociados a intrusivos relativamente
profundos, bien cristalizados y textura fanerítica granular. Pueden gradar a skarn de Cu, o
presentarse en contacto inmediato, con muy pequeño desarrollo en skarns de Cu.
Skarn de Cu También están asociados a ambientes de margen continental, relacionados a
magmas calcoalcalinos del tipo “I”, específicamente stocks y pórfidos granodiorítico/
dacíticos y cuarzo monzoníticos. Skarns de Cu cálcicos se hallan próximos o en contacto con
el cuerpo intrusivo. Tienen un alto contenido de granates y una alta razón granate/piroxeno.
También se observa un alto contenido de magnetita – hematita, indicando un ambiente
oxidante. Los sulfuros típicos son pirita, calcopirita y menor bornita y esfalerita, indicando un
moderado grado de sulfuración. Estos yacimientos pueden estar asociados a pórfido
cupríferos o bien a pórfidos estériles. En el caso de skarns relacionados a pórfidos de cobre,
estos pueden alcanzar grandes volúmenes (50 a 500 Mt para el caso de pórfidos cupríferos
epizonales emplazados en rocas carbonatadas). Estos depósitos se forman a temperaturas
entre 500° y 300° C. Scheelita aparece a veces en contacto entre roca huésped e intrusivo
(Ca(WO4,MO4); mineral de alta temperatura). En el caso de skarn de Cu asociado a pórfidos
estériles, estos tienden a ser de pequeño volumen, 1 a 50 Mt. En el caso de skarn de Cu
asociado a un sistema del tipo pórfido cuprífero, existe relación entre los eventos de alteración
metasomática de skarn y la evolución de alteración del pórfido. La alteración prograda del
skarn se relaciona con la alteración potásica y está zonada con respecto al núcleo potásico.
Los granates son más andradíticos a más grosularíticos desde el contacto hacia afuera. Los
piroxenos desde diópsido a hedenbergita a wollastonita, desde el contacto hacia afuera. La
razón granate/ piroxeno disminuye desde el contacto hacia afuera. En las etapas más
avanzadas de la evolución del sistema de pórfido cuprífero, ocurre el colapso del sistema
hidrotermal, dándose alteración fílica en el pórfido, y alteración retrograda en el skarn. Esta
alteración retrograda se superpone a la prograda, siendo muy destructiva. Se caracteriza por
tremolita-actinolita, smectita, siderita, calcita, talco, epidota, clorita, con óxidos y/o sulfuros
de fierro. La figura 33 muestra diagramas ternarios composicionales para minerales de skarn
progrados. Estos diagramas son útiles para la subclasificación de skarns. Los vértices
representa variaciones composicionales para granates y piroxenos, Ca-Mg (GrosularitaDiopsido), Ca-Fe (Almandino, Hedenbergita) y Mn (Almandino-Espesartina, Johansenita). En
estos diagramas la composición de minerales calcosilicatados progrados para skarn de cobre se
ubica principalmente entre los vértices Ca-Mg y Ca-Fe.
Skarn de Zn-Pb Corresponden a cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de
posición y relación con respecto a un intrusivo variable, pero siempre distales. Estos
yacimientos ocurren en márgenes continentales de subducción relacionados al menos como
fuente de fluidos hidrotermales a intrusivos granodioríticos y cuarzo monzonitas
calcoalcalinas del tipo “I”. A diferencia de los skarns de cobre, la mineralogía skarn prograda
está dominada por piroxenos (razón granate/ piroxeno bajo) de composición Ca-Fe y Mn
(piroxenos hedenbergita – johansenita; granates andradita – almandino-spesartina). Esta
composición es apreciada en la figura, diagrama composicional, donde muestra la distribución
composicional de estos minerales de skarn distal. Las leyes típicas de Zn varían entre 6 y
12%, menor Pb (razón Zn/Pb 1/1 a 2/1) y menor Cu. En algunos casos se ha reportado
contenidos de 1 a 9 oz. de Ag y 1 a 2 g/t Au. Estos yacimientos ocurren distales a los
contactos intrusivos, generalmente a lo largo de contactos litológicos y/o estructurales. No se
observa una aureola de metamorfismo centrada en el skarn, pero si una zonación de granates a
piroxenos desde un alimentador hacia afuera. Los sulfuros están asociados con los piroxenos.
La alteración retrograda está caracterizada por ilvaita (Mn), anfibolas (actinolita-tremolita) y
clorita. Estos yacimientos están hospedados en rocas carbonatadas ya sea relacionados a
granodioritas (desde batolitos profundos hasta stocks y diques epizonales) o en otros casos sin
ninguna relación a intrusivos visibles. De acuerdo a su posición y relación con intrusivos
existe una subclasificación de skarns de Zn-Pb (Einaudi et al., 1981).
i)
Cercanos a batolitos, de ambiente profundo. Estos tienden a ser pequeños, bajo en Mn
y ricos en hedenbergita, con mineralización de sulfuros en el skarn, con bajo desarrollo
de reemplazo en la roca calcárea huésped.
Cercanos a stocks epizonales con amplio desarrollo de skarn (350° y 500°C). Estos son
ii)
ricos en Mn, domina johansenita. Los sulfuros están relacionados con los piroxenos.
Distales a fuente ígnea. Estos son ricos en Mn, domina la johansenita. Normalmente
iii)
existe un cuerpo alimentador y una zonación de minerales de skarn desde ella, desde
granates a piroxenos hasta caliza fresca. Los fluidos hidrotermales están fuertemente
controlados por canales de permeabilidad.
Vetas de carbonatos con minerales de Mn calcosilicatados (no son skarn en estricto
iv)
rigor). Corresponden a vetas de cuarzo-carbonatos (calcita, siderita, rodocrosita, etc.)
con trazas de minerales calcosilicatados. Ocurren a temperaturas bajo los 300° C y son
distales a su fuente. Bajo contenido de sulfuros y de escasa relevancia económica.
Representan el límite más distal a mineralización del tipo skarn. Cabe destacar que el
volumen de mineralización/ alteración de un skarn en general estará controlado por el
volumen de fluido hidrotermal exsuelto desde su fuente magmática y de la distancia de
transporte. Por otra parte, el potencial de mineralización será dependiente de la
profundidad y porcentaje de cristalización del magma relacionado (Fig. 30), siendo de
mayor potencial aquellos skarns de carácter epizonal.
La figura 33 muestra diagramas ternarios composicionales para minerales de skarn
progrados. Estos diagramas son utiles para la subclasificación de skarns. Los vertices
representa variaciones composicionales para granates y piroxenos, Ca-Mg (GrosularitaDiopsido), Ca-Fe (Almandino, Hedenbergita) y Mn (Almandino-Espesartina, Johansenita).
En estos diagramas la composición de minerales calcosilicatados progrados para skarn de
cobre se ubica principalmente entre los vertices Ca-Mg y Ca-Fe.
Figura 32. Evolución de alteración prograda
y retrograda en sistema de skarn de contacto
y comparación con evolución de alteración
en pórfido asociado (tomado de Meinert, 1993)
Figura 33. Diagramas ternarios composicionales
de mineralogía calcosilicatada prograda en skarns
y campos composicionales para distintos tipos de
skarn (tomado de Einauidi et al., 1981).
59
Depósitos epitermales
1
DEPOSITOS EPITERMALES
Los depósitos epitermales son aquellos en los que la mineralización ocurrió
dentro de 1 a 2 Km de profundidad desde la superficie terrestre y se depositó a
partir de fluidos hidrotermales calientes. Los fluidos se estiman en el rango
desde <100ºC hasta unos 320ºC y durante la formación del depósito estos
fluidos hidrotermales pueden alcanzar la superficie como fuentes termales,
similar a las existentes en El Tatio y Puchuldiza en el Norte Grande de Chile o
como fumarolas o solfataras. Los depósitos epitermales se encuentran de
preferencia en áreas de volcanismo activo alrededor de los márgenes activos
de continentes o arcos de islas y los más importantes son los de metales
preciosos (Au, Ag), aunque pueden contener cantidades variables de Cu, Pb,
Zn, Bi, etc.
La mineralización epitermal de metales preciosos puede formarse a partir de
dos tipos de fluidos químicamente distintos. Los de “baja sulfuración” son
reducidos y tienen un pH cercano a neutro (la medida de concentración de
iones de hidrógeno) y los fluidos de “alta sulfuración”, los cuales son más
oxidados y ácidos. Los términos de alta y baja sulfuración fueron
introducidos por Hedenquist (1987) y se refieren al estado de oxidación del
azufre. En los de alta sulfuración el azufre se presenta como S4+ en forma de
SO2 (oxidado) y en los de baja sulfuración como S-2 en forma de H2S
(reducido).
Los fluidos de baja sulfuración (BS) son una mezcla de aguas-lluvias (aguas
meteóricas) que han percolado a subsuperficie y aguas magmáticas (derivadas
de una fuente de roca fundida a mayor profundidad en la tierra) que han
ascendido hacia la superficie. Los metales preciosos han sido transportados en
solución como iones complejos (en general bi-sulfurados a niveles
epitermales; clorurados a niveles más profundos) y para fluidos de baja
sulfuración la precipitación de metales ocurre cuando el fluido hierve al
acercarse a la superficie (ebullición).
Los fluidos de alta sulfuración (AS) se derivan principalmente de una fuente
magmática y depositan metales preciosos cerca de la superficie cuando el
fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas meteóricas. Los metales
preciosos en solución derivan directamente del magma o pueden ser lixiviados
de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos circulan a través de
ellas.
Depósitos epitermales
2
En ambos tipos de depósitos (BS y AS) los fluidos circulan hacia la superficie
a través de fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se presenta en
esos conductos (mineralización controlada estructuralmente), pero también
pueden circular por niveles de rocas permeables y eventualmente mineralizar
ciertos estratos. Los fluidos de BS generalmente forman vetas de relleno con
metales preciosos o series de vetas/vetillas más finas, denominadas
“stockwork” o “sheeted-veins”. Los fluidos de AS más calientes y ácidos
penetran más en las rocas huéspedes originando cuerpos mineralizados
vetiformes, pero también diseminación en las rocas. Los depósitos de oro de
BS pueden contener cantidades económicas de Ag y cantidades menores de
Pb, Zn y Cu, mientras los de sistemas auríferos de AS a menudos producen
cantidades económicas de Cu y algo de Ag. Otros minerales asociados con los
de BS son cuarzo (incluyendo calcedonia), carbonato, pirita, esfalerita y
galena, mientras los de AS contienen cuarzo, alunita, pirita y enargita.
La exploración geoquímica de estos depósitos puede resultar en distintas
anomalías geoquímicas, dependiendo de la mineralización involucrada. Los
sistemas de BS tienden a ser más ricos en Zn y Pb, más bajos en Cu y con
razones Ag/Au más altas. Los de AS pueden ser más ricos en As y Cu con
razones Au/Ag más bajas. La fineza del oro (=Au/Au+Ag x 1000) en
yacimientos epitermales es en general baja (promedio 685 en sistemas del
Pacifico SW), es decir el oro contiene apreciables cantidades de plata (color
amarillo pálido a blanco) y en muchos casos se presenta como electrum
(aleación natural de oro y plata); en contraste los yacimientos de tipo pórfido o
skarn presentan normalmente más alta fineza del oro (promedio 920).
Los depósitos epitermales se presentan en muchos países incluyendo Japón,
Indonesia, Chile y el oeste de EEUU, los que se encuentran en el “anillo de
fuego” del Pacífico, que corresponde al área de volcanismo que rodea al
Océano Pacífico desde Asia del Sur hasta el oeste de Sudamérica. La mayoría
de los depósitos son del Cenozoico Superior, porque la preservación de estos
depósitos formados cerca de la superficie es más improbable en rocas más
antiguas, aunque en el norte de Chile existen depósitos epitermales de edad
paleocena (El Guanaco, El Peñón).
Los depósitos epitermales contribuyen significativamente a la producción
mundial de oro y constituyen blancos de exploración que deben ser evaluados
cuidadosamente sobre la base de la cantidad de metal que pueden proveer y a
que costo.
Depósitos epitermales
3
La cantidad de oro en cualquier tipo de depósito se calcula basado en la ley y
tonelaje disponible. Mientras mayor es la ley, menor es el tonelaje requerido
para hacer una explotación económica. Un depósito de alta ley podría tener
leyes de 10 a 150 g/t Au, mientras que los de baja ley en el rango de 1 a 5 g/t
Au. Los depósitos de baja ley pueden tener hasta, y posiblemente más de 200
millones de toneladas (Ej. Mina La Coipa en el distrito de Maricunga con 52,1
Mt con 1,58 g/t Au y 60,3 g/t Ag; ley de corte 1 g/t Au equivalente; Oviedo et
el., 1991), mientras que los de alta ley son frecuentemente más pequeños. El
comercio del oro y plata se realiza en onzas troy (31,1 gr), de modo que en la
mayoría de los casos de evaluación el contenido de estos metales en los
depósitos se expresa como la cantidad de fino (metal contenido) en onzas.
La determinación de tonelaje y ley de un depósito se obtienen por análisis
(ensayes) de muestras de sondajes.
Altas leyes en tramos cortos
(“interceptos”) pueden ser tan importantes como bajas leyes en tramos más
largos y ambos tipos de depósitos (alta o baja ley) pueden ser explotados
económicamente. Sin embargo, los resultados de sondajes ofrecen una visión
limitada de un depósito y sus resultados pueden ser difíciles de reproducir.
Por ejemplo, un sondaje puede interceptar una bolsonada de alta ley en un
depósito que es principalmente de baja ley, dando la apariencia de una ley más
alta que la que realmente existe. Los análisis de oro, en particular, pueden
estar afectados frecuentemente por el “efecto pepita” en que los resultados de
análisis son erráticos y caracterizados por escasos valores muy altos cuando la
muestra ha incorporado alguna pepita de oro al azar y muchos valores bajo el
límite instrumental o muy bajos en muestras que no contienen pepitas de oro.
La reproducibilidad de los análisis en estos casos también es afectada y el
efecto pepita solo puede disminuirse con análisis de muestras de mayor
tamaño. El efecto pepita es más marcado en depósitos que contienen oro
grueso (mesotermales), mientras que es de menor importancia cuando el oro
está finamente diseminado como en la mayoría de los epitermales.
Otros factores, además del tonelaje y ley, pueden ser importantes para calcular
la importancia económica de un depósito epitermal. Por ejemplo la presencia
de otros metales en la mena pueden aumentar el valor del depósito y muchos
depósitos epitermales contienen importantes cantidades de plata y/o cobre. En
muchos de ellos se calcula la ley en contenido de oro equivalente
(correspondiendo al equivalente en gramos de oro del valor de metales
contenidos).
Depósitos epitermales
4
Para comparación a continuación se presenta el valor de cada metal por
tonelada.
US$/ton
Precio de referencia (del 26/09/2000)
Oro
8.811.897
US$ 274.05/oz
Plata
157.235
US$ 4.89/oz
Cobre
1.984
US$ 0.90/lb
El precio del oro (y de otros metales) es obviamente
evaluación económica de un depósito, pues los precios
actuales) pueden hacer que los depósitos pequeños o de
económicos y lo mismo vale para aquellos depósitos
producción sean muy altos.
importante en la
bajos (como los
baja ley no sean
cuyos costos de
Muchos depósitos epitermales se presentan en regiones remotas de países
subdesarrollados y la construcción de infraestructura (caminos, líneas
eléctricas, conductos de agua y plantas de tratamiento) puede ser necesaria
previo a la explotación del depósito. Estos gastos aumentan el costo de una
operación minera y deben considerarse al calcular la factibilidad económica de
un depósito.
El método de minería y procesamiento del mineral son también factores
importantes en la economía de un depósito. Dado que los depósitos
epitermales se forman a profundidades de menos de 2 Km (menor profundidad
si la erosión los ha exhumado), muchos son factibles de explotar a rajo
abierto, lo que es menos costoso y permite la explotación de leyes menores.
Los depósitos más profundos o controlados estructuralmente (vetas) pueden
explotarse solamente por métodos subterráneos más caros y requieren de leyes
mayores para constituir yacimientos económicos.
Los métodos de recuperación para el oro epitermal pueden involucrar
flotación, cianuración por agitación o cianuración en pilas. El costo del
procesamiento va a aumentar si el oro está contenido en minerales que son
difíciles de procesar, tales como la arsenopirita. El oro que presenta
dificultades para su extracción metalúrgica se denomina “oro refractario” y
es característico de menas sulfuradas, las que deben ser previamente oxidadas
(tostación o biolixiviación) para poder recuperar el oro.
Depósitos epitermales
5
Depósitos de Au-Ag-Cu de Alta Sulfuración
Sinónimos:
Epitermal tipo ácido-sulfato, Au cuarzo-alunita, argílica
avanzada de alunita-caolinita±pirofilita, tipo Nansatsu, oro enargita. Los
depósitos son comúnmente referidos como ácido-sulfato por la geoquímica de
los fluidos hidrotermales, cuarzo-alunita o caolinita-alunita por su mineralogía
de alteración, o tipo de alta sulfuración en referencia al estado de oxidación de
los fluidos ácidos responsables de la alteración y mineralización.
Sustancias (subproductos): Au, Ag, Cu (As, Sb)
Ejemplos: El Indio, La Coipa, El Guanaco, Choquelimpie en Chile; Goldfield
y Paradise Peak (Nevada, USA), Summitville (Colorado, USA), Nansatsu
(Japón); Temora (Australia); Lepanto y Nalesbitan (Filipinas); Pueblo Viejo
(República Dominicana), Chinkuashih (Taiwan), Rodalquilar (España).
Características geológicas
Descripción breve: Vetas, brechas con oquedades y reemplazos de sulfuros
variando desde bolsones, hasta .lentes masivos en secuencias volcánicas
asociadas a sistemas hidrotermales someros caracterizados por lixiviación
ácida, alteración argílica avanzada y silícea.
Marco tectónico: Marcos extensionales y transtensionales, comúnmente en
arcos volcano-plutónicos de márgenes continentales, arcos de islas.y trás-arco.
En zonas con emplazamiento magmático de alto nivel, donde los
estratovolcanes y otros edificios volcánicos se construyen sobre plutones.
Ambiente de depositación / Marco geológico: Subvolcánico a volcánico en
calderas, complejos de domos de flujo, raramente en maares, bordes de
diatremas y otras estructuras volcánicas; a menudo relacionados con stocks
subvolcánicos, diques y brechas. Se postula que sobreyacen y están
relacionados genéticamente con sistemas de pórfidos cupríferos en intrusiones
mineralizadas que subyacen estratovolcanes.
Edad de mineralización: Terciario a Cuaternario; menos comúnmente
Mesozoico y raros en fajas volcánicas Paleozoicas. La rara preservación de
depósitos más viejos refleja rápidas tasas de erosión antes del enterramiento
de volcanes subaéreos en arcos tectónicamente activos.
Depósitos epitermales
6
Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas piroclásticas y de
flujos, comúnmente andesita a dacita subaérea y sus equivalentes intrusivos
subvolcánicos. Unidades sedimentarias permeables intervolcánicas pueden
estar mineralizadas.
Forma de los depósitos: Vetas y bolsones y lentes de reemplazos masivos de
sulfuros, stockworks y brechas. Comúnmente las formas irregulares de los
depósitos están determinados por la permeabilidad de las rocas de caja y la
geometría de las estructuras controladoras de la mineralización. Son comunes
múltiples vetas compuestas que se cortan unas a otras.
Textura/estructura: Es característica la sílice oquerosa que es un producto
residual de lixiviación ácida (hidrólisis extrema). Cavidades con drusas, vetas
bandeadas, brechas hidrotermales, reemplazos masivos de rocas de caja con
cuarzo de grano fino.
Mineralogía de menas (principal y subordinada): pirita, enargita/luzonita,
calcosina, covelina, bornita, oro, electrum; calcopirita, esfalerita,
tetrahedrita/tenantita, galena, marcasita, arsenopirita, sulfosales de plata,
telururos incluyendo goldfieldita. Dos tipos de menas están presentes
comúnmente: enargita-pirita masiva y/o cuarzo-alunita-oro.
Mineralogía de ganga (principal y subordinada): Predomina el cuarzo y la
pirita. Puede haber baritina; los carbonatos están ausentes.
Mineralogía de alteración (principal y subordinada):
Cuarzo,
caolinita/dickita, alunita, baritina, hematita; sericita/illita, arcillas amorfas y
sílice, pirofilita, andalusita, diásporo, corindón, turmalina, dumortierita,
topacio, zunyita, jarosita, sulfatos de Al-P y azufre nativo. La alteración
argílica avanzada es característica y puede ser arealmente extensa y
prominente visualmente. El cuarzo se presenta como reemplazos de grano
fino y característicamente como sílice oquerosa residual en rocas con
lixiviación ácida.
Meteorización: Las rocas meteorizadas pueden contener abundante limonita
(jarosita-goethita-hematita), generalmente en una masa fundamental de
caolinita y cuarzo. Son comunes las vetas de alunita supergena de grano fino
y nódulos.
Depósitos epitermales
7
Controles de menas: En edificios volcánicos – anillos de caldera y fracturas
radiales; conjuntos de fracturas en domos resurgentes y complejos de domos
de flujo, chimeneas de brechas hidrotermales y diatremas. Fallas y brechas en
y alrededor de centros intrusivos. Litologías permeables, en algunos casos
con cubiertas menos permeables de rocas alteradas u otras cubiertas rocosas.
Los depósitos ocurren en rangos extendidos de profundidad, desde solfataras
de alta temperatura en paleosuperficie hasta cúpulas de cuerpos intrusivos en
profundidad.
Modelo genético: Las investigaciones recientes, principalmente en el
Pacífico SW y Los Andes, muestra que estos depósitos se forman en
complejos volcánicos subaéreos o en volcanes compuestos de arcos de islas
sobre cámaras magmáticas en degasificación. Frecuentemente los depósitos
pueden relacionarse genéticamente a intrusiones de alto nivel. Son comunes
múltiple etapas de mineralización, presumiblemente relacionadas a tectonismo
periódico, con actividad intrusiva relacionada y generación de fluidos
hidrotermales.
Depósitos asociados: Pórfidos de Cu±Mo±Au, depósitos de Cu-Ag-Au (AsSb) subvolcánicos; epitermales de Au-Ag de baja sulfuración; depósitos de
sílice-arcilla-pirofilita; Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); placeres
auríferos.
Comentario: Los depósitos epitermales de Au-Ag de alta sulfuración son el
tipo de depósitos epitermales dominantes en Los Andes, pero en general son
menos comunes en otras partes del mundo donde dominan los de baja
sulfuración.
Guías de Exploración
Signatura geoquímica: Au, Cu y As dominan; también Ag, Zn, Pb, Sb, Mo,
Bi, Sn, Te, W, B y Hg.
Signatura geofísica: Bajos magnéticos en rocas alteradas hidrotermalmente
(lixiviación ácida); contrastes gravimétricos pueden delinear límites de
bloques estructurales.
Otras guías de exploración: Estos depósitos se encuentran en estructuras de
segundo orden adyacentes a zonas de falla de escala cortical, tanto en fallas
normales como en transcurrentes, así como en estructuras locales asociadas
Depósitos epitermales
8
con intrusiones subvolcánicas. Estos depósitos tienden a sobreyacer y
flanquear depósitos de tipo pórfido de cobre-oro y subyacen a cubiertas de
rocas silíceas con lixiviación ácida, arcillas y con alunita (silica cap).
Factores económicos
• Leyes y tonelajes típicos: Existe una amplia variación en el rango de los
depósitos desde aquellos explotables masivamente de baja ley y grna
tonelaje a otros de alta ley que deben explotarse selectivamente. Las minas
subterráneas varían en tamaño desde 2 a 25 millones de ton con leyes de
178 g/t Au, 109 g/t Ag y 3,87% Cu en las menas de fundición directa de El
Indio hasta 2,8 g/t Au, 11,3 g/t Ag y 1,8% Cu en Lepanto. Las minas a rajo
abierto con reservas de <100 Mt a >200Mt varían desde minas de Au-Ag
con 3,8 g/t Au y 20 g/t Ag (Pueblo Viejo) a cuerpos mineralizados como
lods de Nansatsu que contienen unos pocos millones de ton de mena con 3
y 6 g/t Au. Los pórfidos de Au (Cu) pueden presentar una sobreimposición
con zonas de alteración de tipo ácido sulfato tardías que pueden contener
del orden de 1,5 g/t Au con 0,05 a 0,1% Cu en stockworks (Marte y Lobo
de Maricunga) o vetas de alta ley de Cu-Ag-Au (La Grande de Collahuasi).
Más típicamente estas zonas de alteración tardías tienen <0,4 a 0,9 g/t Au y
>0,4 a 2% Cu (Butte, Montana; Dizon, Filipinas).
Limitaciones económicas: La oxidación de las menas primarias es
frecuentemente necesaria para una buena metalurgia; las menas primarias
pueden ser refractarias y pueden hacer que las menas de baja ley no sean
económicas.
Importancia: Esta clase de depósitos ha sido el foco de la exploración en la
región circum-pacífica, debido a las leyes muy atractivas de Au y Cu de
algunos depósitos. Menas silíceas de Natsatsu con 3-4 g/t Au se usan como
fundentes en fundiciones de cobre.
Referencias
Albino, G.V. (1994): Time-pH-fO2 Paths of Hydrothermal Fluids and the
Origin of Quartz-Alunite- Gold Deposits; United States Geological Survey,
Bulletin 2081, pp. 33-42.
Depósitos epitermales
9
Berger, B.R. (1986): Descriptive Model of Epithermal Quartz-Alunite Au; in
Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and Singer, D.A., Editors, U.S. Geological
Survey, Bulletin 1693, p. 158.
Henley, R.W. (1991): Epithermal Gold Deposits in Volcanic Terranes; in
Gold Metallogeny and Exploration, R.P. Foster, Editor, Blackie and Sons Ltd,
Glasgoww, pp. 133-164.
Heald, P., Foley, N.K., and Hayba, D.O. (1987): Comparative Anatomy of
Volcanic-Hosted Epithermal Deposits: Acid-Sulfate and Adularia Types,
Economic Geology, V.82, pp. 1-26.
Mosier, D.L., and Menzie, W.D. (1986): Grade and Tonnage Model of
Epithermal Quartz-Alunite Gold; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and
Singer, D.A., Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, p. 158.
Panteleyev, A. (1991): Gold in the Canadian Cordillera – A Focus on
Epithermal and Deeper Deposits, Tectonic and Metallogeny in the canadian
Cordillera, B.C. Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources, Paper
1991-4, pp. 163-212.
Sillitoe, R.H. (1993): Epithermal Models: Genetic Types, Geometrical
Controls and Shallow Features; in Mineral Deposit Modeling, Kirkham, R.V.,
Sinclair, W.D., Thorpe, R.I., and duke, J.M., Editors, Geological Society of
Canada, Special Paper 40, pp. 403-417.
White, N.C. (1991): High Sulfidation Epithermal Gold Deposits:
Characteristics and Model for Their Origin; in High-temperature Acid fluids
and Associated Alteration and Mineralization, Geological Survey of japan,
Report Nº 277, pp. 9-20.
White, N.C., and Hedenquist, J.W. (1990): Epithermal Environments and
Styles of Mineralization; Variations and their Causes and Guidelines for
Exploration; in Epithermal Gold Mineralization of the Circum-Pacific;
Geology, Geochemistry, Origin and Exploration, II; Hedenquist, J.W., White,
N.C. and Siddeley, G., Editors, Journal of Geochemical Exploration, V. 36,
pp. 445-474.
Depósitos epitermales 10
Depósitos de Au-Ag de Baja Sulfuración
Sinónimos: Adularia-sericita; cuarzo-adularia; tipo Comstock; tipo Sado;
bonanzas de Au-Ag; hidrotermal alcali-cloruro.
Sustancias (subproductos): Au, Ag (Pb,Zn,Cu)
Ejemplos: El Bronce, Fachinal, El Peñón, Caracoles, Cachinal de la Sierra,
Río del Medio en Chile; Comstock, Aurora (Nevada, USA), Creede
(Colorado, USA), Guanajuato (México); Sado, Hishikari (Japón); Colqui
(Perú); Baguio (Filipinas); Ladolam (Lihir, Papua Nueva Guinea).
Características geológicas
Descripción breve: Vetas de cuarzo, stockworks y brechas con oro, plata,
electrum, argentita, pirita, con cantidades menores y variables de esfalerita,
calcopirita, galena, a veces con tetrahedrita y sulfosales en niveles altos o
cercanos a la superficie. La mena normalmente exhibe texturas de relleno de
espacios abiertos y está asociada a sistemas hidrotermales relacionados a
volcanismo o geotermales.
Marco tectónico: Arcos de islas volcánicos y arcos magmáticos de márgenes
continentales activos; también en campos volcánicos continentales
relacionados a estructuras de extensión.
Ambiente de depositación / Marco geológico: Sistemas hidrotermales de
nivel alto, desde profundidades de ~1 Km a fuentes termales superficiales.
Sistemas de fallas regionales relacionadas a grabens, calderas resurgentes,
complejos de domos de flujo y raramente en sistemas de maar-diatremas.
Estructuras de extensión en campos volcánicos (fallas normales,
ramificaciones de fallas, vetas en echelón, lazos cimoides, etc.) son comunes;
localmente se presentan en rellenos clásticos de graben o de calderas. En
algunas áreas se presentan stocks subvolcánicos (de nivel alto) y/o diques de
guijarros y diatremas. Localmente estructuras domales o resurgentes se
relacionan a cuerpos intrusivos subyacentes.
Edad de mineralización: Cualquier edad, pero los depósitos Terciarios son
los más abundantes debido a que se trata de depósitos formados cerca de la
superficie y que pueden ser erosionados fácilmente. En Columbia Britanica,
Canadá los importantes son Jurásicos, en Australia se han descrito depósitos
Depósitos epitermales 11
Paleozoicos. Los depósitos chilenos son del Jurásico (Fachinal), Cretácico
Superior (El Bronce de Petorca), Paleoceno (Caracoles, Cachinal de la Sierra)
o Mioceno (Río del Medio). Los depósitos están cercanamente relacionados a
las rocas volcánicas huéspedes, pero invariablemente son algo más jóvenes en
edad (0,5 a 1 Ma, más o menos).
Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas de distintos tipos,
predominando aquellas de tipo calco-alcalino. Algunos depósitos se presentan
en áreas de volcanismo bimodal y de extensos depósitos de flujos piroclásticos
subaéreos (ignimbritas). Existe una asociación menos común con rocas
volcánicas alcalinas y shonshoníticas. Sedimentos clásticos y epiclásticos en
cuencas intra-volcánicas y depresiones estructurales.
Forma de los depósitos: Las zonas de mena están típicamente localizadas en
estructuras, pero pueden ocurrir en litologías permeables. Las zonas de mena
centradas en conductos hidrotermales controlados por estructuras típicamente
tienden a abrirse hacia arriba. Vetas grandes (>1 m de potencia y cientos de
metros de corrida) o pequeñas y stockworks son comunes con diseminaciones
y reemplazos menos prominentes. Los sistemas de vetas pueden ser extensos
lateralmente, pero las bolsonadas de mena tienen extensión vertical
relativamente restringida. Las zonas de alta ley se encuentran comúnmente en
zonas de dilatación en fallas, en flexuras, ramificaciones y en lazos cimoides.
Textura/estructura: Relleno de espacios abiertos, bandeamiento simétrico y
de otros tipos, crustificación, estructura en peineta, bandeamiento coloforme y
brechización múltiple.
Mineralogía de menas (principal y subordinada): Pirita, electrum, oro, plata,
argentita; calcopirita, esfalerita, galena, tetrahedrita, sulfosales de plata y/o
seleniuros. Los depósitos están comúnmente zonados verticalmente en 250 a
350 m siendo ricos en Au-Ag y pobres en metales base en el techo, gradando
hacia abajo a una porción rica en plata y metales base, luego a una zona rica
en metales base y en profundidad a una zona piritosa pobre en metales base.
Desde superficie a profundidad las zonas de metal contienen: Au-Ag-As-SbHg, Au-Ag-Pb-Zn-Cu, Ag-Pb-Zn. En rocas huéspedes alcalinas pueden ser
abundantes los telururos, mica de vanadio (roscoelita) y fluorita, con
cantidades menores de molibdenita.
Mineralogía de ganga (principal y subordinada):
Cuarzo, amatista,
calcedonia, cuarzo pseudomorfo de calcita en placas, calcita; adularia,
Depósitos epitermales 12
sericita, baritina, fluorita, carbonatos de Ca-Mg-Mn-Fe como rodocrosita;
hematita y clorita.
Mineralogía de alteración: Extensa silicificación en menas con múltiples
generaciones de cuarzo y calcedonia, comúnmente acompañadas de calcita.
Silicificación pervasiva en las envolventes de las vetas y flanqueadas por
asociaciones de sericita-illita-caolinita.
Alteración argílica intermedia
[caolinita-illita-montmorillonita (smectita)] se forma adyacente a algunas
vetas; alteración argílica avanzada (caolinita-alunita) puede formarse en la
parte del techo de las zonas mineralizadas. La alteración propilítica domina
en profundidad y en la periferia de las vetas, pudiendo ser extensa.
Meteorización: Los afloramientos meteorizados a menudo se caracterizan
por salientes resistentes de cuarzo-alunita flanqueadas por zonas extensas
blanqueadas con alunita supergena, jarosita y limonitas.
Controles de menas: En algunos distritos la mineralización epitermal está
ligada a algún evento metalogénico específico, ya sea estructural, magmático
o ambos. Las vetas son emplazadas dentro de un intervalo estratigráfico
restringido generalmente dentro de 1 Km de la paleosuperficie. La
mineralización cerca de la superficie ocurre en sistemas de fuentes termales o
en los conductos hidrotermales subyacentes. A mayor profundidad se puede
postular que ocurre encima o periférica a pórfidos y posiblemente a
mineralización tipo skarn. Las estructuras que canalizan los fluidos
mineralizadores son fallas normales, márgenes de grabens, unidades clásticas
gruesas de relleno de fosas de calderas, conjuntos de fracturas radiales y
diques en anillo, brechas hidrotermales y tectónicas. Comúnmente están
mineralizados los sistemas de fractura rectos, ramificados, bifurcados,
enlazados e intersecciones. Las bolsonadas se forman donde se desarrollan
aberturas dilatacionales y lazos cimoides, típicamente donde el rumbo o
manteo de las vetas cambia. Fracturas en el pendiente de estructuras
mineralizadas son particularmente favorables para mena de alta ley.
Modelo genético: Estos depósitos se forman tanto en campos de volcanismo
félsico subaéreos en regímenes estructurales extensionales y de cizalle, como
en estratovolcanes andesíticos continentales sobre zonas de subducción
activas. Las zonas de mineralización son sistemas hidrotermales someros,
variando desde fuentes termales en superficie, hasta zonas de flujo más
profundas enfocadas por estructuras y zonas permeables. Los fluidos son
soluciones relativamente diluidas que son mezclas de fluidos magmáticos y
Depósitos epitermales 13
meteóricos. La depositación mineral ocurre cuando las soluciones se enfrían y
se degasifican por mezcla de fluidos, ebullición, y descompresión.
Depósitos asociados: Epitermales de Au-Ag de alta sulfuración; depósitos
de Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); pórfidos de Cu±Mo±Au y
vetas polimetálicas relacionadas; placeres auríferos.
Guías de Exploración
Signatura geoquímica: Valores elevados en rocas de Au, Ag, Zn, Pb, Cu y
As, Sb, Ba, F, Mn; localmente Te, Se y Hg.
Signatura geofísica: se ha usado el método electromagnético VLF (very low
frequency) para trazar estructuras; levantamientso radiométricos pueden
delinear el potasio introducido en las rocas de caja (adularia). Estudios
gravimétricos pueden delinear límites de bloques estructurales con contraste
de densidad.
Otras guías de exploración: Los depósitos de plata generalmente tienen
mayor contenido de metales base que los de Au y Au-Ag. El sondear zonas de
alimentadores de fuentes termales y sínteres silíceos puede conducir a la
identificación de depósitos subyacentes. La prospección por rodados silíceos
mineralizados y de sílice-carbonatos o material de vetas con texturas
diagnósticas de espacios abiertos es efectiva.
Factores económicos
Leyes y tonelajes típicos: Los antecedentes siguientes describen la media de
los depósitos basado en minas alrededor del mundo y modelos de USA:
• Depósitos de Au-Ag (41 depósitos tipo “bonanza” o tipo Comstock) – 0,77
millones de toneladas con 7,5 g/t Au, 110 g/t Ag y contenidos menores de
Cu, Zn y Pb. Los contenidos de metales base más altos (en el 10% alto de
los depósitos) son <0,1% Cu, Zn y 0,1% Pb.
• Depósitos Au-Cu (20 depósitos tipo Sado) – 0,3 millones de toneladas con
1,3 g/t Au, 38 g/t Ag y >0,3% Cu; 10% de los depósitos contienen 0,75%
Cu en promedio, con uno >3,2% Cu.
Referencias
Depósitos epitermales 14
Buchanan, L.J. (1981): Precious Metal Deposits associated with Volcanic
Environments in the Southwest; in Relations of Tectonics to Ore Deposits in
the Southern Cordillera; Arizona Geological Society Digest, Volume 14, pp.
237-262.
Heald, P., Foley, N.K., and Hayba, D.O. (1987): Comparative Anatomy of
Volcanic-Hosted Epithermal Deposits: Acid-Sulfate and Adularia Types,
Economic Geology, V.82, pp. 1-26.
Mosier, D.L., Berger, B.R., and Singer, D.A. (1986): Descriptive Model of
Sado Epithermal Veins; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and Singer,
D.A., Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, p. 154.
Mosier, D.L., and Sato, T. (1986): Grade and Tonnage Model of Sado
Epithermal Veins; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and Singer, D.A.,
Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, p. 155-157.
Mosier, D.L., Berger, B.R., and Singer, D.A. (1986): Descriptive Model of
Comstock Epithermal Veins; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and
Singer, D.A., Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, pp. 150-153.
Mosier, D.L., Sato, T., Page, N.J., Singer, D.A., and Berger, B.R. (1986):
Descriptive Model of Creede; in Mineral Deposit Models, Cox, D.P. and
Singer, D.A., Editors, U.S. Geological Survey, Bulletin 1693, pp. 145-149.
Panteleyev, A. (1991): Gold in the Canadian Cordillera – A Focus on
Epithermal and Deeper Deposits, Tectonic and Metallogeny in the canadian
Cordillera, B.C. Ministry of Energy, Mines and Petroleum Resources, Paper
1991-4, pp. 163-212.
Sillitoe, R.H. (1993): Epithermal Models: Genetic Types, Geometrical
Controls and Shallow Features; in Mineral Deposit Modeling, Kirkham, R.V.,
Sinclair, W.D., Thorpe, R.I., and duke, J.M., Editors, Geological Society of
Canada, Special Paper 40, pp. 403-417.
White, N.C., and Hedenquist, J.W. (1990): Epithermal Environments and
Styles of Mineralization; Variations and their Causes and Guidelines for
Exploration; in Epithermal Gold Mineralization of the Circum-Pacific;
Geology, Geochemistry, Origin and Exploration, II; Hedenquist, J.W., White,
Depósitos epitermales 15
N.C. and Siddeley, G., Editors, Journal of Geochemical Exploration, V. 36,
pp. 445-474.
1
PROCESOS SUPERGENOS
La alteración supergena es un proceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena
(hidrotermal) a las condiciones oxidantes cerca de la superficie terrestre (sobre el nivel de
las aguas subterráneas). La mayoría de las asociaciones de minerales sulfurados son
inestables en estas condiciones y se descomponen (meteorizan) para originar una nueva
mineralogía estable en condiciones de meteorización..
El proceso de alteración supergena de depósitos minerales hidrotermales involucra la
liberación de cationes metálicos y aniones sulfato mediante la oxidación de sulfuros
hipógenos (lixiviación). Los sulfatos de Cu y Ag así generados son solubles y son
transportados hacia abajo por aguas meteóricas percolantes. Los cationes descienden en
solución y pueden ser redepositados por reacción con iones carbonato, silicato, sulfato o
sulfuro. El Cu y Ag pueden formar minerales oxidados que permanecen en la zona
oxidada, pero también pueden ser precipitados debajo del nivel de aguas subterráneas por
los sulfuros hipógenos y formar sulfuros más ricos en Cu o Ag respectivamente, siendo
este proceso más eficiente para el Cu que para el Ag (enriquecimiento secundario).
La denudación (erosión) es un proceso geológico continuo en las áreas terrestres elevadas
por sobre el nivel del mar o por sobre el nivel de base local de erosión; esto implica que en
áreas cordilleranas los depósitos minerales de origen hidrotermal eventualmente serán
sometidos a las condiciones oxidantes cercanas a la superficie terrestre. Los yacimientos
epitermales que se forman cerca de la superficie y son fácilmente objeto de procesos
supergenos. Además, los sistemas de tipo pórfido (formados a niveles algo más profundos)
también son afectados por procesos supergenos al ser exhumados por la denudación.
Los procesos supergenos modifican significativamente la mineralogía de los cuerpos
mineralizados de origen hidrotermal y afectan su metalurgia extractiva. Además, pueden
producir importantes enriquecimientos secundarios ya sea de Cu, Ag o Au. La mayor
parte de los pórfidos cupríferos no son económicos a menos que hayan desarrollado
enriquecimiento secundario o supergeno. Sin embargo, los procesos supergenos también
pueden resultar en la dispersión de los elementos metálicos o su redepositación como
depósitos exóticos a cierta distancia del depósito hipógeno original.
Un perfil supergeno ideal puede ser modificado por sucesivos ciclos de alteración
supergena y por condiciones locales. En principio la zona de oxidación alcanza al nivel de
aguas subterráneas y su posición inferior ha sido controlada en muchos depósitos por las
posiciones del nivel de aguas subterráneas en el pasado. Consecuentemente, es función de
la evolución geomorfológica de una región.
En la zona oxidada los minerales sulfurados hipógenos son destruidos y la mineralogía,
estructura y composición química de las menas modificadas significativamente, lo que
obviamente tiene repercusión en la metalurgia extractiva de las menas de interés
económico.
En la porción inferior de la zona oxidada que subyace a rocas lixiviadas, se forman nuevos
minerales oxidados por reacción de cationes metálicos en solución con aniones tales como
2
carbonato (Ej. malaquita) y silicato (crisocola). En condiciones áridas y salinas como las
del Desierto de Atacama los cloruros juegan también un rol importante (Ej. formación de
atacamita).
El desarrollo de una zona de minerales oxidados depende directamente de la eficiencia del
proceso de lixiviación, es decir la remoción en solución de los constituyentes de una roca o
cuerpo mineralizado por la acción natural de aguas percolantes. En el caso que la
lixiviación haya sido muy eficiente (Ej. La Escondida, “super-leaching” con <100 ppm Cu
en las rocas lixiviadas) se formarán pocos minerales oxidados y por el contrario en los
casos donde la lixiviación no ha sido muy eficiente se puede originar un volumen
importante de minerales oxidados (Ej. El Abra). La eficiencia de la lixiviación depende de
varios factores, pero uno de los más relevantes es la capacidad de la mineralogía hipógena
de generar soluciones ácidas al reaccionar con los fluidos meteóricos percolantes y en este
sentido la presencia de pirita es fundamental puesto que la descomposición de la misma
genera ácido sulfúrico La capacidad de transporte descendente del Cu y Ag dependerán,
por otra parte, de la mineralogía de mena y ganga puesto que si existen minerales que
reaccionen y neutralicen la solución (Ej. calcita o feldespato potásico) precipitarán
minerales oxidados de Cu o Ag en la zona de oxidación, pero si por el contrario la
mineralogía no es reactiva la mayor parte del contenido metálico puede ser transportado por
debajo del nivel de aguas subterráneas donde precipitará como sulfuros supergenos de Cu o
Ag al reaccionar con los sulfuros hipógenos.
Bajo el nivel de aguas subterráneas el oxígeno está prácticamente ausente y allí los sulfatos
metálicos en solución reaccionan con los sulfuros hipógenos para formar sulfuros
supergenos. Por lo general, esta zona es de mayor ley que la zona hipógena y la oxidada en
3
depósitos de Cu y de Ag. El Au, en cambio, se enriquece en la zona oxidada, donde su
enriquecimiento es principalmente residual por la destrucción de los sulfuros asociados,
pero también por procesos químicos (complejos solubles) en presencia de aniones de Cl y
Br. El oro nativo es la única forma mineralógica que se presenta el oro supergeno y este
tiene menor tendencia a enriquecerse en zonas de sulfuros secundarios.
Los procesos supergenos han sido extremadamente importantes en la mayor parte de los
yacimientos del norte de Chile, pero los estudios detallados de estos procesos son más bien
escasos.
Los procesos supergenos se desarrollan en periodos discretos de tiempo. Los procesos de
oxidación, lixiviación y redepositación de minerales supergenos se inicia una vez que los
depósitos hidrotermales primarios son exhumados hasta la zona localizada por encima del
nivel de aguas subterráneas y finalizan una vez que se forma una nueva asociación
mineralógica en la zona oxidada estable en estas condiciones. Sin embargo, las variaciones
del nivel de aguas subterráneas y la subsecuente erosión pueden reactivarlos.
Las dataciones K-Ar en alunitas supergenas realizadas por Sillitoe y McKee (1996) indican
rangos de 0,4 a 6,2 Ma para el desarrollo de la actividad supergena en yacimientos del norte
de Chile. Sin embargo, el modelo teórico de Ague y Brimhall (1989) indica que en
condiciones ideales en un pórfido cuprífero típico la calcopirita pueden disolverse
completamente y la pirita destruida en un periodo de solo 12.000 años en la zona oxidada.
La diferencia entre la duración de los procesos supergenos derivada de datos
geocronológicos y del modelamiento teórico deriva probablemente del hecho que las
condiciones ideales del modelo teórico no existen en la naturaleza, pero también de las
sucesivas reactivaciones de procesos supergenos que han ocurrido en los depósitos del
norte chileno, además de las incertezas respecto al significado geológico de las edades
radiométricas de alunitas supergenas.
La exhumación es un prerequisito para el desarrollo de procesos de alteración y
enriquecimiento supergenos, por lo que estos procesos que son sensitivos a la evolución
fisiográfica o geomorfológica de una región.
Los factores que controlan el desarrollo de procesos supergenos son varios e incluyen:
-
Climáticos
Mineralogía hipógena (mena y ganga)
Composición de la roca de caja
Estructura (fracturamiento del depósito y rocas circundantes)
Porosidad
Posición del nivel de aguas subterráneas
Agentes orgánicos (H2S producido por bacterias)
Estos factores son interdependientes y varían de un depósito a otro.
El desarrollo y preservación de perfiles supergenos de Cu y Ag son favorecidos en
condiciones de clima semi-árido y bajas tasas de erosión.
4
En zonas de clima muy húmedo y/o altas tasas de erosión se dificulta el desarrollo de los
procesos de enriquecimiento secundario en depósitos de Cu o Ag; porque la circulación de
abundante agua percolante puede lixiviar los metales y transportarlos como sulfatos
solubles fuera del depósito, de modo que solo en condiciones excepcionales se desarrolla
enriquecimiento secundario de Cu o Ag en climas muy húmedos. Asimismo, altas tasas de
erosión pueden resultar en la exposición directa de sulfuros primarios en superficie, tal
como ocurre por ejemplo en los sectores afectados por las glaciaciones cuaternarias en el
sur de Chile, y consecuentemente no dar tiempo para el desarrollo de perfiles supergenos.
En el Norte Grande de Chile los procesos supergenos estuvieron activos entre los 34 y 14
Ma (Oligoceno a Mioceno Medio) de acuerdo a dataciones K-Ar de alunitas supergenas
(Sillitoe y McKee, 1996); en esa zona los procesos supergenos virtualmente cesaron a los
~14 Ma debido a un cambio climático desde las condiciones áridas o semi-áridas que
favorecieron su desarrollo al clima hiper-árido actual que impera desde el Mioceno Medio.
Este cambio climático prácticamente detuvo los procesos supergenos en el Norte Grande de
Chile, pero la concomitante disminución de las tasas de erosión contribuyó a la
preservación de los ricos niveles de enriquecimiento secundario de los depósitos (Alpers y
Brimhall, 1988).
La pirita (FeS2) es un mineral importante tanto arriba como debajo del nivel de aguas
subterráneas. Este mineral se meteoriza en la zona de oxidación a sulfato férrico (FeSO4) y
ácido sulfúrico (H2SO4) compuestos que se disuelven en las aguas percolantes en forma de
iones SO4-2, H+, Fe3+ y Fe2+; estos componentes funcionan como lixiviantes, produciendo la
disolución de metales en forma de sulfatos y su movilización o transporte descendente.
Debajo del nivel de aguas subterráneas la pirita actúa como huésped para la depositación de
menas, porque es relativamente soluble y aporta generosamente aniones S a los cationes
invasores de Cu o Ag.
Stokes (1907) demostró experimentalmente como la reacción entre iones de Cu y la pirita
puede ocurrir en el enriquecimiento supergeno. La ecuación de Stokes es:
5 FeS2 + 14 Cu+2 + 14 SO4-2 + 12 H2O → 7 Cu2S + 5 Fe+2 + 24 H+ + 17 SO4-2
pirita
Cu en solución
calcosina
como sulfato
El exceso de ácido se neutraliza bajo el nivel de aguas subterráneas y la calcosina (Cu2S)
permanece en la zona de enriquecimiento contribuyendo al incremento de las leyes de Cu
en esta zona.
La oxidación de la pirita involucra, en detalle, una serie de etapas que resultan el la
generación de “protominerales” tales como la schwertmannita y ferrohidrita, cuya
solubilidad es función de la producción de Fe3+ y Fe2+, del pH y de la actividad del SO4-2.
La combinación de sulfato como anión para formar complejos, iones de hidrógeno
(condiciones ácidas) y presencia de oxígeno atmosférico para aumentar y mantener las
condiciones oxidantes resulta en la rápida destrucción de sulfuros, óxidos y minerales
silicatados. La susceptibilidad relativa de los minerales sulfurados a la oxidación determina
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la secuencia de destrucción de sulfuros, la consecuente disponibilidad de metales para
transporte supergeno y la naturaleza de la zonación de minerales resultante.
Dado que la oxidación de la pirita es la principal fuente de soluciones ácidas responsables
de la destrucción mineral sulfurado durante la meteorización de una masa rocosa, los
mejores ejemplos de lixiviación y enriquecimiento supergeno se encuentran en depósitos de
Cu y Ag que contienen pirita en su mineralogía hipógena. Estos depósitos al oxidarse y ser
atacados por aguas meteóricas percolantes producen soluciones ricas en ácido sulfúrico
(H2SO4) y sulfatos solubles de Cu o de Ag. Al descender estas soluciones hacia el nivel de
aguas subterráneas el oxígeno gradualmente se gasta y la solución cesa de tener carácter
oxidante precipitando el contenido metálico. En contraste, la oxidación de sulfuros
distintos a los de Fe produce solo cantidades menores de soluciones ácidas y limita
significativamente el desarrollo de procesos supergenos de enriquecimiento, pudiendo
limitarse solamente a una oxidación in situ de los sulfuros para generar cuerpos de mineral
oxidado, pero sin una variación significativa de leyes de Cu o Ag.
Es difícil generalizar respecto a la movilidad de los distintos elementos metálicos durante la
oxidación, puesto que depende de las condiciones fisico-químicas de cada depósito y del
comportamiento de cada elemento en dichas condiciones, pero en general la movilidad es:
Zn>Cd=Hg>Ag>Cu≥Mo>Co≥Ni>Au>Pb>Sn≥W≥Bi
Ahora bien, los elementos metálicos tienen cierta afinidad específica con el azufre, que se
relaciona con la solubilidad de sus compuestos de sulfuro. Cualquier metal en solución que
tenga afinidad más fuerte con el azufre que otro metal precipitará como sulfuro a expensas
del sulfuro metálico más soluble bajo el nivel de aguas subterráneas.
La secuencia de estabilidad de sulfuros metálicos fue establecida por Schürman en 1888.
Es una secuencia determinada experimentalmente en condiciones de temperatura y presión
ambientales, de modo que en términos generales calza bien con el ambiente supergeno
natural. Los metales serán reemplazados de acuerdo a la Serie de Schürman de modo que
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cualquier metal de la serie reemplazará a otro que sea más inferior de la misma (Ej. el Cu
en solución reemplazará al Fe en la pirita o al Zn en la blenda). En general, mientras más
separados estén los metales en la Serie de Schürman, más completo será el reemplazo y
mayor la proporción de reacción.
Además, metales diferentes se reemplazan
selectivamente de acuerdo a sus posiciones relativas en la serie de Schürman (Ej. una
solución con Ag reaccionará más fácilmente con blenda que con calcosina o covelina).
Diagrama paragenético que muestra la sucesión general de destrucción de minerales
sulfurados por reemplazo por calcosina.
El Eh y pH de las aguas meteóricas cambia de un potencial oxidante y ambiente ácido sobre
el nivel de aguas subterráneas a un potencial reductor y ambiente básico debajo del nivel de
aguas subterráneas. En el ambiente reductor los sulfuros primarios generalmente son
estables, pero reaccionan de acuerdo a la Serie de Schürman con los metales disueltos
transportados desde la zona de oxidación. Consecuentemente, en yacimientos cupríferos la
precipitación de calcosina supergena bajo el nivel de aguas subterráneas ocurre por
destrucción y reemplazo de los sulfuros hipógenos originales y la sucesión general es la que
se presenta en el diagrama anterior. Consecuentemente, la posición del nivel de aguas
subterráneas es un factor determinante en el desarrollo de los procesos supergenos.
En cuanto a la composición de la roca de caja, las reacciones con los componentes alcalinos
de las rocas neutralizan o hacen más básicas las soluciones descendentes (Ej. la hidrólisis
de feldespato potásico o plagioclasas puede causar la precipitación del contenido metálico
en la zona de oxidación) y lo mismo puede ocurrir con ciertos componentes de la ganga.
Por ejemplo, si las rocas o menas contienen calcita (CaCO3) u otros carbonatos, las
soluciones oxidantes pueden neutralizarse completamente antes de alcanzar el nivel de
aguas subterráneas y originar una zona oxidada enriquecida con carbonatos de Cu
(malaquita, azurita). Por el contrario la lixiviación de la zona de oxidación será más intensa
en ausencia de minerales reactivos con los fluidos percolantes (Ej. rocas silicificadas o con
alteración cuarzo-sericita).
El tipo de sulfuros presentes también influencia las reacciones, por ejemplo la pirrotina
(Fe0.85-1S) reacciona dos órdenes de magnitud más rápido que la pirita (Fe2S), por lo tanto si
debajo del nivel de aguas subterráneas existe pirrotina la zona con calcosina supergena será
más delgada, pero de alta ley en comparación con una zona de mayor espesor, pero con
menor ley en el caso que solo exista pirita en la misma zona.
7
La estructura es muy importante porque las zonas de falla o fracturas proveen la
permeabilidad para la percolación de las aguas superficiales hasta niveles relativamente
profundos de los depósitos y frecuentemente las zonas de falla incluyen volúmenes de rocas
fracturadas, porosas, en las que es factible el desarrollo de los procesos supergenos, además
las estructuras pueden contener una mayor proporción de minerales sulfurados susceptibles
de ser descompuestos o modificados por los procesos supergenos.
La calcosina supergena generalmente es negra, blanda y pulverulenta (“sooty chalcocite”),
mientras que la calcosina hipógena es gris, masiva, cristalina y de aspecto metálico (“steely
chalcocite”). Sin embargo, esto es solo una generalización y no toda la calcosina supergena
es pulverulenta, puede ser también masiva y no diferenciarse de la calcosina hipógena.
El rol de las bacterias
Existen varios tipos de bacterias que son capaces de derivar energía de la utilización de los
minerales sulfurados (entre otras: Thiobacillus ferrooxidans, Leptospirillum ferrooxidans,
Thiobacillus thiooxidans, Thiobacillus organoparus y Thiobacillus acidophilus). La
actividad de estos microorganismos es importante en el proceso de oxidación natural de
cuerpos mineralizados y su existencia ha permitido el desarrollo de tecnología de
procesamiento metalúrgico de menas usando biolixiviación. Este tipo de procesos se han
aplicado a menas cupríferas mixtas (sulfuros con óxidos), las cuales al ser tratadas con los
procesos tradicionales de flotación o lixiviación ácida dan bajas recuperaciones de Cu.
También se ha aplicado biolixiviación para menas con oro refractario (generalmente
ocluido en pirita o arsenopirita) para oxidar los sulfuros y liberar el metal precioso.
La bacteria Thiobacillus ferroxidans ha sido uno de los microorganismos más estudiados,
para la oxidación de minerales y su aplicación en lixiviación. Estas bacterias obtienen
energía mediante la oxidación de compuestos de azufre reducido y el ion ferroso. Ellas
están presentes naturalmente casi siempre en cualquier lugar donde hay contacto entre
aguas oxigenadas con depósitos minerales sulfurados, tales como minas, desmontes y
relaves. Su acción biológica descompone los sulfuros, libera los metales y acidifica las
aguas. Las bacterias aceleran el proceso natural de oxidación de sulfuros metálicos durante
la meteorización y son responsables, en gran medida, del problema de drenaje ácido de
minas o de sus deshechos (Ej. desmontes o relaves con pirita). El drenaje ácido constituye
de un problema ambiental serio relacionado con la explotación minera; el mismo problema
ocurre cuando se remueven rocas con diseminación de sulfuros (Ej. lutitas piritosas) y se
exponen a la oxidación por cortes de caminos o se usan para rellenos o terraplenes.
Las reacciones de oxidación que utilizan las bacterias para descomponer pirita son:
4FeS2 + 14 O2 + 4 H2O = 4 FeSO4 + 4 H2SO4
pirita
4FeSO4 + O2 + 2H2SO4 = 2 Fe2(SO4)3 + 2 H2O
FeS2 + Fe2(SO4)3 = 3 FeSO4 + 2 Sº
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2Sº + 2H2O + 3 O2 = 2 H2SO4
Estas reacciones muestran la habilidad de la T. Ferroxidans de (1) oxidar directamente el
mineral, (2) oxidar los iones ferrosos producidos por la oxidación o por reducción química
del hierro ferroso y (3) oxidar el azufre producido por oxidación del ion férrico del mineral.
Para la arsenopirita las reacciones son:
4FeAsS + 13 O2 + 6 H2O = 4 H3AsO4 + 4 FeSO4
asenopirita
4FeAsS + 11 O2 + 2H2O = 4HasO2 + 4 FeSO4
HAsO2 + Fe2(SO4)3 + 2 H2O = H3AsO4 + 2 FeSO4 + H2SO4
2 FeAsS + Fe2(SO4)3 + 4 H2O + 6 O2 = 2H3AsO4 + 4 FeSO4 + H2 SO4
La oxidación de los minerales sulfurados que contienen oro en menas refractarias resulta en
la liberación del Au, el que subsecuentenmente puede recuperarse por métodos
convencionales como la recuperación con cianuro.
Las menas refractarias son aquellas cuyo oro no puede ser liberado satisfactoriamente por
reducción de tamaño del grano aún por molienda muy fina; generalmente se trata de menas
en que el oro está finamente diseminado dentro de sulfuros, siendo la pirita y la arsenopirita
los minerales más relevantes en este sentido. Un efecto similar ocurre en menas que
contienen materia carbonosa, puesto que en este caso aunque el oro esté libre la solución
con cianuro es absorbida por el material carbonoso.
Tradicionalmente las menas refractarias de este tipo han sido sometidas a tostación para
remover el As y descomponer los sulfuros permitiendo luego la cianuración convencional.
Sin embargo debido a los costos involucrados en este proceso, más recientemente se ha
puesto énfasis en el desarrollo de procesos hidrometalúrgicos tanto en sistemas químicos,
como biológicos.
El tratamiento de menas sulfuradas de cobre mediante lixiviación asistida por bacterias se
utilizó inicialmente en el yacimiento de Lo Aguirre (Cia. Minera Pudahuel) y actualmente
se utiliza en Quebrada Blanca y en Zaldivar.
Sin embargo, el rol de las bacterias no se limitaría a la oxidación de sulfuros, existen
bacterias que pueden cristalizar en sus superficies celulares una variedad de metales,
incluyendo Fe, Mn, Zn, Ca y Au. Consecuentemente, en ciertos depósitos de oro se ha
postulado que la concentración del metal preciosos ha sido producida por bacterias
(biomineralización); un ejemplo serían los placeres auríferos de Cerro Pelado en Brasil,
donde investigaciones realizadas por Placer Dome indican que las pepas de oro han crecido
por la acción bacteriana y no corresponden exclusivamente a una concentración aluvial.
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Procesos supergenos en depósitos de cobre del norte de Chile.
Depósitos estratoligados de cobre en rocas volcánicas jurásicas: En estos depósitos la
oxidación alcanza un máximo de 250 m de profundidad con atacamita, crisocola
subordinada, malaquita, sulfatos de cobre y rara cuprita o cobre nativo. La zona oxidada
pasa directamente en profundidad a la zona hipógena y no hay diferencia significativa de
leyes (no hay enriquecimiento secundario). Solo los yacimientos mayores como Mantos
Blancos y Susana de Michilla tienen zonas enriquecidas con minerales del grupo de la
calcosina (calcosina, djurleita, digenita) y covelina.
Los depósitos estratoligados hospedados por rocas volcánicas en Chile tienen una
mineralogía hipógena dominada por calcosina y bornita (sulfuros ricos en Cu), pero escasa
pirita hipógena, lo cual puede ser la explicación de la ausencia de enriquecimiento
secundario (la ausencia de pirita redunda en poca generación de ácido sulfúrico en la zona
de oxidación). Otra posible razón, es la presencia de abundante ganga de calcita, la cual
puede haber neutralizado las soluciones ácidas supergenas e impedido la lixiviación de
cationes metálicos de la zona oxidada. Consecuentemente solo se ha producido una
oxidación in situ de los sulfuros hipógenos sin originar significativo enriquecimiento
secundario.
En el yacimiento Mantos Blancos existen varios cuerpos de mena con mineralización
hipógena de bornita, digenita, calcopirita, covelina y especularita, con escasa pirita,
hospedados por andesitas a riolitas jurásicas albitizadas con cloritización subordinada,
desarrollo de hematita especular y reemplazo local por carbonatos. En la zona oxidada de
los cuerpos se presenta paratacamita y crisocola. Debido a que la albita y clorita estaban
disponibles para la hidrólisis y a la limitada cantidad de pirita disponible para la generación
de ácido, la asociación de óxidos en Mantos Blancos es característica de condiciones
cercanas a un ambiente de pH neutro y los óxidos de cobre representarían una movilidad
del metal solo local (decenas de metros; Chavez, 2000). La presencia de relictos de
especularita en menas oxidadas de Mantos Blancos indica que las soluciones ácidas capaces
de transportar el ion cúprico no reaccionaron totalmente con las rocas de caja, porque la
especularita habría sido destruida por la reacción.
Las vetas cupríferas de la Cordillera de la Costa del Norte Grande presentan perfiles
supergenos bien desarrollados: la zona oxidada se extiende hasta ∼200 m de profundidad e
incluye atacamita, crisocola, malaquita, sulfatos de Cu, cuprita y en menor medida Cu
nativo. Entre 200 y 340 m de profundidad existe una zona de sulfuros hipógenos (grupo de
la calcosina y covelina), la que da paso en profundidad a la zona primaria. Tanto la zona
oxidada, como la de cementación (sulfuros secundarios) de las vetas están enriquecidas 3 a
6 veces respecto a las leyes del mineral primario.
El enriquecimiento de la zona oxidada de las vetas es una desviación respecto al perfil
supergeno ideal (esta zona debería estar algo lixiviada). La explotación histórica de la zona
de oxidación de las vetas cupríferas se concentró en bolsonadas de alta ley de cobre
conteniendo mezclas de minerales oxidados de cobre de color café rojizo que los mineros
llaman “almagre”; Sillitoe (1969) determinó que estos derivan de la oxidación de calcosina
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masiva supergena, lo que indica que hay superposición de sucesivos ciclos de alteración
supergena explicando así la desviación del perfil supergeno ideal.
Pórfidos cupríferos paleocenos: Los depósitos más importantes de este tipo como Cerro
Colorado (en explotación) y Spence (en desarrollo) presentan perfiles supergenos bien
desarrollados. En Cerro Colorado existe una zona lixiviada estéril de 70 a 120 m de
profundidad, seguida hacia abajo por un nivel de 60 a 120 m de potencia de mineral
oxidado (crisocola, atacamita), luego por un nivel de enriquecimiento secundario
(calcosina) de 50 a 70 m de potencia (alcanzando localmente hasta 200 m) y finalmente
desde 180 a 310 m de profundidad por mineralización hipógena dominada por calcopirita.
En Spence existe una cubierta de gravas y de rocas lixiviadas con un espesor promedio de
70 m (las gravas cubren totalmente al depósito y su espesor varía entre 4 m en el sur hasta
130 m en el sector norte), en profundidad sigue una zona oxidada con 20 m de promedio de
potencia principalmente con atacamita (ley promedio 1,12% Cu), luego una zona de
sulfuros secundarios con espesor promedio de 60 m (principalmente calcosina; ley
promedio 0,96% Cu) y finalmente desde los 150 m hacia abajo mineralización hipógena
dominada por calcopirita (ley media 0,48% Cu).
En contraste otros pórfidos cupríferos del Paleoceno (Sierra Gorda, Lomas Bayas, Fortuna
del Cobre) presentan zona oxidadas de 140 a 250 m de profundidad en las que se presentan
atacamita, malaquita, cuprita, chalcantita y otras especies menores. La zona oxidada está
parcialmente lixiviada y con leyes bajas (0,1 a 0,4% Cu), aunque algunas bolsonadas de
minerales oxidados de Cu han sido explotadas. La zona oxidada pasa en profundidad a la
zona hipógena o a una zona mixta hipógena – oxidada. Cantidades menores de calcosina y
covelina dentro de las zona de oxidación sugieren que estos pórfidos del Cenozoico inferior
tuvieron el desarrollo de una zona de cementación, la cual fue subsecuentemente oxidada y
lixiviada por un descenso del nivel de aguas subterráneas.
Pórfidos cupríferos mayores del Eoceno Superior – Oligoceno: estos yacimientos
muestran perfiles supergenos bien desarrollados y varios de ellos incluyen un nivel
enriquecido con sulfuros supergenos (Chuquicamata, La Escondida, Quebrada Blanca, El
Salvador, Ujina). Estos depósitos gigantes usualmente incluyen una zona superior lixiviada
– oxidada que se extiende 100 a 200 m de profundidad (400 m en La Escondida y 350 m en
El Salvador); esta zona incluye atacamita, crisocola, brochantita, antlerita, chalcantita,
crohnquita, natrocalcita, bisbeita, cornuita, algo de cuprita y Cu nativo. Asimismo
compuestos amorfos denominados copper-pitch (silicato hidratado con Cu, Mn y Fe),
copper-wad (óxidos e hidróxidos de Mn con Cu) y neotocita (silicato hidratado con óxidos
de Mn, Fe y Cu diseminados). Localmente también hay turquesa (fosfato de Cu). La
ganga incluye sulfatos de Fe, Mg, Ca y Na (blodita, coquimbita, melanterita, jarosita,
fibroferrita, copiapita, mirarbirita, pisanita, romerita, yeso), halita y limonitas.
Los minerales oxidados (mena y ganga) ocurren en fracturas y diseminados reemplazando a
sulfuros primarios y a feldespatos preexistentes. Las leyes son variables, pero hay cuerpos
de mena oxidada de 1,00 – 1,65 % Cu separados por rocas lixiviadas casi estériles. Los
cuerpo oxidados mayores existieron en Chuquicamata (900 M ton; hoy agotadas) y El Abra
(180 M ton; actualmente en explotación). En La Escondida la lixiviación es muy intensa y
solo existen 68 M ton de menas oxidadas con 1,22% Cu.
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La amplia presencia de atacamita (Cu2Cl(OH)3) en la zona de oxidación de muchos
depósitos de cobre del Norte Grande de Chile probablemente refleja la interacción de
soluciones cupríferas con soluciones salinas en la zona de oxidación (en Chuquicamata
aparte de cloruro de cobre se ha documentado la presencia del yoduro de Cu marshita). Los
análisis de aguas subterráneas de Chuquicamata revelaron abundante sulfato disuelto con
nitrato y cloruro presentes en cantidades iguales y cantidades menores de sílice. Los
cloruros y nitratos son sales comunes en los depósitos salinos superficiales del Desierto de
Atacama.
La zona de sulfuros supergenos de estos pórfidos cupríferos incluyen calcosina, djurleuita,
digenita y covelina. Estos reemplazan a calcopirita, enargita, bornita primarias y se
presentan como pátinas sobre pirita. La zona de sulfuros supergenos está enriquecida 3 a 4
veces relativo a la mena primaria (“protore”) y en muchos casos ha determinado el valor
económico de estos depósitos cupríferos. La potencia de la zona enriquecida es variable
desde unos 20 m en Radomiro Tomic a más de 600 m en Chuquicamata.
Chuquicamata presenta uno de los perfiles supergenos mejor desarrollados; éste yacimiento
incluye dos tipos de menas hipógenas distintas mineralógicamente y consecuentemente el
desarrollo de oxidación supergena es también espacial y mineralógicamente distinto.
Existen rocas con alteración potásica (feldespato-K, biotita) en el lado oriental del
yacimiento, con calcopirita, bornita y digenita, y rocas con alteración fílica (cuarzo,
sericita) en el lado occidental con pirita, enargita, covelina. La porción superior de este
mega-yacimiento, con una profundidad máxima de 200 m en su parte SW, fue intensamente
lixiviada y los minerales sulfurados originales fueron reemplazados por óxidos de Fe,
principalmente hematita y limonitas. Aunque en Chuquicamata la mayor distribución de
oxidados de cobre coincide con los sectores donde domina la alteración potásica, dentro de
ella la meteorización ha producido limitada oxidación (30 a 80 m de espesor), con una
asociación de hematita > goethita, atacamita, y localmente turquesa – calcosiderita, típicas
de condiciones de pH cercanas a neutras. En contraste, en la zona con alteración fílica la
zona con óxidos de Cu alcanza hasta 230 m de potencia, con una asociación bien
desarrollada de pH bajo con natrojarosita, goethita, chalcantita, crohnquita y antlerita, pero
con ley más baja que la zona oxidada en rocas con alteración potásica. Sin embargo, la
profundidad del enriquecimiento supergeno está notablemente aumentada en las rocas con
alteración fílica alcanzando a 600 m en la porción occidental del yacimiento. Esta zona de
enriquecimiento bien desarrollada contiene calcosina, covelina y hacia abajo tiene un
contacto mal definido con la zona hipógena con pirita, calcopirita, enargita, covelina y
tenantita.
Debido a que la roca huésped con alteración fílica (cuarzo-sericítica) en Chuquicamata
tiene una capacidad mínima para neutralizar la acidez de soluciones generadas del protolito
con alto contenido de pirita esto produjo un pH muy bajo y una asociación estables de
óxidos dominados por sulfatos de cobre y hierro. Estas soluciones fueron capaces de
transportar cobre lejos de la superficie hasta que reaccionaron con azufre reducido,
produciendo un volumen excepcional de mineral enriquecido con calcosina y covelina.
Cabe señalar, que adicionalmente las rocas cuarzo-sericíticas coinciden espacialmente con
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importantes zonas de falla que facilitaron la percolación de las soluciones supergenas en
Chuquicamata.
En el margen sur de Chuquicamata también ocurrió el transporte lateral de soluciones
supergenas dando por resultado la generación del yacimiento exótico de Mina Sur
(Exótica), este se localiza dentro de un sistema de paleodrenaje que contiene cobre
transportado al menos 6 km del yacimiento hipógeno. Transporte supergeno lateral de
cobre del mismo orden ocurrió en los depósitos exóticos de Huiquintipa (al occidente de
Collahuasi) y en Damiana (al occidente de El Salvador).
El yacimiento El Abra es un ejemplo donde el enriquecimiento supergeno tuvo un
desarrollo muy limitado. Este gran pórfido cuprífero presenta un cuerpo de mena de óxidos
de cobre bien desarrollado de 200 m de potencia y controlado por fracturas, el cual deriva
esencialmente de la oxidación in situ de un protolito que tenía una asociación de
calcopirita, bornita y calcopirita, pobre en pirita, hospedada por rocas dioríticas a dacíticas.
La alteración potásica dominante de la roca de caja consiste en abundante biotita con
feldespato-K subordinado, la cual está atravesada por delgadas fajas de orientación NW de
rocas con alteración fílica. No existe una zona lixiviada importante en El Abra y la zona
con óxidos de cobre está expuesta en superficie, con crisocola, paramelaconita (Cu4O3),
tenorita y neotocita; esta asociación da paso en profundidad a brochantita y fosfatos de Cu,
tales como pseudomalaquita. Subyace la zona oxidada una zona mixta de escasos
centímetros hasta 60 m de potencia con cuprita, cobre nativo, brochantita, crisocola,
calcosina; ésta última no tiene leyes mayores que la zona de óxidos suprayacente o de
sulfuros hipógenos subyacentes, por lo que no se puede considerar una zona de
enriquecimiento.
Los óxidos de cobre en El Abra incluyen una asociación característica de ambientes de
meteorización de pH moderado, atribuible a que la pirita fue insuficiente para producir
soluciones supergenas de bajo pH. El cuerpo de mineral oxidado actualmente en
explotación en El Abra correspondería a la oxidación in situ de la asociación de sulfuros
hipógenos, con escaso transporte supergeno del cobre, probablemente solo unas decenas de
metros.
Yacimientos de plata
La química del Cu y Ag en el ambiente supergeno es aproximadamente similar, pero el Cu
forma compuestos insolubles con carbonato (malaquita, azurita) mientras que esto no
ocurre con la Ag. La plata se solubiliza como sulfato, pero en el caso que existan
elementos halógenos formará haluros insolubles sobre el nivel de aguas subterráneas
(cerargirita, yodargirita, bromargirita), minerales que son comunes en muchos depósitos
argentíferos del norte de Chile y producen un significativo enriquecimiento en la zona de
oxidación de los mismos.
El sulfuro supergeno más común es la acantita (AgS2; polimorfo de baja temperatura de la
argentita).
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Chañarcillo: ejemplo de procesos supergenos en yacimientos de plata chilenos.
El Distrito de Chañarcillo al sur de la ciudad de Copiapó incluye un sistema de vetas
mesotermales de 2 a 90 cm de potencia cuya mineralogía primaria incluye: pirita, blenda,
calcopirita, galena, arsenopirita, pearceita (Ag16As2S11), freibergita ((Cu,Ag)3SbS3),
proustita (Ag3AsS3), polibasita (Ag16Sb2S11) y pirargirita (Ag3SBS3), con ganga de
calcita, baritina, cuarzo y siderita.
En la zona oxidada las vetas fueron engrosadas hasta 9 m de potencia en forma irregular,
con el desarrollo de haluros de Ag que están zonados de acuerdo a sus solubilidades. La
cerargirita (AgCl) forma la zona superior, la embolita (Ag(Br,Cl)) la zona intermedia y la
yodargirita (AgI) la zona inferior. También hay bromirita (AgBr) y yodembolita
(Ag(Cl,Br,I)) en la zona de oxidación. La ley de la zona de oxidación es 25 a 80% más rica
que la zona hipógena de las vetas.
En la zona de sulfuros supergenos la geometría de las vetas no cambió significativamente,
pero ellos fueron enriquecidos en Ag a expensas del Fe, Sb, As, y S en una extensión
vertical de 40 a 150 m. Los minerales supergenos incluyen estefanita (Ag5SbS4), acantita
(AgS), discrasita (Ag3Sb), Ag nativa, stromeyerita (AgCuS) y cantidades menores de
pearceita y polibasita. Las leyes de la zona de sulfuros supergenos también están
incrementadas de 25 a 80% respecto a la zona primaria.
En el Distrito de Chañarcillo se explotó muy poco mineral primario, aunque hay vetas
primarias que contienen de 1800 a 4600 g/t Ag, su profundidad, poca potencia y
considerable presencia de agua subterránea (hoy las antiguas minas están inundadas) no las
hicieron atractivas para su beneficio. La explotación histórica se concentró en el mineral
oxidado y sulfurado supergeno con mayores leyes y más cercanos a la superficie. Esto
mismo ocurrió en la mayoría de los distritos argentíferos del norte de Chile.
Procesos supergenos en yacimientos de oro
En contraste con el Cu o Ag los depósitos de oro tienen una tendencia menor a enriquecerse
en la zona de sulfuros supergenos. Por el contrario los yacimientos auríferos sujetos a
oxidación pueden ser enriquecidos cerca de la superficie por:
Procesos químicos que involucran la migración del oro
Remoción de sulfuros y ganga soluble con el oro permaneciendo en su sitio
La movilidad, migración, concentración o dispersión del oro está influenciada por:
Tipo de depósito
Naturaleza de la ganga
la ganga y sulfuros controlan la
Tipos de sulfuros
naturaleza, solubilidad y precipitados
Minerales auríferos primarios
de las agua oxidantes
Tipo de roca de caja (mineralogía)
Grado de fracturamiento del depósito y rocas circundantes
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Clima
Nivel del agua
Agentes orgánicos; el oro es soluble en ciertos compuestos orgánicos o puede ser
incorporado en complejos iónicos por productos orgánicos. Ej. H2S producido por
bacterias puede originar (AuS)Los minerales hipógenos de oro son Au nativo, aurostibnita, fischerita y varios telururos de
Au. La pirita, arsenopirita y pirrotina también pueden incluirse debido a que aportan una
gran proporción de Au en muchos distritos.
Existe un solo mineral supergeno de oro y que es el Au nativo. Este se presenta en pepitas,
barritas irregulares, laminillas, dendritas, alambres, ramitas, agregados, pelos, filamentos,
filigramas, láminas y metal finamente dividido llamado pintura o mostaza de oro. El oro se
presenta en partículas individuales junto con productos de oxidación tales como calcita,
yeso, azufre, caolinita y ópalo. Mucho oro microscópico o submicroscópico se presenta en
agregados tales como limonitas y wad.
El oro nativo es relativamente inerte y en muchos depósitos, especialmente de sulfuros y
sulfosales, el mineral pasa a las zonas oxidadas esencialmente en la misma condición en
que está en la mena primaria, pero en ciertas condiciones puede disolverse (formando
complejos iónicos) y migrar.
El destino del oro durante los procesos de oxidación es afectado en forma importante por la
naturaleza y tamaño de las partículas de oro en el depósito primario. La solubilidad del oro
es mucho mayor cuando se libera en forma iónica de las redes cristalinas de pirita,
arsenopirita, etc. o cuando el oro es liberado en forma submicroscópica (coloidal) de esos
minerales huéspedes. Mucho de este oro coloidal o iónico puede migrar, ya sea en solución
como complejo iónico o en suspensión como coloide.
Si el oro está presente en partículas de >100 µm de diámetro su solubilidad es notablemente
más restringida y solo migra en forma física como laminillas, fragmentos metálicos o
pepitas. El oro grueso también restringe la movilidad del oro iónico, ya que provee núcleos
de precipitación para el oro disuelto.
La oxidación de teluros puede dar origen a oro soluble o plata u oro muy fino conteniendo
algo de plata. La pirita aurífera, arsenopirita o pirrotina originan varios compuestos de
arsénico, oro e iones solubles; también pueden originar oro esponjoso o mostaza.
Mucho del oro liberado por oxidación de sulfuros es incorporado en minerales y
compuestos amorfos que cementan los gossans, donde el oro está íntimamente mezclado
con limonita, wad (óxidos de Mn) y otros agregados. Parte del oro se encuentra en eluvios
y finalmente (si es grueso) en placeres aluviales. El oro muy fino (harina de oro; Ej.
oxidación de teluros) puede tener gran movilidad en drenajes superficiales y ser
transportado a gran distancia.
Si la zona de oxidación es esponjosa y suelta, mucho oro fino puede moverse físicamente
hacia abajo por gravedad o movido por aguas percolantes.
15
La precipitación del oro en ambiente supergeno puede ocurrir por:
Precipitación por ion ferroso; Fe2+ + Au+ ↔ Auº + Fe3+
Precipitación por ion manganoso 2Au+ + Mn2+ + 4OH- → 2Auº + MnO2 + 2H2O
Aumento o diminución del pH destruye los complejos sulfurados
Adsorción y/o coprecipitación con gels de limonita.
Enriquecimiento supergeno de oro en yacimientos chilenos
En mucha vetas auríferas del norte de Chile se presenta una zona de oxidación que se
extiende de 50 a 100 m de profundidad con leyes >20 g/t Au. Prácticamente toda la
explotación histórica de depósitos vetiformes de oro se ha restringido a la zona de
alteración supergena, puesto que las leyes primarias de oro normalmente están en el rango
de 0,5 – 2,0 g/t Au y su potencia es menor en la zona primaria. El oro en las zona oxidadas
está frecuentemente asociado con oxicloruros, limonitas y hematita y no se restringe a las
vetas originales, sino que se extiende en las rocas de caja fracturadas adyacentes. Ej. en El
Guanaco las vetas epitermales de 0,5 a 3,0 m de potencia han producido menas oxidadas
con 40 – 50 g/t Au, pero los halos silicificados en torno a las vetas alcanzan hasta 30 m de
ancho con leyes de 0,5 a 7,0 g/t Au.
En Sierra Gorda vetas de fisura (0,1 – 1,0 m de potencia) tienen 20 g/t Au, pero las rocas
hasta 5 m de las fisuras contienen oro formando cuerpos mineralizados de 10 m de potencia
con 8 g/t Au y 1500 g/t Ag dentro de los 40 m superiores de las vetas. En Sierra Gorda no
existe un nivel de sulfuros supergenos enriquecidos y tampoco en San Cristóbal (solo existe
una zona mixta de óxidos y sulfuros primarios). En El Guanaco sí existe una zona de
sulfuros supergenos (calcosina, covelina) de 70 a 120 m de profundidad, la cual fue
explotada por sus altas leyes de Cu (3-4% Cu), más que por el Au que varía de 0,5 a 5 g/t
Au en esta zona. Los sulfuros hipógenos de El Guanaco son pirita aurífera, enargita,
luzonita y calcopirita con <2,0 g/t Au.
El estudio del enriquecimiento supergeno de oro en Sierra Gorda (Pohl, 1985-86) indica
que éste aumentó las leyes de oro (2 a 10 veces) y la potencia de los cuerpos mineralizados
(10 a 30 veces) desde cerca de la superficie y hasta 40-80 m de profundidad. La asociación
del Au con atacamita sugiere la participación de complejos clorurados de Au, pero también
de Br; existe clorargirita y bromargirita en vetas con Ag.
En yacimientos epitermales del Mioceno de las franjas de Maricunga y El Indio, los
procesos supergenos tienen menos relevancia y en los depósitos explotados se ha
beneficiado principalmente menas primarias con altas leyes de oro.
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Regolitos en climas húmedos cálidos o tropicales
En condiciones de clima húmedo cálido o tropical la meteorización química normalmente
es intensa y profunda originando regolitos por descomposición del sustrato rocoso y la
formación residual de lateritas en niveles superficiales. El regolito corresponde
esencialmente a rocas argilizadas (saprolito y pedolito) por la meteorización y las lateritas
son esencialmente óxidos de Fe y/o Al residuales prácticamente sin bases o silicatos
primarios. El desarrollo de regolitos puede originar depósitos de interés económico debido
a que ciertos materiales quedan atrás durante el proceso de descomposición y lixiviación de
las rocas que corresponde a los depósitos residuales como las lateritas ricas en aluminio
(bauxitas).y lateritas de níquel o cobalto (también existen lateritas de hierro, pero carecen
de importancia económica).
Regolitos con oro: Durante la lateritización en climas húmedos cálidos o tropicales la
oxidación en el frente de meteorización debajo del nivel de aguas subterráneas produce
condiciones neutras a ácidas. Esto destruye sulfuros o teluros hipógenos y su
descomposición libera el oro, pero éste último permanece esencialmente inmóvil debido a
la ausencia de ligantes para formar complejos solubles. Se produce dispersión lateral hacia
el techo del perfil laterítico, particularmente en el horizonte ferruginoso y moteado de las
lateritas. Esto puede deberse, en parte, a concentración residual y lavado superficial
durante la denudación (dispersión física) y, en parte, a la movilidad ya sea en solución o en
finas partículas (coloides), pero en los saprolitos el oro supergeno es esencialmente
inmóvil. El oro puede provenir de distintos depósitos hipógenos de sulfuros que se
descomponen durante el desarrollo de regolitos, pero el metal precioso queda como residuo
de interés económico en estos últimos y su contenido se enriquece debido a la disolución y
transporte de los materiales constituyentes de los sulfuros.
Los saprolitos pueden alcanzar a decenas de metros de potencia, de modo que en sectores
tropicales se originan cuerpos auríferos residuales supergenos que pueden tener gran
relevancia económica. El saprolito es un material superficial blando que es explotable por
rajo abierto, no requiere de gastos en molienda y el oro contenido está libre facilitando la
metalurgia. Consecuentemente los saprolitos pueden explotarse económicamente incluso
con leyes muy bajas de Au. Ej. Mina Omai en Guyana con ley de corte 0,4 g/t Au en
saprolito.
Los regolitos son resultado de procesos de meteorización superficial, consecuentemente en
su mayor parte son recientes. Sin embargo, en Australia existe mineralización aurífera
contenida en regolitos formados durante el Cretácico a Mioceno Medio en zonas que en la
actualidad son áridas o semi-áridas, de modo que los saprolitos y eventuales
mineralizaciones contenidas en ellos no son exclusivos de zonas con climas cálidos
húmedos actuales, sino que en forma extraordinaria pueden existir regolitos fósiles como
resultado de condiciones paleoclimáticas de una región.
Lateritas: Las lateritas están constituidas por óxidos residuales y contrastan con los suelos
arcillosos silicatados de las zonas de clima templado. Para que se formen depósitos
importantes se requiere que la meteorización química sea intensa, lo cual ocurre en zonas
planas con clima tropical y altas tasas de precipitaciones. En estas regiones las rocas se
17
descomponen a suelos en los que todos los materiales susceptibles de solubilizarse son
disueltos y transportados por las aguas meteóricas, restando superficialmente solo
hidróxidos de Fe y Al los que se conocen como lateritas.
Las lateritas de Fe no tienen valor económico, pero las lateritas que están formadas casi por
puros hidróxidos de Al se denominan bauxitas y constituyen la principal mena de
aluminio. Cabe señalar que el aluminio es un elemento mayor de las rocas de la corteza
terrestre, la que contiene en promedio 15,8 % en peso de Al2O3, pero los fuertes enlaces del
Al dentro de la estructura atómica de los minerales silicatados hace muy difícil y no
económico extraerlo de estos minerales.
Por otra parte, en las zonas tropicales las rocas ricas en Al y relativamente pobres en otros
materiales como las sienitas o sienitas nefelínicas u otras rocas se descomponen a boehmita
(AlO(OH)), gibbsita (Al(OH)3), diásporo (AlO(OH)) y otros óxidos hidratados de Al; estos
minerales constituyen las bauxitas, las cuales son susceptibles de ser fundidas y el Al
metálico puede recuperarse mediante electrólisis.
La explotación mundial de bauxitas alcanzó a 97,2 millones de toneladas en 1994, la mayor
parte para producir aluminio metálico, pero 4-5 Mt se usan en la industria de materiales
refractarios, abrasivos, químicos con alúmina y la industria del cemento.
Para ser económicas las bauxitas es crítico el contenido de sílice porque es muy difícil de
separar; por otra parte para materiales refractarios el contenido de Fe debe ser bajo porque
el Fe baja el punto de fusión de dichos materiales. En los cementos de alta alúmina, la
bauxita reemplaza a las arcillas o puzolana en el cemento Portland y se mezcla con calizas.
Este cemento especial resiste la corrosión por agua marina o aguas sulfatadas.
Cabe mencionar, que desde hace años existe el proyecto Alumisa que intenta instalar una
planta de procesamiento de aluminio en la Región de Aysén en la porción austral de Chile.
El proyecto de Noranda involucraría la construcción de tres centrales hidroeléctricas y una
planta de procesamiento de aluminio. El propósito de dicho proyecto no es explotar
bauxitas inexistentes en Chile, sino que aprovechar el gran potencial hidroeléctrico de la XI
Región para procesar bauxitas importadas, aprovechando eventual energía eléctrica barata,
la cual es imprescindible para la recuperación del aluminio.
La mayoría de los depósitos de bauxitas son del Cenozoico, debido a que son depósitos
superficiales de metros a decenas de metros de potencia, lo que los hace muy vulnerables a
la erosión. Sin embargo, existen ejemplos de depósitos del Paleozoico en la Federación
Rusa (resultado de paleoclimas). Los productores principales de bauxitas son (producción
de 1994): Australia (42,2 Mt), Jamaica (11,6 Mt), Brasil (8,7 Mt), China (6,5 Mt), India
(4,8 Mt), Venezuela (4,8 Mt) y Surinam (3,8 Mt).
Lateritas de níquel: La primera y mayor explotación de Ni del mundo provino de lateritas
niquelíferas de Nueva Caledonia (isla del Pacífico Sur al NE de Australia y NW de Nueva
Zelanda) donde comenzó a explotarse en 1876 y donde existen aproximadamente 64 Mt de
níquel susceptibles de explotación económica, de los cuales un 70% se encuentra en
18
depósitos lateríticos. Cabe señalar, que actualmente el Distrito de Sudbury en Canadá, con
depósitos ortomagmáticos de Ni-Cu ha desplazado a Nueva Caledonia como el mayor
productor mundial de Ni, pero las lateritas niquelíferas siguen siendo relevantes como
fuente de este metal.
Las lateritas niquelíferas resultan de la intensa meteorización de rocas ricas, a nivel de
trazas, en Ni, particularmente rocas ultramáficas (complejos de ofiolitas), como las
peridotitas, dunitas y peridotitas serpentinizadas1. En Nueva Caledonia gran parte de la isla
está formada por intrusivos ultramáficas (dunita, saxonita y rocas asociadas), muchas de las
cuales están total o parcialmente serpentinizadas. Estas rocas contienen 0,25% de Ni y los
depósitos residuales de níquel resultan de la lateritización durante la cual el Ni pasa
temporalmente a solución, pero rápidamente es re-precipitado ya sea en óxidos de Fe
(goethita rica en Ni) dentro de la laterita o como garnierita (Ni,Mg)3SiO5(OH)4 y otros
silicatos niquelíferos en la roca meteorizada debajo de la laterita. Esto resulta en que la
laterita contiene 0,5-2% Ni en óxidos de Fe y el saprolito subyacente típicamente contiene
2-4% Ni en silicatos hidratados.
El cobalto también puede concentrarse en lateritas niquelíferas, pero en general este se fija
en wad (óxidos e hidróxidos de Mn). Los depósitos potencialmente económicos tienen 1 a
3% de Ni + Co y tonelajes de 10 a 100 Mt.
1
Las serpentinas son minerales secundarios de color verde moteado derivados de la alteración de minerales
silicatados ricos en magnesio (especialmente olivino) los que tiene la fórmula (Mg,Fe)3Si2O5(OH)4.
19
20
Lecturas recomendadas
Ague, J.J. and Brimhall, G.H., 1989. Geochemical Modeling of Steady State Fluid low and
Chemical Reaction during Supergene Enrichment of Porphyry Copper Deposits.
Economic Geology, V. 84, pp. 506-528.
Alpers, Ch.N. and Brimhall, G.H., 1988. Middle Miocene climatic change in the Atacama
Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida.
Geological Society of America Bulletin, V. 100, pp. 1640-1656.
Anderson, J.A., 1982. Characteristics of Leached Capping and Techniques of Appraisal.
In: Titley (Editor) Advances in Geology of the Porphyry Copper Deposits.
University of Arizona Press, pp. 275-295.
Boric, R., Díaz, F y Maksaev, V., 1990. Geología y Yacimientos Metalíferos de la Región
de Antofagasta, Boletín 40, SERNAGEOMIN, capítulo Procesos Supergenos, pp.
95-96.
Boyle, R.W., 1979. Chapter IV. Oxidation and secondary enrichment of gold deposits.
Geological Survey of Canada, Bulletin 280, pp. 431-435.
Chavez, W.X., 2000. Supergene Oxidation of Copper Deposits: Zoning and Distribution
of Copper Minerals. SEG Newsletter, Number 41, April 2000.
Flores, R., 1985. Control del enriquecimiento supergeno en el yacimiento Chuquicamata,
Chile. Actas del IV Congreso Geológico Chileno, pp. 3-228 – 3-249.
Münchmeyer, C., 1996. Exotic Deposits – Products of Lateral Migration of Supergene
Solutions from Porphyry Copper Deposits. In: Camus et al. (Editors) Andean
Copper deposits: New Discoveries, Mineralization Styles and Metallogeny, Society
of Economic Geologists, Special Publication Number 5, pp. 43-58.
Sillitoe, R.H. and McKee, E.H., 1996. Age of Supergene Oxidation and Enrichment in the
Chilean Porphyry Copper Province. Economic Geology, V. 91, pp. 164-179.
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
1
YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE Cu (Ag) CHILENOS
Los yacimientos estratoligados de cobre, con plata subordinada, hospedados en rocas
volcánicas han sido tradicionalmente la segunda fuente de cobre producido en Chile. Sin
embargo, el hallazgo a mediados de los 80 de grandes yacimientos de óxidos de hierro CuAu (Candelaria, Manto Verde) los ha desplazado en importancia económica a un tercer
lugar. En los depósitos estratoligados las primeras explotaciones se desarrollaron cuerpos
estratiformes (mantos) y, por lo mismo, tradicionalmente este tipo de depósitos se han
conocido como "mantos chilenos" (“Chilean manto-type”), pero es más correcto
denominarlos estratoligados ya que incluyen cuerpos irregulares, chimeneas de brecha y
vetas subordinadas discordantes con los estratos volcánicos huéspedes.
Existen dos fajas de depósitos estratoligados de cobre en Chile:
-
Faja del Jurásico de la Cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta.
Faja del Cretácico Inferior de la porción central de Chile entre la III Región y la
Región Metropolitana.
Estos depósitos se hospedan en rocas volcánicas del Jurásico y Cretácico Inferior y, en
menor medida, en rocas piroclásticas o rocas sedimentarias con aporte volcánico del
Cretácico Inferior (Maksaev y Zentilli, 2002).
El volumen a nivel de yacimientos individuales es muy variable, siendo el de mayor
tamaño Mantos Blancos, ubicado a 40 km al NE de Antofagasta, donde las rocas
mineralizadas se extienden por 2.400 m de largo, 450 – 900 m de ancho y 100 – 200 m de
potencia. Entre los años 1960 y 1995 se habían explotado 120 Mt de mineral en Mantos
Blancos produciendo 1,643,715 toneladas de cobre; las reservas remanentes en 1995
alcanzaban a 43 Mt de mineral oxidado con 0.86% Cu y 62 Mt de mineral sulfurado con
1.18% Cu y 12 g/t Ag (Pizarro, 1996).
El resto de los depósitos jurásicos son
considerablemente más pequeños, pero la reservas y producción pueden alcanzar a varios
millones de toneladas de mineral con 1 a 3.8% Cu y 8 a 25 g/t Ag. Los yacimientos más
relevantes se encuentran en el Distrito de Michilla (minas Susana, Juarez, etc.) y el
yacimiento de Santo Domingo. Otros ejemplos son Buena Esperanza, Mantos de la Luna y
Mantos del Pacífico.
El yacimiento estratoligado de mayor tamaño hospedado por rocas volcánicas del Cretácico
Inferior es El Soldado en Chile central (Boric et al., 2002), cuya producción y reservas
superan 130 Mt con 1.5% Cu (las reservas remanentes en 1994 eran de 53 Mt con 1,82%
Cu).
El siguiente en tamaño es Lo Aguirre (actualmente agotado) que se ubica
inmediatamente al oeste de Santiago, donde se han explotado 11.1 Mt con 2.14% Cu. Otro
grupo de depósitos más pequeños ocurren en rocas volcano-clásticas del Cretácico Inferior
en Chile central. Ejemplos típicos son: Talcuna (Boric, 1985), Guayacán (Ruiz et al., 1971)
y Cerro Negro (Elgueta et al., 1990). En Cerro Negro se han explotado 6 Mt de mineral
con 1-3% Cu y 31 g/t Ag, mientras el tonelaje promedio de otros depósitos es de
aproximadamente 2 Mt con 1.7% Cu y 25 g/t Ag (Camus, 1990).
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
2
En la faja de la Cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta los depósitos se
hospedan en rocas volcánicas de la Formación La Negra del Jurásico. Esta es una unidad
cuyo espesor se estima al menos entre 3.800 a 5.000 m (fue originalmente definida por
García 1967, como una unidad volcánica de 10.000 m de espesor) y está constituida
principalmente por basaltos y andesitas, con una proporción menor de dacitas.
La
petroquímica indica un dominante carácter calco-alcalino, con basaltos toleíticos en la
porción basal y lavas alcalinas en la parte superior. Esta potente secuencia volcánica
jurásica ha sido interpretada de distintas maneras por distintos autores: como arco de islas
(Palacios, 1982), arco magmático continental (Rogers, 1985), cuenca marginal ensiálica
(Buchelt y Zeil, 1986). Todas los autores coinciden que corresponde a un volcanismo
suprasubducción y las interpretaciones más recientes apuntan a un arco magmático
desarrollado en un marco tectónico extensional y transtensional (Dallmeyer et al., 1996).
Las rocas volcánicas jurásicas están afectadas por un metamorfismo / alteración regional de
bajo a muy bajo grado que se caracteriza por la presencia de minerales secundarios tales
como: prehnita, pumpellita, epidota, clorita, calcita, cuarzo, albita.
En general estos
minerales secundarios se concentran en las porciones vesiculares y brechosas de las rocas
volcánicas y la textura original de las mismas está preservada (Boric et al., 1990).
Los depósitos cupríferos principales de la faja Jurásica son: Mantos Blancos, Buena
Esperanza, Susana (Distrito de Michilla), Juarez, Mantos del Pacífico, Mantos de la Luna y
Santo Domingo. La mayoría de ellos están alojados en coladas de lavas y brechas
volcánicas basálticas y andesíticas, pero el mayor de ellos Mantos Blancos incluye,
también, lavas, tobas y brechas dacíticas y riolíticas. Además, la mayor parte de los
depósitos cupríferos se localiza alrededor de cuerpos intrusivos subvolcánicos que incluyen
gabros, dioritas, andesitas (ocoitas) que constituyen diques, filones-mantos y stocks. Estos
cuerpos intrusivos han sido interpretados como alimentadores del volcanismo Jurásico
(Palacios y Definis, 1981). En general estos intrusivos no tienen mineralización económica
y en algunos de los depósitos existen intrusivos cortando cuerpos mineralizados (Buena
Esperanza, Susana, Santo Domingo).
Sin embargo, también existen filones-mantos
dacíticos y andesíticos mineralizados en Mantos Blancos y en Santo Domingo y en un
depósito (Rencoret) la mineralización se presenta en filones-mantos dacíticos y andesíticos
y se extiende a areniscas y calizas del Jurásico Inferior que intruyen los filones.
Los cuerpos mineralizados en general son compuestos incluyendo cuerpos irregulares,
tabulares, estratiformes (mantos), lentes y chimeneas de brechas. Son concordantes o
discordantes con la estratificación existiendo morfologías simples o compuestas
(estratiforme – chimenea de brecha, estratiforme – irregular, etc.)
En Mantos Blancos la mineralización se presenta en cinco cuerpos de mena lenticulares que
en conjunto forman un cuerpo irregular tabular, levemente discordante con la
estratificación. En las minas Buena Esperanza y Susana se presenta una chimenea de
brecha central subvertical y una serie de mantos concordantes con la estratificación,
localizados en los niveles más porosos/permeables de la pila volcánica (porciones
amigdaloidales y brechosas de las coladas) que están dispuestos en torno al cuerpo de
brecha. En Santo Domingo y Mantos de la Luna existen cuerpos irregulares y mantos tanto
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
concordantes, como discordantes con la estratificación.
existen vetas subordinadas.
3
En la mayoría de los depósitos
La mineralización hipógena se caracteriza por la presencia de calcosina y bornita con
cantidades menores de calcopirita, covelina y digenita; aunque no se describen minerales
específicos de plata, los yacimientos típicamente presentan contenidos subordinados de este
metal. La ganga incluye cuarzo, hematita, pirita, clorita y calcita. La mineralización es
típicamente de sulfuros ricos en Cu, sugiriendo una baja actividad de azufre en los
fluidos mineralizadores.
En Mantos Blancos y Santo Domingo se ha establecido que los cuerpos de mena hipógena
poseen una zonación lateral con un núcleo rico en Cu con mineralización de calcosina,
bornita y/o digenita rodeado por una zona de bornita, calcopirita o calcopirita
exclusivamente y un halo externo (no comercial) de calcopirita, pirita o pirita sola. Además
existe una alteración hidrotermal débil a moderada caracterizada por: albita, clorita,
hematita, cuarzo, sericita, calcita, epidota, esfeno, escapolita y anatasa. La alteración no
destruye la textura original de las rocas y las volcanitas que hospedan la mineralización
tampoco muestran macroscópicamente un aspecto particularmente diferente al de las rocas
volcánicas a escala regional. La alteración es especialmente intensa en Mantos Blancos
donde se ha documentado metasomatismo con aporte de Na, Fe y Mg (Chavez, 1985).
En general los depósitos estratoligados de cobre del norte de Chile presenta una zona
superior de óxidos de cobre supergenos y una inferior de sulfuros hipógenos.
La
importancia relativa de ambas zonas es variable de un depósito a otro.
Existiendo
yacimientos constituidos exclusivamente por óxidos (Mantos de la Luna, Juarez) y otros
solo de sulfuros hipógenos (Buena Esperanza).
El límite entre la zona de óxidos
supergenos y de sulfuros hipógenos es gradual y en algunas minas hay una zona mixta
donde coexisten ambos tipos de minerales (Susana, Santo Domingo).
La mayoría no
presenta zonas de enriquecimiento de sulfuros supergenos, los que solo se han reconocido
en algunos cuerpos de mena de Mantos Blancos. La escasa pirita en las menas puede ser la
razón de la ausencia de una zona de cementación bien desarrollada (ver apuntes de procesos
supergenos).
Los estudios paragenéticos en estos yacimientos muestran que la secuencia de depositación
de sulfuros hipógenos es la siguiente:
Pirita – calcopirita – bornita → calcosina – covelina – digenita
La secuencia de depositación implica un progresivo aumento de la proporción de cobre en
los sulfuros e implica un descenso de la actividad del azufre en los fluidos mineralizadores
en el tiempo. Los sucesivos reemplazos de sulfuros ricos en Fe (pirita – calcopirita) por
otros ricos en Cu (bornita, calcosina, covelina, digenita) produjeron la consecuente
liberación de Fe y habrían permitido la formación de abundante hematita presente en ellos.
Las menas hipógenas se presentan en la matriz de brechas, relleno de fracturas, relleno de
vesículas de lavas y como una fina diseminación dentro de niveles de lavas, concentrandose
en los sectores más porosos de las volcanitas (porosidad primaria) o en cuerpos de brechas
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
4
hidrotermales (porosidad secundaria). Las brechas son soportadas por fragmentos y en
parte por matriz e incluyen fragmentos de rocas volcánicas angulosos a subredondeados, de
tamaño variable desde milímetros a 2 m de diámetro, dominando los fragmentos
centimétricos, con matriz andesítica fina con evidencias de fluidización, cementada por
sulfuros de Cu y Fe. En Susana (Distrito Michilla) la chimenea de brecha tiene 120 a 150
m de diámetro y >350 m de extensión vertical. Soto y Dreyer (1985) sugieren un origen
volcánico del cuerpo de brecha, pero sus características son más consistentes con las de
brechas magmático–hidrotermales que se generan por una liberación explosiva de fluidos
hidrotermales y posterior colapso gravitacional. Esto último es apoyado por las secciones
del yacimiento Buena Esperanza que muestran un cuerpo de brecha ciego, que no alcanza
la superficie típico de chimeneas de brecha hidrotermales, aunque, es posible que coexistan
distintos tipos de brechas en los diferentes depósitos.
La asociación de minerales hipógenos de mena y ganga indica que la formación de los
depósitos ocurrió a temperaturas relativamente bajas. Inclusiones fluidas en calcita y
cuarzo de menas Buena Esperanza han dado temperaturas de homogenización entre 65º 195ºC y presiones del orden de 285-315 bares (profundidad de unos 1000 m en condiciones
de presión litostática o 2500 m con presión hidrostática). Palacios (1990) reportó la
presencia de inclusiones fluidas hipersalinas en cuarzo del intrusivo gabroico de Buena
Esperanza con temperaturas de homogenización entre 440º y 500ºC, sugiriendo que este
cuerpo fue la fuente del calor y fluidos mineralizadores cuya temperatura decrece hacia
fuera. Los isótopos de azufre de las menas indican un rango restringido de δ34 S entre –0,1
y –2,1 sugiriendo una derivación magmática de este elemento.
El origen de los depósitos estratoligados de cobre chilenos ha sido tema de una larga
controversia. Los primeros depósitos explotados fueron estratiformes y Ruiz et al. (1965,
1971) sugirieron un origen singenético para ellos, planteando que los sulfuros de cobre
habrían cristalizado junto con las lavas encajadoras y que, en parte, podrían derivar de
actividad exhalativa (fumarólica) asociada al volcanismo. Uno de sus argumentos fue que
las lavas tenían un contenido anómalo de cobre (200-300 ppm Cu), pero esto no fue
substanciado por estudios posteriores que mostraron valores de 66-168 ppm Cu para lavas
de la Formacón La Negra.
El hallazgo posterior de cuerpos de menas discordantes y otras evidencias indican
claramente que los depósitos estratoligados de cobre son epigenéticos. Sin embargo, el
orígen epigenético también tiene distintas posturas, las que se pueden resumir en dos
planteamientos básicos:
a) Origen metamórfico hidrotermal (Losert, 1973; Sato, 1984; Sillitoe, 1990).
Los
yacimientos se habrían formado por lixiviación de cobre contenido en la secuencia
volcánica, durante los procesos de metamorfismo y se habría concentrado en sitios
favorables controlado por estructuras, niveles porosos y/o intrusiones subvolcánicas.
De acuerdo a esta postura los fluidos mineralizadores serían aguas metamórficas
generadas por procesos de deshidratación durante el metamorfismo.
La
alteración/metamorfismo regional de bajo grado de las volcanitas jurásicas es de facies
de esquistos verdes y todas las reacciones involucradas son de hidratación (minerales
secundarios hidratados como: clorita, epidota, zoicita, sericita), para producir la
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
5
deshidratación se requeriría de al menos de facies de anfibolitas, grado de
metamorfismo que no se ha observado en rocas de la Formación La Negra. Esto
significa que en general la secuencia ha absorbido agua y no habría liberado fluidos
para transportar y concentrar cobre durante el metamorfismo regional. Sin embargo,
Losert (1973, 1974) planteó la alternativa que la deshidratación de las volcanita y
movilización de fluidos haya sido producida durante el emplazamiento de batolitos
jurásicos dentro de la secuencia volcánica. Estos intrusivos, también podrían haber
aportado parte de los fluidos y metales involucrados en la mineralización, que en esta
alternativa habría ocurrido después del metamorfismo.
b) Origen hidrotermal asociado a intrusivos subvolcánicos (Espinoza, 1982, Espinoza et
al., 1996; Chavez, 1985; Palacios, 1986).
En esta postura los yacimientos
estratoligados de cobre y la alteración hidrotermal estarían directamente relacionados al
emplazamientos de pequeños cuerpos intrusivos subvolcánicos (cuellos volcánicos,
filones-mantos, diques), que representarían los conductos del volcanismo Jurásico. El
cobre y otros elementos habrían derivado del mismo magma que generó los intrusivos,
pero estos en general no presentan mineralización económica. Espinoza (1996) plantea
que realmente los intrusivos son más nuevos que las rocas volcánicas ya que los datos
radiométricos indican un rango de 186-175 Ma para las volcanitas y de 149-147 Ma
para los intrusivos de zonas mineralizadas, por otra parte Chavez (1985) planteó que la
mineralización de cobre pudo haberse depositado primero por actividad exhalativa y
haber sido removilizado y concentrado por los intrusivos hipabisales. Una combinación
de ambas posibilidades también se ha considerado factible (Palacios y Definis, 1981;
Camus, 1986; Oyarzún, 1985).
Recientemente Vivallo y Henriquez (1998) planteron, en base a una comparación química e
isotópica, que los depósitos estratoligados de cobre en rocas volcánicas jurásicas tendrían
un origen hidrotermal común con vetas mesotermales de cobre del Jurásico Medio a
Superior emplazadas en batolitos Jurásicos de la Cordillera de la Costa de Antofagasta
(Minita-Despreciada, Toldo-Velarde, Naguayán-El Desesperado, Julia, Montecristo). Estas
vetas cupríferas se caracterizan por estar formadas por actinolita, magnetita, calcopirita,
pirita, bornita, arsenopirita, turmalina, cuarzo, feldespato potásico y clorita y representarían
los conductos hidrotermales más profundos de los sistemas que habrían mineralizado las
lavas suprayacentes.
El segundo grupo de depósitos estratoligados de cobre se presenta en rocas volcánicas del
Cretácico Inferior que afloran entre la III Región y la Región Metropolitana. La mayor
parte de ellos se presentan en rocas volcánicas: lavas o brechas de andesita, basalto, riolita,
dacita, traquita. Las rocas mineralizadas constituyen cuerpos irregulares o estratiformes
principalmente en la porción superior de coladas, rellenando vesículas o pequeñas fracturas,
matriz de brechas piroclásticas o niveles brechosos de coladas, pero también como
diseminación fina a media en la masa fundamental de rocas volcánicas. Los depósitos
mayores son irregulares y corresponden a El Soldado y Lo Aguirre en la zona central de
Chile.
El Soldado es un yacimiento en explotación (Compañía Minera Disputada de Las Condes;
subsidiaria de Exxon) localizado a 100 km al norte de Santiago donde las reservas más
producción suman 100 Mt con una ley media aproximada de 1,6% Cu (las reservas en 1994
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
6
eran de 53 Mt con 1,82% Cu). La mineralización está diseminada y en venillas o
microvenillas dentro de andesitas, traquitas y tobas constituyendo numerosos cuerpos
irregulares separados dentro de un área de 1800 m de largo en sentido N-S y 700 m de
ancho; los cuerpos de mena individuales son de 100-450 m de largo, 30-150 m de ancho y
80-250 m de alto. Existe control estructural de los cuerpos de mena y ellos se orientan
paralelos a los sistemas de fallas N-S y NE. Los sulfuros hipógenos corresponden a
calcopirita (60% del total de sulfuros), bornita (25%), pirita (10%), calcosina (5%); la
ganga es de calcita, hematita, clorita, epidota, albita, feldespato potásico. Existe una
zonación de sulfuros hipógenos con núcleos de bornita – calcosina – hematita rodeados por
zonas de calcopirita, calcopitita – pirita y halos con pirita externos a los cuerpos de mena.
La alteración hidrotermal asociada a la mena incluye carbonatación, cloritización,
silicificación, albitización.
Estudios de inclusiones fluidas revelan que son altamente salinas de 2 o 3 fases (líquidovapor y líquido-vapor-sólidos) con un promedio de 34% NaCl eq., sin evidencias de
ebullición y las temperaturas de homogenización son:
Mineral
Rango tºh
Calcita temprana
Cuarzo
Calcita estéril tardía
98º-230ºC
105º-257ºC
82º-104ºC
tº máxima por corrección de
presión hidrostática de 680 bar
295ºC
320ºC
175ºC
Para el origen del yacimiento El Soldado también se han planteado distintas hipótesis:
a) Origen epigenético relacionado a magmatismo ácido subvolcánico, esto es
consistente con:
- Alta salinidad de fluidos.
- Con isotopos de azufre que sugieren origen magmático de este elemento.
- Con ausencia de evidencias de ebullición en inclusiones fluidas.
El cobre puede ser de derivación magmática o provenir de las rocas volcánicas y
sedimentitas subyacentes.
b) Origen exhalativo o variaciones sobre el tema: actualmente no hay evidencias
concretas para suponer este origen para El Soldado.
c) Origen Metamórfico: esto fue planteado por (Sato, 1984) en una revisión de los
depósitos estratoligados de cobre chilenos. Las rocas volcánicas neocomianas
de la Formación Lo Prado que hospedan a El Soldado presentan facies de
prehnita-pumpellita con laumontita; sin embargo un estudio de Holgrem (1987)
mostró que las cloritas regionales corresponden a diabantitas tempranas y las
cloritas de las menas son picnocloritas tardías, lo cual implicaría que hay una
alteración hidrotermal relacionada a las menas que difiere de la
alteración/metamorfismo regional de las volcanitas.
Estudios recientes (Zentilli et al., 1994; Zentilli et al., 1997; Wilson y Zentilli, 1999) han
mostrado que en El Soldado existe bitumen asociado con la mineralización de cobre. El
bitumen es un remanente sólido del petroleo y aparece en todos los cuerpos de mena,
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
7
siendo parte integral del yacimiento cuprífero. El bitumen se presenta rellenando poros,
amigdalas y/o venillas en lavas, tobas y diques; se presenta solo o con calcita, pirita,
calcopirita, bornita y esfalerita. Hay pirita framboidal de posible origen biogénico. Las
relaciones de contacto indican que los sulfuros son posteriores al bitumen.
Boric (1997) planteó la génesis de El Soldado como un proceso complejo que incluye
varias etapas sobreimpuestas.
-
-
-
Volcanismo del Cretácico Inferior que originó la Formación Lo Prado,
incluyendo domos riodacíticos extrusivos, con posible generación de pirita y
arsenopirita asociadas al volcanismo.
Volcanismo del Aptiano – Albiano depositando la Formación Veta Negra
sobreyacente, con generación y migración de petróleo a partir de secuencias
sedimentarias marinas jurásicas y cretácicas subyacentes (60º-120ºC) quedando
entrampado en niveles porosos de la Formación Lo Prado.
Depositación de pirita framboidal y carbonatos durante la diagénesis,
degradación del petróleo originando el bitumen.
Depositación de sulfuros de cobre a partir de fluidos hidrotermales de mayor
temperatura (150º-300ºC) reemplazando pirita y bitumen pre-existentes, proceso
que fue controlado por estructuras N-S y posiblemente relacionado con un
evento tectónico y al emplazamiento de intrusivos en la región.
La edad de la mineralización de El Soldado sería Albiano (edades 40 Ar/39 Ar de 110 ± 2, 103
± 2, 101 ± 1 Ma). Esta edad coincide con las edades radiométricas de los intrusivos
existentes en la región (118-97 Ma) y con la asignada al metamorfismo regional (prehnitapumpellita; 105-101 Ma).
El yacimiento Lo Aguirre se ubica en las cercanías del túnel Lo Prado al oriente de
Santiago y fue explotado por la Compañía Minera Pudahuel, pero actualmente está agotado.
El cuerpo mineralizado era irregular de 600 m de largo, 200 m de ancho y 150 m de alto
(11,1 Mt con 2,14% Cu; ley de corte 0,8% Cu), encajado en rocas volcánicas andesíticas de
la Formación Veta Negra (Aptiano–Albiano) con disposición NS/40ºE. La mineralización
hipógena correspondía a una diseminación de calcosina y bornita con halos hacia fuera de
bornita – calcopirita, calcopirita – pirita y pirita. Los minerales de ganga incluyen calcita,
epidota y cuarzo.
La alteración asociada corresponde a hematitización, argilización,
cloritización y epidotización.
La mineralización cuprífera de la mina Lo Aguirre y los cuerpos menores localizados
inmediatamente al norte San Antonio y Carretón parecen ser periféricos a un intrusivo
diorítico y emplazados en niveles favorables (permeables?) de la secuencia volcánica que
los contiene.
Otro grupo de depósitos estratoligados de cobre chilenos corresponde a cuerpos
estratiformes localizados en un horizonte estratigráfico particular. Estos son tabulares y se
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
8
interconectan entre sí por zonas débilmente mineralizadas. En muchos casos el nivel
mineralizado es el contacto entre rocas volcánicas y sedimentarias de la secuencia cretácica
de la zona central de Chile (Formaciones Quebrada Marquesa y Las Chilcas). Los
ejemplos típicos se encuentran en el Distrito Talcuna (Boric, 1985); Punta del Cobre
(Camus, 1980), Guayacán (Ruiz et al., 1971), Cerro Negro (Elgueta et al., 1990).
Se trata de depósitos relativamente pequeños en promedio de 2 Mt con 1,7% Cu y 25 g/t
Ag. En Cerro Negro 6 Mt con 1-3% Cu y 31 g/t Ag (con cantidades menores de Pb y Zn)y
en Punta del Cobre (varias minas) 14,5 Mt con 1,31% Cu. Estos depósitos se habrían
formado en las secuencias cretácicas de las cuencas Talcuna – Corral Quemado y Cerro
Negro – Catemu de facies litoral a sublitoral lacustre (transicional) con componentes
volcánicos (Camus, 1990).
En Talcuna, al interior de La Serena, la mineralización se presenta en un nivel toba de
lapilli entre una lava andesítica inferior y areniscas – limolitas sobreyacentes, estando
también mineralizada la porción superior de las lavas amigdaloidales. El nivel de lapilli es
de 2 a 12 m de potencia y la mineralización se extiende por 5 km a lo largo del mismo
horizonte estratigráfico (manto “guate sapo”), pero solo partes de él tienen leyes
económicas.
Existen fallas verticales de rumbo NW-SE, las que también están
mineralizadas (vetas) con leyes económicas.
Los sulfuros hipógenos son: bornita,
calcopirita, calcosina, esfalerita y galena, los que cementan la toba de lapilli y los
fragmentos líticos están separados por la matriz de sulfuros. La ganga es calcita, clorita,
hematita. No existe una alteración obvia de las rocas de caja, pero las rocas encajadoras
están alteradas regionalmente a calcita, clorita, analcima, hematita, con epidota y prehnita
en los niveles estratigráficos inferiores.
En Cerro Negro la mineralización alcanza a 2-3 m de potencia en la porción superior de la
“Brecha Diablo”, que es un nivel de 40 m de potencia de toba de lapilli andesítica con
clastos de 1,5 cm en promedio, al cual sobreyacen niveles de limolitas calcáreas y areniscas
finas con restos carbonosos de vegetales; localmente hay mineralizaación en torno a un sill
andesítico y en la porción basal de las Brecha Diablo. Los sulfuros están diseminados en la
matriz de la brecha e icluyen calcopirita, pirita, bornita, calcosina, magnetita, hematita,
galena y esfalerita. La alteración no difiere de la que presenta la Formación Las Chilcas
fuera del depósito e incluye clorita, calcita, prehnita y pumpellita; localmente hay
silicificación.
Elgueta et al. (1990) interpretan la Brecha Diablo como una toba gruesa que fue localmente
retrabajada por procesos fluviales y que se depositó en un lago donde subsecuentemente se
depositaron sedimentos calcáreos finos.
Zentilli et al. (1997) mencionan la existencia de bitumen en Talcuna y en varios depósitos
estratoligados de la zona central de Chile, sugiriendo que la materia orgánica puede haber
estado involucrada en la génesis de muchos depósitos estratoligados andinos. Los niveles
estratigráficos permeables con un sello impermeable sobreyacente, como las sedimentitas
finas presentes sobre los niveles mineralizados de Talcuna y Cerro Negro constituyen
trampas estratigráficas para petróleo o gas; en este tipo de trampas los fluidos pueden
desarrollar sobrepresión permitiendo la mantención de la permeabilidad como en
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos
9
reservorios de hidrocarburos. Los fluidos hidrotermales habrían penetrado estas zonas con
posterioridad, precipitando cobre por el efecto reductor de la materia orgánica existente en
dichos niveles estratigráficos.
Un hecho que cabe destacar, es que en Chile existen abundantes depósitos de Cu en rocas
del Jurásico, pero no existen pórfidos cupríferos de esa edad. Por otra parte, existe un solo
pórfido cuprífero del Cretácico Inferior en explotación (Andacollo) y algunos prospectos no
desarrollados. Aparentemente el desarrollo de mineralización porfírica fue inhibida debido
al marco tectónico extensional a transtensional del margen continental activo de América
del Sur durante el Jurásico – Cretácico Inferior, con un sistema de subducción afín a un tipo
Mariana en la nomenclatura de Uyeda y Nishiwaki (1980).
Los pórfidos cupríferos
chilenos más relevantes se formaron durante el Cenozoico, cuando imperaba un sistema de
subducción compresivo tipo Chileno.
Los depósitos estratoligados de cobre chilenos no parecen tener símiles en otras partes del
mundo. Los depósitos que parecen tener ciertas características comunes son los que Cox
and Singer (1986) denominaron cobre basáltico presentes en el Distrito Cuprífero del Lago
Michigan, Keweenaw Peninsula, Michigan (EEUU).
Estos corresponden a un grupo
diverso de depósitos de cobre nativo diseminado y sulfuros de cobre en las partes
superiores de secuencias de basaltos subaéreos.
Los depósitos de Michigan incluyen Cu nativo, Ag nativa en flujos de lava y capas
sedimentarias clásticas gruesas.
La calcosina y otros minerales del grupos Cu2S y
localmente bornita y calcopirita se concentran en lutitas y carbonatos suprayacentes; la
pirita fina es común, pero no abundante con los sulfuros de cobre. La mineralización se
presenta en las brechas del techo de coladas y relleno de amigdalas en basaltos; los niveles
mineralizados son rojizos debido a la presencias de hematita fina (tal como ocurre en los
depósitos chilenos).
Los minerales de ganga son calcita, clorita, epidota, pumpellita,
prehnita, microclina, cuarzo y laumontita.
El marco tectónico de los depósitos de Michigan es de rift intracontinental o rift de margen
continental. Steiber y Davidson (1959) indicaron que el metamorfismo regional de bajo
grado pudo haber movilizado el cobre en algunos distritos y este metal nativo es uno de
varios minerales formados por alteración de los flujos de lava basáltica. Sus evidencias
indican que el cobre se depositó a partir de soluciones a temperaturas de >133º-360ºC (tºh
no corregidas por presión de inclusiones fluidas) que fluyeron por las capas inclinadas de
basalto. Según estos autores muchos de los componentes químicos del relleno de las
amígdalas provienen de las rocas mismas y ellos se inclinan a pensar que el cobre también.
Específicamente el Cu pudo haber sido liberado de basaltos alterados a pumpellita y
redepositado en niveles estructuralmente favorables en la porción superior de los flujos. La
hipótesis alternativa es que el cobre deriva de un magma en profundidad, pero ello
requeriría de un enorme cuerpo intrusivo, puesto que los basaltos con bajo grado
metamórfico ocupan toda el área del lago Michigan y los cuerpos mineralizados son
pequeños y repartidos en dicha gran área.
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 10
Referencias
Boric, R., 1985. Geología y yacimientos del distrito Talcuna, IV Región de Coquimbo.
Revista Geológica de Chile, 25-26, p. 57-75.
Boric, R., 1997. Nuevos antecedentes sobre el modelo Geológico del Yacimiento de Cobre
El Soldado, Chile Central. Actas VIII Congreso Geológico Chileno, V. II,
p.862-866.
Boric, R., Holmgren, C., Wilson, N.S.F. and Zentilli, M., 2001. The Geology of El
Soldado Manto Type Cu (Ag) Deposit, Central Chile. In - Porter, T.M.
(Editor), 2002 - Hydrothermal Iron Oxide Copper-Gold & Related Deposits:
A Global Perspective, volume 2; PGC Publishing, Adelaide, Australia, pp.
163-184.
Boric, R., Diaz, F. y Maksaev, V., 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región
de Antofagasta. Boletín Nº 40, Servicio Nacional de Geología y Minería.
Buchelt, M. y Zeil, W. 1986. Petrographische und geochemische Undersurchungen an
Jurassischen Vulkaniten der Porphyrit Formation in der Kustenkordillere
nord-Chile. Berliner Geowissenschaft, Vol. 66, p. 191-204.
Camus, F., 1980. Posible modelo genético para los yacimientos de cobre del distrito
minero Punta del Cobre: Revista Geológica de Chile, V. 11, p. 51-76.
Camus, F., 1986. Los yacimientos estratoligados de Cu, Pb-Zn y Ag de Chile. In: Frutos,
J. et al. (editores) Geología y recursos minerales de Chile, Editorial de la
Universidad de Concepción, p. 574-635.
Camus, F., 1990.
Geological characteristics of Stratabound Deposits Associated with
Lacustrine Sediments, Central Chile.
In: Fontboté. L.; Amstutz, G.C.;
cardozo, M.; Cedillo, E. and Frutos, J. (Editores) Stratabound Ore Deposits
in the Andes. Special Publication Nº 8 of the Society for Geology Applied
to Mineral Deposits, Springer-Verlag, p. 449-462.
Chavez, W., 1985.
Geological setting and the nature and distribution of diseminated
copper mineralization of the Mantos Blancos district, Antofagasta Province,
Chile, Tésis de Doctorado, California University, Berkeley, USA, 142 p.
Cox, D.P. and Singer, D.A., 1986. Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey
Bulletin 1693, 379 p.
Dallmeyer, R.D., Brown, M., Grocott, J., Taylor, G.K. and Treolar, P.J., 1996. Mesozoic
Magmatic and Tectonic Events within the Andean Plate Boundary Zone,
26º-27º30’S, North Chile: Constraints from 40Ar/39Ar Mineral Ages. The
Journal of Geology, V. 104, University of Chicago, pp. 19-40.
Elgueta, S.; Hodgkin, A.; Rodriguez, E. and Schneider, A., 1990. The Cerro Negro Mine,
Chile, Mineralization in a Volcanoclástic Environment. . In: Fontboté. L.;
Amstutz, G.C.; cardozo, M.; Cedillo, E. and Frutos, J. (Editores) Stratabound
Ore Deposits in the Andes. Special Publication Nº 8 of the Society for
Geology Applied to Mineral Deposits, Springer-Verlag, p. 463-472.
Espinoza, S., 1982. Definición del tipo diseminado infravolcánico de súlfuros de cobre.
Actas III Congreso Geológico Chileno, V. 3, Concepción, pp. E201-E219.
Espinoza, S., Véliz, H., Esquivel, J., Arias, J., y Moraga, A., 1996. The Cupriferous
Province of the Coastal Range, Northern Chile. In: Camus, F., Sillitoe, R.H.,
and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries,
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 11
Mineralization, Styles and Metallogeny.
Society of Economic Geologists,
Special Publication Number 5, pp. 19-32.
Losert, J., 1973. Genesis of copper mineralization and associated alterations in the Jurassic
volcanics rocks of Buena Esperanza mining area. Publicación Nº40, Depto.
de Geología, Univ. de Chile, Santiago, 104 p.
Holgrem, C., 1987. Antecedentes para un modelo genético del yacimiento El Soldado, V
Región de Valparaiso, Chile. Revista Geológica de Chile, 30, p. 3-18.
Losert, J., 1974. Alteration and associated copper mineralization in the Jurassic volcanic
rocks of Buena Esperanza mining area (Antofagasta Province, Northern
Chile). In Klohn E. (Editor), Coloquio sobre fenómenos de alteración y
metamorfismo en rocas volcánicas e intrusivas, pp. 51-85.
Maksaev, V. and Zentilli, M., 2002.
Chilean strata-bound Cu- (Ag) deposits: An
Overview.
In - Porter, T.M. (Editor), 2002 - Hydrothermal Iron Oxide
Copper-Gold & Related Deposits: A Global Perspective, volume
2; PGC
Publishing, Adelaide, Australia, pp. 185-205.
Oyarzún, J., 1985. La metallogenie andine: cadre geologique, petrologique et geochimique
et essai d'interpretation. Doctoral Thesis, Universite de Paris-Sud, Centre
D'Orsay, France, 864 p.
Oyarzún, J., 1985b. Magmatismo y metalogénesis andina en Chile. In: Frutos, J., Oyarzun,
R. and Pincheira, M. (Editors), Geología y Recursos Minerales de Chile.
Editorial de la Univ. de Concepción, pp. 441-468.
Palacios, C., 1982. Volcanismo Jurásico en el sector Sur de los Andes Centrales (22º26ºS), Chile. Quinto Congreso Geológico Latinoamericano, Bahía Blanca,
Argentina, V. 2, p. 83-96.
Palacios, C., 1986. Subvolcanic Cooper deposits in the Coastal Range of Northern Chile.
Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I, 1985, H.9/10, Stuttgart,
Juni 1986, pp. 1605-1615.
Palacios, C. and Definis, A., 1981. Petrología del yacimiento Buena Esperanza, II Región,
Norte de Chile. Actas Primer Coloquio sobre Volcanismo y Metalogénesis,
Depto. Geociencias, Univ. del Norte, Antofagasta, pp. 48-67.
Palacios, C. and Definis A., 1981b. Geología del yacimiento estratiforme Susana, distrito
Michilla, Antofagasta. Actas Primer Coloquio sobre volcanismo y
metalogénesis, Depto. Geociencias, Univ. del Norte, Antofagasta, pp. 82-91.
Rogers, G., 1985. A geochemical traverse across the North Chilean Andes. Ph.D. Thesis,
Dept. of Earth Sciences, The Open University, Milton Keynes, U.K., 333 p.
Ruiz, C., Aguirre, L., Corvalán, J., Klohn, C., Klohn, E., y Levi, B., 1965. Geología y
yacimientos metalíferos de Chile. Instituto de Investigaciones Geológicas,
Santiago. 302 p.
Ruiz, C., Aguilar, A., Egert, E., Espinoza, W., Pebles, F., Quezada, R. and Serrano, M.,
1971. Strata-bound copper sulphide deposits of Chile. In Proceedings IMAIAGOD, 7th General Meeting, Tokyo-Kyoto, Japan, 1970. Soc. Min. Geol.
Japan, Special Issue 3, pp. 252-260.
Sato, T., 1984. Manto type copper deposits in Chile: a review. Bulletin of the Geological
Survey of Japan. V. 35, p. 565-582.
Sillitoe, R.H., 1990. Copper Deposits and Andean Evolution. In: Ericksen, G.E., Cañas,
M.T., and Reinemund, J.A., editors, Geology of the Andes and its relation to
Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 12
hydrocarbon and mineral resources, Circum-Pacific Council for Energy and
Mineral Resources, Earth Science Series, V. 11, pp. 285-311.
Soto, H. y Dreyer, H., 1985. Geología de “Mina Susana”. Un yacimiento novedoso en
Carolina de Michilla. Actas IV Congreso Geológico Chileno, Antofagasta,
V. II, p. 3-354 – 3-382.
Steiber, R.E. and Davidson E.S., 1959. Amygdule mineral zoning in the Portagr Lake Lava
Series, Michigan Copper District. Economic Geology, V. 54, p. 1250-1277.
Uyeda, S. and Nishiwaki, C., 1980. Stress field, metallogenesis and mode of subduction.
In: Strangway, D., (Editor), The continental Crust and Its Mineral Resources,
Geological Association of Canada, Special Paper 20, pp. 323-339.
Vivallo, W. Y Henriquez, F., 1998. Génesis común de los depósitos estratoligados y
vetiformes de cobre del Jurásico Medio a Superior en la Cordillera de la
Costa, Región de Antofagasta, Chile. Revista Geológica de Chile, V. 25, Nº
2, pp. 199-228.
Wilson, N.S.F. and Zentilli,M. (1999) The Role of organic matter in the genesis of the El
Soldado volcanic-hosted manto-type Cu deposit, Chile. Economic Geology,
94, 1115-1136.
Zentilli, M.; Boric, R.; Munizaga, F.; Graves, 1994. Petroleum involvment inthe genesis of
some stratabound copper deposits of Chile. Actas VII Congreso Geológico
Chileno, V. II, p. 1542-1546, Concepción.
Zentilli, M.; Munizaga, F.; Graves, M.; Boric, R.; Wilson, N.; Mukhopadhay, P.; and
Snowdon, L., 1997.
Hydrocarbon Involvment in the Genesis of Ore
Deposits: an Example in Cretaceous Stratabound (Manto-Type) Copper
Deposits of Chile. International Geology Review (ISSN 0020-6814), 39, 121.
Yacimientos chilenos de Fe
1
YACIMIENTOS DE HIERRO CHILENOS
Los yacimientos de hierro chilenos más importantes de Chile se encuentran en la Cordillera
de la Costa de las regiones de Atacama y Coquimbo (III y IV Regiones) constituyendo la
denominada Franja Ferrífera de la Cordillera de la Costa o Franja Ferrífera Chilena
(Fig.1); esta es una franja longitudinal de depósitos ferríferos que se extiende por más de
600 km entre las latitudes de 26º y 32ºS y que coincide con la posición de una faja de
intrusivos del Albiano (∼110-100 Ma; Cretácico Inferior alto) y con la posición de la Zona
de Falla de Atacama en su extremo sur.
Fig. 1. Franja Ferrífera de la Cordillera de la Costa.
Yacimientos chilenos de Fe
2
Las minas de Fe chilenas más importantes son:
•
•
•
Mina Los Colorados: inaugurada en 1998 y ubicada al interior del Valle del Huasco en
la III Región y viene a reemplazar al antiguo yacimiento El Algarrobo, que debe cerrar
por agotamiento del mineral. Sus reservas son 245 Mt con ley media de 48% Fe.
Mina El Algarrobo: ubicada en la III Región y en explotación desde 1959. Sus
reservas medidas alcanzan a 3,6 Mt con 47,5% Fe (ley de corte 26% de Fe magnético).
Mina El Romeral: ubicada en la IV Región, sus reservas medidas alcanzan a 44,5 Mt
con 49,1% Fe (ley de corte 30% Fe).
Todas estas minas son explotadas por la Compañía Minera del Pacífico, filial de la empresa
privatizada CAP. La producción chilena de mineral de Fe en 1998 alcanzó a 9.112.055
toneladas de mineral, pero este gran tonelaje se tradujo en 163,3 millones de US$, lo que
representa solo un 2,7% del total del valor las exportaciones mineras chilenas del mismo
año (US$ 6.097,7).
La escasa participación porcentual del mineral de Fe en el mercado minero chileno refleja
el bajo precio del hierro en los mercados internacionales. Por otra parte, cabe señalar que la
mayor parte del hierro producido en el mundo proviene de la explotación masiva de
enormes depósitos sedimentarios de hierro bandeado (BIF) proterozoicos como las
itabiritas de Brasil; este tipo de yacimientos representan una dura competencia para
depósitos más pequeños como los chilenos. Brasil es el mayor productor de hierro de
Latinoamérica y en 1998 produjo 199,5 millones de toneladas de mineral de hierro (además
de 25.7 Mt de acero y 25 Mt de hierro en barras) y exportó 150 Mt de mineral de hierro con
un valor de US$ 3.250 millones. Además, Brasil es el líder sudamericano en minería, sus
exportaciones mineras de 1998 alcanzaron a US$ 11.122 millones (casi el doble del valor
de las exportaciones mineras chilenas) y una parte importante de la producción minera
brasileña es para consumo interno (no se exporta).
Los depósitos de hierro chilenos han sido también denominados:
Yacimientos de magnetita-apatito (Ruiz et al., 1965)
Magnetita hospedada en rocas volcánicas (Cox y Singer, 1986)
Yacimientos tipo Kiruna (Vivallo y Henríquez, 1997)
Los cuerpos de menas corresponden a principalmente a magnetita masiva y forman lentes o
bolsonadas irregulares, pero muchos son vetiformes o mantiformes. Las dimensiones de
los principales cuerpos individuales varían entre 100-1000 m de longitud y desde decenas a
200 m de ancho y su extensión vertical varía desde pocas decenas de metros hasta 650 m.
Yacimientos chilenos de Fe
3
Fig. 2. Tipos de depósitos de Fe chilenos según Espinoza (1990). 1. Andesitas
neocomianas y metaandesitas; 2. Rocas sedimentarias del Grupo Chañarcillo; 3.
Pseudobrecha con mineralización de baja ley; 4. Cuerpos masivos de alta ley; 5. Dioritas
neocomianas del batolito costero con diques andesíticos; 6. Stocks dioríticos y apófisis; 7.
Aluvio Plio-Pleistoceno con clastos de magnetita; 8. Aluvio.
Espinoza (1990) presento una clasificación de los yacimientos de Fe chilenos, basado en la
forma y rocas encajadoras de los mismos, a saber:
•
•
•
•
Tipo Carmen: masas de magnetita aproximadamente lenticulares o de variadas formas y
actitudes hospedados por rocas volcánicas.
Tipo Bandurrias: estratos ferríferos intercalados en secuencias sedimentarias.
Tipo Algarrobo: depósitos irregulares emplazados en rocas volcánicas en zonas de
contacto con cuerpos intrusivos. Estos son los cuerpos de mayor tamaño y los únicos
en explotación pertenecen a este grupo.
Tipo La Suerte: vetas de magnetita emplazadas en rocas intrusivas.
Yacimientos chilenos de Fe
•
4
Tipo Desvío Norte: depósitos aluviales con rodados (clastos) de mineral de Fe.
Los depósitos más relevantes desde el punto de vista económico son los de tipo Algarrobo,
es decir los depósitos irregulares hospedados por rocas volcánicas o metavolcánicas en la
vecindad de cuerpos intrusivos. En estos yacimientos el mineral de mena primario más
abundante es la magnetita con especularita subordinada (hematita en hojas). La magnetita
ha experimentado oxidación secundaria o martitización1 en distintos grados, la que en casos
extremos ha transformado toda la magnetita a hematita. Los minerales de ganga son
escasos, principalmente apatito (clorapatito), actinolita y clorita. La mena es compacta y
dura de color negro, pero en parte tiene textura granular debido a que está constituida por
octaedros de magnetita.
Las andesitas que hospedan a los cuerpos de óxido de hierro presentan coloración gris
verdosa oscura o negra y una fuerte alteración/metamorfismo de contacto que incluye:
Actinolita
Escapolita
Biotita
Turmalina
Clorita
Clorapatito
Turmalina
Titanita
Escaso granate
Escasa pirita
Esta asociación de minerales representa una alteración de alta temperatura que
frecuentemente oblitera completamente la textura original de las rocas volcánicas. Además
existen amplios halos externos de rocas blanqueadas con alteración de sílice–arcillas–
sericita; estas rocas alteradas frecuentemente presentan anomalías geoquímicas de Cu y Au,
con algunas vetas mesotermales menores de magnetita con calcopirita o minerales oxidados
de cobre, pero sin yacimientos de relevancia económica.
Los depósitos de hierro de la Franja Ferrífera se localizan dentro del dominio de la Zona de
Falla de Atacama; que es un sistema de falla regional mayor de tipo transcurrente sinistral
desarrollado en el Cretácico Inferior y que incluyó el desarrollo de fajas miloníticas a lo
largo de la Cordillera de la Costa de las Regiones II a IV y con movimientos verticales
durante el Cenozoico. Algunos cuerpos de mena de Fe presenta control estructural por
fallas pertenecientes a este sistema regional.
Las rocas metavolcánicas que constituyen la roca huésped de los cuerpos de magnetita se
ubican a corta distancia de cuerpos intrusivos tonalíticos, monzoníticos, dioríticos o
granodioríticos; en muchos casos las volcanitas son roof-pendants elongados
longitudinalmente e incluidos en los intrusivos.
1
Martita: hematita que se presenta en cristales octaédricos negros pseudomorfos de
magnetita.
Yacimientos chilenos de Fe
5
Génesis de la mineralización ferrífera chilena
Existe una controversia clásica y no concluyente respecto al origen de los depósitos de
magnetita-apatito chilenos. Algunos autores (Ej. Nyström and Henríquez, 1994, 1995) los
interpretan como derivados de cristalización de magmas (magmas de mena de óxido de
hierro), mientras otros indican que son depósitos de reemplazo hidrotermal (metasomático;
Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y también que posiblemente se formaron a
partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interacción con magmas (Barton and Johnson,
1996, Rhodes and Oreskes, 1999). Los yacimientos de magnetita-apatito chilenos se han
comparado con los depósitos de Fe de Kirunavaara, Suecia e internacionalmente las menas
de Fe-P se conocen como Tipo Kiruna. Aunque también hay controversia, la
interpretación tradicional para las menas de hierro suecas es de inyección magmática de
óxidos de Fe, los que son explicados como un líquido inmiscible (masa fundida) separado
dentro de una cámara magmática y el mismo origen se asignó a los yacimientos chilenos
Algarrobo y El Tofo por Geiger (1931). En ésta hipótesis los óxidos de Fe constituirían un
magma residual que se mantendría líquido después que la masa principal del magma se
habría solidificado formando intrusiones (y posibles efusivos) de magnetita. La intrusión
del magma de Fe-P produciría la alteración/metamorfismo de contacto de las rocas
huéspedes formándose actinolita y biotita, escapolita, apatito y magnetita; la clorita sería ya
sea del mismo origen o un reemplazo retrógrado de la actinolita y biotita.
Brüggen (1934) también planteó un origen de los depósitos derivado de la inyección de
óxido de Fe fundido y atribuyó a gases y soluciones posteriores la alteración de las rocas de
caja a clorita, caolinita, especularita e inyección de guías de feldespato en la roca
cloritizada.
Los investigadores chilenos que trabajan en yacimientos de Fe (Fernando Henríquez,
Waldo Vivallo, Sergio Espinoza) siguen sosteniendo que la génesis de los yacimientos de
hierro chilenos deriva de magmas de mena. Por ejemplo, Vivallo et al. (1994) plantean
para el distrito Cerro Imán en Copiapó que la mineralización ferrífera se origina en el
emplazamiento de un magma de mena en o muy cerca de la paleosuperficie, emplazamiento
que sería contemporáneo con la actividad volcánica del Cretácico y que habría originado
una actividad hidrotermal que dio por resultado la zonación de alteración en las rocas de
caja andesíticas, a saber:
• Actinolita con venillas de magnetita y magnetita-actinolita cerca de la mena de
óxidos de Fe originando un stockwork.
• Hacia fuera se extiende roca actinolitizada sin mineralización.
• Sobreimpuesta a la actinolita hay silicificación y turmalinización en un halo
externo.
Por otra parte, Ruiz, (1943, 1965) planteó que los yacimientos de hierro son de tipo
metamórfico de contacto relacionados genéticamente a intrusiones de granitoides en las
rocas volcánicas neocomianas. En esta concepción los cuerpos de magnetita y otros
minerales acompañantes se habrían formados por reemplazo metasomático y relleno de
fracturas principalmente en las rocas volcánicas; los fenómenos de reemplazo y relleno
habrían sido causados por el desarrollo de una fase pneumatolítica e hidrotermal,
Yacimientos chilenos de Fe
6
proveniente del magma silicatado intrusivo y cuya acción habría comenzado cuando la
mayor parte del magma estaba líquido o solo con cristales en suspensión, terminando antes
de completarse la solidificación.
El estudio de Bookstrom (1977) del yacimiento El Romeral concluyó que la depositación
de la magnetita fue hidrotermal y fue acompañada de actinolitización pervasiva
principalmente en el rango de temperatura de 475º-550ºC. El cizalle sinistral de la falla
Romeral (Sistema de Falla de Atacama) fue contemporáneo con la depositación de la mena
y con el emplazamiento de diques aplíticos de rumbo NW. La depositación de la mena de
Fe fue seguida de cloritización, emplazamiento de diques menores y por albitización (An 825) acompañada de cuarzo, microclina y turmalina subordinada sobreimpuesta a la diorita
actinolinizada originando “aplita”. Posteriormente se emplazaron varios diques intrusivos
y algunas vetas tardías de actinolita-magnetita-apatito y localmente se produjo una fuerte
argilización y martitización.
En base a consideraciones teóricas y a las asociaciones minerales Bookstrom (1977)
concluyó que la mineralización de Fe de El Romeral debió ocurrir a una presión de 2 Kb, es
decir alrededor de ∼7,6 km de profundidad y a temperaturas entre 475º-550ºC, mientras
Vivallo et al. (1994) sugieren para el depósito Cerro Imán un emplazamiento a nivel
volcánico o subvolcánico, es decir muy cercano a la paleosuperficie.
Por su parte, Ménard (1992, 1995) propuso que la mineralización de magnetita-apatito
chilena se produjo por el emplazamiento de cuerpos intrusivos relativamente profundos (>4
km), de gabros y dioritas anhidros (con piroxeno), relacionados a subducción. Estas
intrusiones máficas evolucionaron en condiciones de fugacidad de oxígeno relativamente
elevadas y desarrollaron la mineralización de óxidos de hierro y alteración sódica asociada
a alta temperatura (660º450ºC). Adicionalmente, Ménard (1992) postuló la existencia de
un tipo de mineralización intermedio relacionado a intrusivos poco diferenciados (dioritas
de hornblenda), los cuales desarrollaron mineralización de óxidos de hierro en profundidad
y de sulfuros de cobre en niveles más altos, caracterizados por una alteración sódica
temprana y alteración potásica subsecuente.
El yacimiento de hierro de El Laco; un depósito de Magnetita-Apatito asociado a un
complejo volcánico Plioceno.
El yacimiento de hierro El Laco se ubica en la Cordillera Principal de la II Región de
Antofagasta (23º48’S – 67º30’W) está formado por 7 cuerpos de mena que rodean al Pico
Laco un aparato volcánico andesítico a rio-dacítico que ha sido datado en 2,0 ± 0,3 Ma (KAr roca total; Gardeweg y Ramírez, 1985) y 2,1 ± 0,1 Ma (trazas de fisión en apatito;
Maksaev et al., 1988) y constituye un ejemplo a nivel mundial de mineralización de Fe
ligada a actividad volcánica. Los cuerpos denominados Laco Norte, Laco Sur, San Vicente
Alto y parte de Rodados Negros son estratoligados y aparecen intercalados, en forma
concordante con las volcanitas del complejo volcánico, su espesor máximo es de 60 m y en
planta son circulares, lenticulares o de media Luna con diámetros de 300 a 900 m; el cuerpo
denominado San Vicente Bajo es irregular elongado en sentido NW-SE con 350 m de
Yacimientos chilenos de Fe
7
largo, 250 m de ancho y 45 m de profundidad conocida; los cuerpos denominados Laquito,
Cristales Grandes y parte de Rodados Negros son vetiformes. De acuerdo a la Compañía
Minera del Pacífico las reservas de El Laco alcanzan a 224 Mt de mineral con 80 a 98% de
óxido de Fe masivo. Este está constituido principalmente por magnetita (parcialmente
martitizada) y escasa hematita, con una proporción menor de minerales de ganga que
incluye apatito, cuarzo, alunita, rutilo, plagioclasa y sanidina.
Las rocas volcánicas huésped de los cuerpos de hierro presentan una intensa alteración
hidrotermal relacionada a actividad de fuentes termales y solfataras; las rocas están
blanqueadas y lixiviadas y sus minerales componentes originales han sido reemplazados
por cuarzo, tridimita, alunita, natroalunita, limonita, sericita, clorita y arcillas. Además, se
han depositado abundantes sulfatos (yeso, alunita), sílice y azufre nativo, como producto de
la actividad solfatárica. En torno a los cuerpos vetiformes e irregulares existe una delgada
aureola caracterizada por cuarzo-escapolita-actinolita-magnetita.
REFERENCIAS
Barton, M.D. and Johnson, D.A., 1996. Evaporitic source model for igneous related Fe
oxide-(REE-Cu-Au-U) mineralization. Geology, V. 24, p. 259-262.
Bookstrom, A.A., 1977. The magnetite deposits of El Romeral, Chile. Economic Geology,
V. 64, pp. 1101-1130.
Bookstrom, A.A., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna-type in Chile and
Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry: a discussion. Economic
Geology, V. 90, p. 469-473.
Brüggen, J., 1934. Grundzüge der Geologie und Lagerstättenkunde Chiles. Tübingen,
Math. Nat. Kl. D. Heidelberger Akad. D. Wiss., 362 p.
Cox, D.P. and Singer, D.A., 1986. Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey
Bulletin 1693, 379 p.
Espinoza, S., 1990. The Atacama-Coquimbo Ferriferous Belt, Northern Chile. In:
Fontboté. L.; Amstutz, G.C.; Cardozo, M.; Cedillo, E. and Frutos, J.
(Editores) Stratabound Ore Deposits in the Andes. Special Publication Nº 8
of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, Springer-Verlag, p.
353-364.
Gardeweg, M. y Ramirez, C., 1985. Hoja Río Zapaleri. Carta Geológica de Chile Nº66,
SERNAGEOMIN, Santiago, Chile, 89 p.
Geiger, P., 1931. The iron ores of the Kiruna type. Stockholm, Sveriges Geologiska
Undersökning, Ser. C, Ahandlingar och uppsatser, Nº 367, Arsbok 24
(1930), Nº 4.
Hirtzman, M.W., Oreskes, N., and Einaudi, M.T., 1992. Geological characteristics and
tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits.
Precambrian Research, V. 58, p. 241-287.
Maksaev, V., Gardeweg, M., Ramirez, C. y Zentilli, M., 1988. Aplicación del método
trazas de fisión (fission-track) a la datación de cuerpos de magnetita de El
Laco e Incahuasi en el Altiplano de la Región de Antofagasta. In: Quinto
Congreso Geológico Chileno, Actas, Vol. 1, pp. B1-B23, Santiago.
Yacimientos chilenos de Fe
8
Ménard, J.J., 1992. Comparaison entre les roches plutoniques associées à la ceinture de Fer
du Chili et aux porphyres cuprifères: arguments pétrologiques. Paris,
Comptes Rendus Académie Sciences, V. 315, p. 725-731.
Ménard, J.J., 1995. Relationship between altered pyroxene diorite and the magnetite
mineralization in the Chilean Iron Belt, with emphasis on the El Algarrobo
iron deposits (Atacama Region, Chile). Mineralium Deposita, V. 30, p. 268274.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1994. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type
in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry. Economic
Geology, V. 89, p. 820-839.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type
in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry – A Reply.
Economic Geology, V. 90, p. 473-457.
Oreskes, N. and Hirtzman, M.W., 1993. A Model for the origin of Olympic Dam-type
deposits. In: Kirkham, R.V., Sinclair, W.D., Thorpe, R.I. and Duke, J.M.
(Editors) Mineral Deposit Modeling, Geological Association of Canada,
Special Paper 40, pp. 615-634.
Rhodes, A.L. and Oreskes, N., 1999. Oxygen Isotope Composition of Magnetite Deposits
of El Laco, Chile: Evidence of Formation from Isotopically Heavy Fluids.
In: Skinner, B.J. (editor), Geology and Ore Deposits of the Central Andes,
SEG Special Publication Number 7, p. 333-351.
Ruiz, C., C., 1943. Los yacimientos de hierro de la región noroccidental de Copiapó, un
tipo no descrito de yacimientos de contacto metamórfico. Boletín Minero,
Sociedad Nacional de Minería, Nº 522, p. 820-887; Nº 523, p. 906-915.
Ruiz, C., Aguirre, L., Corvalán, J., Klohn, C., Klohn, E., y Levi, B., 1965. Geología y
yacimientos metalíferos de Chile. Instituto de Investigaciones Geológicas,
Santiago. 302 p.
Sillitoe, 1996. Granites and metal deposits, Episodes, V. 19, pp. 126-133.
Vivallo, W., Espinoza, S. Y Henriquez, F., 1994. Geología y mineralización del distrito
ferrífero Cerro Imán, Copiapó, Chile. Revista Geológica de Chile, V. 21, Nº
2, pp. 197-212.
Vivallo, W. y Henríquez, F., 1997. Relación genética entre los yacimientos estratoligados
de Cu (“Tipo Manto”), de Cu-Fe±Au y de hierro del Tipo Kiruna. Actas del
VIII Congreso Geológico Chileno, V. II, p. 1189-1193.
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
1
YACIMIENTOS DE ÓXIDOS DE Fe-Cu-Au CHILENOS
El descubrimiento, a mediados de los ochenta, y posterior explotación de los yacimientos
de Candelaria y Manto Verde en la Cordillera de la Costa de la III Región, ha hecho que
este tipo de mineralización de Cu y Au, ligada a óxidos de hierro, adquiriera notable
importancia económica y ha atraído el interés de exploración por parte de las compañías
mineras en la Cordillera de la Costa del norte de Chile. El yacimiento Candelaria se ubica
4 km al SW del Distrito Punta del Cobre donde existen varios yacimientos de óxido-FeCu-(Au) conocidos desde el Siglo 17, incluyendo vetas, cuerpos tabulares o lentiformes,
stockworks y estratoligados (Marschik and Fonboté, 1996). Sillitoe (2003) ha publicado
una revisión detallada de los depósitos de óxidos de Fe-Cu-Au andinos, el lector puede
encontrar en dicho trabajo antecedentes más acabados y un modelos metalogénico para el
origen de este tipo de depósitos.
Candelaria
El yacimiento Candelaria se localiza cerca de la localidad de Tierra Amarilla unos 20 km al
sur de la ciudad de Copiapó, fue descubierto en 1987 por la compañía minera Phelps Dodge
y actualmente se explota mediante rajos abiertos procesando 28.000 t de mineral por día.
Los cuerpos mineralizados son mantiformes o lenticulares hospedados por los niveles
inferiores de tobas y andesitas de la Formación Punta del Cobre del Jurásico Superior a
Cretácico Inferior. Los cuerpos mineralizados se extienden aproximadamente por 2.000 m
en sentido N-S, con un ancho de 600 m y una potencia acumulada de más de 350 m. Las
reservas mineras en 1995 alcanzan a 366 Mt con 1,08 % Cu y 0,26 g/t Au (Ryan et al.,
1995). La mineralización consiste en magnetita, calcopirita y pirita subordinada (la
proporción de calcopirita/pirita es de 5/1); en la parte superior del depósito se presenta
pirrotina en vez de pirita. El oro se presenta en granos cuyo tamaño es de pocos micrones
de electrum rico en Au contenido en la estructura interna de calcopirita y en menor medida
en pirita; los minerales de mena se presentan en venillas, rellenos de brechas y
diseminación en rocas volcánicas intensamente alteradas de la Formación Punta del Cobre.
Las rocas volcánicas huésped de la mineralización de Candelaria fueron afectadas por una
alteración potásica temprana que se caracterizó por una biotitización pervasiva con
introducción menor de feldespato-K y depositación de magnetita y apatito en las rocas; una
etapa posterior (sobreimpuesta) de alteración sódico-cálcica caracterizada por la asociación
actinolita, escapolita y albita más la formación de hornblenda y hedenbergita e introducción
principalmente de calcopirita y de otros sulfuros muy subordinados (en Candelaria se ha
descrito la presencia de: pirita, pirrotina, marcasita, esfalerita, galena, cubanita, arsenopirita
y molibdenita, pero estos sulfuros son proporcionalmente menores y el único mineral
relevante de cobre es la calcopirita que constituye lejos el sulfuro dominante); la alteración
sódico-cálcica también fue acompañada tanto por removilización y como por nueva
depositación de magnetita. Una etapa retrógrada caracterizada por anfíbola, clorita,
epidota, clinozoicita y sericita menor afectó el conjunto y finalmente ocurrió la
introducción tardía de feldespato-K (post-mineralización).
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
2
Arévalo et al. (2000) publicaron edades 40Ar/39Ar plateau en biotita de 111.0 ± 1,7 y
110.7 ± 1,6 Ma (Albiano) que interpretaron como la edad de mineralización de Candelaria,
la que de acuerdo a estos autores ocurrió al mismo tiempo que la deformación dúctil de
cizalle de las rocas y menas que afectan a porciones del yacimiento. Ulrich y Clark (1999)
también publicaron edades 40Ar/39Ar plateau en biotita de 114.2 ± 0.8 y 114.1 ± 0.7 Ma
para el metasomatismo temprano estéril y de 111.7 ± 0.8 Ma para la mineralización de
cobre-oro en Candelaria.
En los niveles sobreyacentes al yacimiento Candelaria que corresponden a rocas
sedimentarias carbonatadas neocomianas del Grupo Chañarcillo presentan alteración de
tipo skarn de andradita-diópsido, en éstas se localizaban depósitos de tipo skarn de cobre
constituyendo cuerpos mantiformes menores como los explotados en las minas Lar y El
Bronce. La existencia de dicha mineralización de cobre es lo que llevó a explorar el área y
al posterior descubrimiento del depósito mayor subyacente hospedado por rocas volcánicas.
El yacimiento Candelaria era un depósito ciego, es decir no estaba expuesto en superficie
por lo que el grueso de la mineralización económica es hipógena primaria y los procesos
secundarios no tienen gran relevancia. Existen unas 180.000 t de mineral oxidado con
neotocita (silicato hidratado con óxidos de Mn, Fe y Cu diseminados) cuya ley de cobre es
igual al del mineral primario subyacente, no existiendo enriquecimiento con sulfuros
supergenos; el desarrollo de procesos supergenos fue limitada debido a la poca exposición
del yacimiento al ambiente oxidante y por la poca pirita o pirrotina necesarias para producir
acidez y lixiviación del contenido de cobre en la porción superior.
A pesar que las asociaciones de alteración de Candelaria son de alta temperatura (∼450º600ºC) y pueden calificarse de “tardimagmáticas” no se ha identificado una fuente ígnea
directa (intrusivo) para la mineralización. El gran tamaño del depósito, su profusa
mineralización, su alteración potásica temprana, mineralogía simple de sulfuros, limitado
conjunto de metales contenidos y su abundante apatito recristalizado sugieren que la
mineralización original puede haber estado relacionada a un sistema de pórfido emplazado
en la pila de rocas volcánicas. Las rocas volcánicas huésped, la ausencia de un intrusivo
relacionado a la mineralización, la forma tabular mantiforme del depósito y la abundancia
de magnetita son rasgos atípicos de depósitos de tipo pórfido cuprífero. Sin embargo,
algunas de estas características de Candelaria están presentes en pórfidos de Cu-Au
relacionados a intrusivos alcalinos en British Columbia, Canadá (Lang et al., 1995) y
también con el depósito proterozoico australiano de Olympic Dam (Oreskes y Hirtzman,
1993).
Por otra parte, Candelaria se ubica en la porción oriental de la Faja Ferrífera Chilena, tiene
una edad similar a la mineralización de magnetita-apatito de esta faja e incluye la presencia
de abundante magnetita (10 a 15 % de la mena) y apatito recristalizado. Consecuentemente
puede considerarse también como un yacimiento de hierro que tuvo adiciones
paragenéticamente tardías de cobre y oro (Ej. Sillitoe, 1996).
Lo expuesto anteriormente ha llevado a considerar a Candelaria como un depósito
intermedio entre depósitos de tipo magnetita-apatito y pórfidos cupríferos (Marschik y
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
3
Fonboté, 1996). En realidad el yacimiento Candelaria es un depósito de origen
metasomático con particularidades que lo hacen uno en su tipo, de modo que perfectamente
podría calificarse como una mineralización de óxido-Fe-Cu-Au “Tipo Candelaria”.
Manto Verde
El yacimiento de cobre Manto Verde se localiza 32 km al SE de Chañaral dentro de la Zona
de Falla de Atacama y contiene 120 Mt con 0,72 % Cu (ley de corte 0,2 % Cu) de mineral
oxidado, con reservas mineras de 85 Mt con 0,82 % Cu total. El yacimiento se explota a
razón de 15.000 t/día por un rajo abierto, con lixiviación en pilas y electro obtención,
produciendo 48.000 t de cátodos de Cu al año. La mineralización está hospedada en rocas
cataclásticas andesíticas e intrusivas (pórfido diorítico) del Cretácico Inferior, existiendo
tres unidades de brechas paralelas a la Falla Manto Verde que tiene rumbo NNW y manteo
de 40º-50ºE y corresponde a una estructura subsidiaria de 12 km de longitud presente entre
dos fallas maestras N-S del sistema de Falla de Atacama. En la mitad sur de la Falla Manto
Verde se presenta mineralización cuprífera discontinua en forma de cuerpos tabulares
dominados por especularita (minas Manto Verde y Laura), chimeneas de brecha (minas
Manto Monstruo y Manto Ruso) y depósitos irregulares tipo stockwork (mina Montecristo).
El cuerpo mineralizado de Manto Verde se extiende por 1.500 m a lo largo de la falla
homónima, con un ancho de 100 a 350 m en superficie, pero se angosta en profundidad, de
modo que a 200 m bajo la superficie tiene unos 60 m de ancho. Las brechas contienen
abundante especularita la cual se presenta como matriz de brechas y en venillas. La
mineralización de cobre se presenta oxidada hasta 200 m de profundidad y se reconocen
dos tipos de menas oxidadas de cobre las brechas del bloque pendiente de la falla contienen
abundante hematita con brochantita, antlerita menor, crisocola, malaquita y atacamita,
minerales que se presentan en vetillas, parches y diseminados en la matriz de especularita.
En la brecha del yacente es más rica en cobre y presenta malaquita, con cantidades
subordinadas de crisocola, brochantita, atacamita, neotocita y pitch limonita, los que se
presentan como parches o rellenos de fracturas en los fragmentos y la matriz de la brecha.
La mineralización hipógena en profundidad se presenta diseminada en la matriz de
especularita y consiste en calcopirita y pirita (calcopirita/pirita = 5/1; igual que en
Candelaria). Las relaciones texturales indican que los sulfuros se depositaron al mismo
tiempo que la especularita, aunque algunos cristales rellenan huecos entre las hojas de
especularita y en venillas se depositaron con posterioridad a ella. Entre la zona oxidada y
la de sulfuros hipógenos existe una delgada zona subhorizontal de enriquecimiento
supergeno débil (3-5 m) que incluye cobre nativo, cuprita, tenorita y calcosina (±covelina)
parcialmente reemplazando a los sulfuros hipógenos. Los cuerpos de mayor ley de cobre y
oro subordinado se presentaban en cuerpos tabulares en la zona de falla, ellos fuero
explotados en forma subterránea previo a la puesta en operación del rajo de la mina Manto
Verde en 1995.
Estudios preliminares de inclusiones fluidas muestran temperaturas de homogeneización
relativamente bajas (180º-250ºC) y evidencias de ebullición; esto último sugiere
condiciones hidróstáticas durante la mineralización y su ocurrencia a poca profundidad.
Por otra parte, la alta salinidad (30-50 % NaCl eq.) sugiere derivación magmática de los
fluidos hidrotermales.
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
4
Las rocas volcánicas e intrusivas en Manto Verde fueron afectadas por una alteración
potásica caracterizada por un entrecrecimiento de feldespato-K y clorita con cuarzo menor
y hematita. Parte de las brechas presentan feldespato-K y clorita moderadamente alteradas
a sericita y arcillas, acompañadas de un aumento de especularita, cuarzo y turmalina
finamente diseminada. Además, tardíamente se produjo un vetilleo de calcita. Edades KAr de andesitas alteradas y diques alterados han dado 117 ± 3 y 121 ± 3 Ma (Aptiano), edad
que se ha asignado al proceso de alteración-mineralización.
El yacimiento Manto Verde presenta un claro control estructural transtensional y
corresponde a una mineralización hidrotermal de óxido-Fe-Cu (-Au), la que fue oxidada
hasta 200 m de profundidad. Este yacimiento se localiza en la porción norte de la Faja
Ferrífera Chilena. Sin embargo la asociación de especularita-clorita-feldespato-K (con
±calcopirita-pirita) difiere de la asociación de magnetita-apatito-actinolita de los
yacimientos de hierro y difiere también de las características de Candelaria. Vila et al.
(1996) consideran Manto Verde como un miembro extremo de un continuo entre los
depósitos de magnetita-apatito pobres en cobre de la Faja Ferrífera y depósitos dominados
por especularita ricos en cobre como es Manto Verde. Este depósito representaría una
mineralización más somera y en condiciones más frágiles con respecto a los depósitos de
Fe-P.
Hipótesis sobre el origen de los depósitos de óxidos-Fe-Cu-Au
Estos depósitos de óxido-Fe-Cu-Au pertenecen a una clase de depósitos caracterizados por
abundante mineralización de Fe, pero pobre en Ti, conocida como depósitos de óxido-Fe de
clase (Cu-U-Au-REE) o clasificados como depósitos de Cu-Au con bajo contenido de
azufre (Ej., Hirtzman et al., 1992, Barton and Johnson, 1996). La relación genética con
rocas plutónicas contemporáneas es controvertida. Algunos autores favorecen un modelo
donde fluidos con metales y azufre se exsuelven desde un magma en cristalización y
depositan metales en las rocas de caja adyacentes (Ej. ., Gow et al., 1994, Rotherham et al.,
1998, Williams, 1998, Williams et al., 1999). Por otra parte, se ha propuesto un modelo de
derivación a partir de fluido derivado de evaporitas y movilizado termalmente para lixiviar
y redepositar metales y azufre (Battles and Barton, 1995, Barton and Johnson, 1996, Barton
et al., 1998, Ulrich and Clark, 1999).
Ambos modelos anteriores han sido propuestos para Candelaria (Ej. Ulrich and Clark,
1999, Marshick and Fonboté, 1996). La alteración potásica y sódico-cálcica de alta
temperatura en Candelaria y en la mina Agustina indican que los procesos de
mineralización de Cu-Au ocurrieron a temperaturas bien por encima de 400ºC (Ryan et al.,
1995; Hopf, 1990). Consecuentemente, el origen de estos depósitos muy probablemente
tiene una conexión magmática, aunque una fuente evaporítica no puede descartarse. Los
datos de inclusiones fluidas de Manto Verde indican temperaturas menores de formación
(180º-320ºC) y ebullición de los fluidos hidrotermales durante la mineralización (Vila et
al., 1996). Sin embargo, estos autores favorecen un origen magmático-hidrotermal y
plantean un origen similar para los depósitos de magnetita-apatito de la Franja Ferrifera
Chilena. Manto Verde es visto por Vila et al. (1996) como un miembro extremo rico en
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
5
cobre de un continuo de depósitos que se extiende desde los depósitos de magnetita-apatito
pobres en cobre en el otro extremo.
Otros autores han propuesto un modelo genético que intenta relacionar entre sí los
depósitos Cretácicos de magnetita-apatito, óxido-Fe-Cu-Au y estratoligados de Cu (Ag)
hospedados en rocas volcánicas. Estos depósitos se consideran como distintos niveles de
emplazamiento y liberación de fluidos hidrotermales desde intrusiones de magma de Fe-P,
siguiendo básicamente el modelo de inyección de magmas de mena tipo Kiruna (Vivallo
and Henriquez, 1997, Gelcich, 1999). Sin embargo, el establecer la naturaleza de la
relación entre los depósitos de óxido-Fe-Cu-Au y los depósitos virtualmente
contemporáneos de óxido-Fe-apatito y que se localizan en el mismo sector de la Cordillera
de la Costa del norte de Chile, se dificulta por una larga y clásica controversia no
concluyente respecto al origen de los depósitos de magnetita-apatito chilenos. Algunos
autores (Ej. Nyström and Henríquez, 1994, 1995) los interpretan como derivados de
cristalización de magmas (magmas de mena de óxido de hierro tipo Kiruna), mientras otros
indican que son depósitos de reemplazo hidrotermal (metasomático; Ej. Hirtzman et al.,
1992; Bookstrom, 1995) y también que posiblemente se formaron a partir de fluidos que
tuvieron poca o ninguna interacción con magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and
Oreskes, 1999).
REFERENCIAS
Arévalo, C., Grocott, J., Pringle, M. y Martin, W., 2000. Edad 40Ar/39Ar de la
mineralización en el Yacimiento Candelaria, Región de Atacama. Actas IX
Congreso Geológico Chileno, V. 2, pp. 92-96.
Barton, M.D. and Johnson, D.A., 1996. Evaporitic source model for igneous related Fe
oxide-(REE-Cu-Au-U) mineralization. Geology, V. 24, p. 259-262.
Barton, M.D., Johnson, D.A., and Hanson, R.B., 1998. Evaluation of possible roles of nonmagmatic brines in igneous-related hydrothermal systems, especially Fe(Cu-Au-REE) deposits. Geological Society of America, Annual Meeting,
Toronto, Abstracts with Programs, 1998, A-127.
Battles, D.A. and Barton, M.D., 1995. Arc-related sodic hydrothermal alteration in the
western United States. Geology, V. 23, pp. 913-916.
Bookstrom, A.A., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna-type in Chile and
Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry: a discussion. Economic
Geology, V. 90, p. 469-473.
Gelcich, 1999. Fe and Cu±Fe Mineralization in the Coastal Cordillera of Chañaral,
Northern Chile. (extended abstract) Proceedings of the Fourth ISAG,
October 4-6, 1999, Goettingen, Germany, p. 261-265.
Gow, P.A., Wall, V.J., Oliver, N.H.S., and Valenta, R.K., 1994. Proterozoic iron oxide
(Cu-U-Au-REE) deposits: Further evidence of hydrothermal origins.
Geology, V. 22, p. 633-636.
Hirtzman, M.W., Oreskes, N., and Einaudi, M.T., 1992. Geological characteristics and
tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits.
Precambrian Research, V. 58, p. 241-287.
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
6
Hopf, S., 1990. The Agustina Mine, a Volcanic-Hosted Copper Deposit in Northern Chile.
In: Fontboté, L. et al. (editors) Stratabound Deposits in The Andes.
Springer-Verlag, p. 421-434.
Lang, J.R., Stanley, C.R., Thompson, J.F.H., 1995. Porphyry Copper-Gold Deposits
Related to Alkalic Igneous Rocks in the Triassic-Jurassic Arc Terranes of
British Columbia. In: Pierce, F.W. and Bolm, J.G. (Editors) Porphyry
Copper Deposits of the American Cordillera, Arizona Geological Society
Digest, 20, pp.219-236.
Marschik, R. and Fonboté, Ll., 1996. Copper (-Iron) Mineralization and Superposition of
Alteration Events in the Punta del Cobre Belt, Northern Chile. In: Camus,
F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New
Discoveries, Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of Economic
Geologists, Special Publication Number 5, pp. 171-190.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1994. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type
in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry. Economic
Geology, V. 89, p. 820-839.
Nyström, J.O., and Henríquez, F., 1995. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type
in Chile and Sweden: Ore textures and magnetite geochemistry – A Reply.
Economic Geology, V. 90, p. 473-457.
Oreskes, N. and Hirtzman, M.W., 1993. A Model for the origin of Olympic Dam-type
deposits. In: Kirkham, R.V., Sinclair, W.D., Thorpe, R.I. and Duke, J.M.
(Editors) Mineral Deposit Modeling, Geological Association of Canada,
Special Paper 40, pp. 615-634.
Rhodes, A.L. and Oreskes, N., 1999. Oxygen Isotope Composition of Magnetite Deposits
of El Laco, Chile: Evidence of Formation from Isotopically Heavy Fluids.
In: Skinner, B.J. (editor), Geology and Ore Deposits of the Central Andes,
SEG Special Publication Number 7, p. 333-351.
Rotherham, J.F., Blake, K.L., Cartwright, I., and Williams, P.J., 1998. Stable isotope
evidence for the origin of Meso-proterozoic Starra Au-Cu deposit, Cloncurry
district, NW Queensland. Economic Geology, V. 93, pp. 1435-1449.
Ryan, P.J., Lawrence, A.L., Jenkins, R.A., Matthews, J.P., Zamora, J.C., Marino, E.,
Urqueta, I., 1995. The Candelaria Copper-Gold Deposit, Chile. In: Pierce,
F.W. and Bolm, J.G. (Editors) Porphyry Copper Deposits of the American
Cordillera, Arizona Geological Society Digest, 20, pp.625-645.
Sillitoe. 2003. Iron oxide-copper-gold deposits: an Andean view. Mineralium Deposita, V.
38, p. 787-812.
Sillitoe, 1996. Granites and metal deposits, Episodes, V. 19, pp. 126-133.
Ulrich, T.D. and Clark, A.H., 1999. The Candelaria copper-gold deposit, Region III, Chile:
Paragenesis, geochronology and fluid composition. In: Stanley, C.J. et al.,
editors, Mineral Deposits: Processes to processing, Balkema, Rotterdam, pp.
201-114.
Vila, T., Lindsay, N. and Zamora, R., 1996. Geology of Manto Verde Copper Deposit,
Northern Chile: A Specularite-Rich, Hydrothermal-Tectonic Breccia Related
to the Atacama Fault Zone. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R.,
eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and
Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number
5, pp. 157-170.
Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos
7
Vivallo, W. and Henriquez, F., 1997.
Relación genética entre los yacimientos
estratoligados de Cu (“tipo manto”), de Cu-Fe±Au y de hierro del tipo
Kiruna. Congreso Geológico Chileno, VIII, Antofagasta, Chile, p. 11891193.
Williams, P.J., 1998. Metalliferous economic geology of the Mt. Isa Eastern Succession,
nortwest Qeensland. Australian Journal of Earth Sciences, v. 45, pp. 329341.
Williams, P.J., Guoyi, D., Pollard, P.J., and Perring, C.S., 1999. Fluid inclusion
geochemistry of Cloncurry (Fe)-Cu-Au deposits. In: Naden, A.H., Rankin,
A.H., and Bodnar, R.J. (editors), Mineral Deposits: Processes to Processing,
Rotherdam, Balkema, p. 111-114.
Depósitos de Placeres
1
PROCESOS SEDIMENTARIOS; DEPOSITOS ALOCTONOS
DEPÓSITOS DE PLACERES
Los placeres corresponden a una concentración gravitacional de minerales pesados por
fluidos en movimiento, generalmente por agua, aunque puede ocurrir también en sólidos y
gases.
Las condiciones para que ocurra una concentración gravitacional de minerales pesados son:
1.
2.
3.
4.
Liberación de la fuente de roca original (meteorización)
Alta densidad de la fase mineral (Ej. Au 19,3 g/cm3)
Alta resistencia química a la meteorización (no reactivo)
Durabilidad mecánica (física)
Los placeres auríferos1 son quizás los más conocidos entre este tipo de depósitos, pero los
minerales que cumplen esas propiedades en distintos grados son: casiterita, cromita,
columbita, cobre, diamantes, granate, oro, ilmenita, magnetita, monazita, platino, rubí,
rutilo, safiro, xenotima y circón.
SnO2
FeCr2O4
(Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6
C
FeTiO3
Fe3O4
(Ce,La,Y,Th)PO4
Al2O3
YPO4
ZrSiO4
Casiterita (mena de estaño)
Cromita (mena de cromo)
Columbita
Diamante
Ilmenita
Magnetita
Monazita (mineral portador de tierras raras)
Corindón – Rubí (con Cr; rojo) – Zafiro (con Co, Cr, Ti; azul)
Xenotima
Circón
A nivel mundial los placeres estaníferos y de diamantes son importantes económicamente.
Los sulfuros se descomponen fácilmente al oxidarse (no son resistentes a la meteorización),
por lo que raramente se encuentran concentrados en placeres. Sin embargo, hay
excepciones en paleoplaceres del Precámbrico, debido probablemente a que la atmósfera
del Precámbrico no era oxidante.
Los depósitos de placeres se han formado en todo el tiempo geológico, pero la mayoría
son del Cenozoico a Reciente. La mayoría de los placeres son pequeños y a menudo
efímeros ya que se producen sobre la superficie terrestre, generalmente en o sobre el nivel
de base para la erosión, de manera que muchos de ellos son erosionados y solo
excepcionalmente son enterrados como para preservarse como paleoplaceres.
1
Placer aurífero corresponde al tipo de depósito mineral; no confundir con lavadero de oro que corresponde a
las labores de beneficio del placer.
Depósitos de Placeres
2
La mayoría de los depósitos de placeres son de baja ley, pero su explotación es posible
debido a que se encuentran en materiales sueltos, no requieren de molienda y pueden
explotarse con plantas relativamente baratas. La explotación por dragado de gravas
aluviales es una de las más baratas.
En el caso de paleoplaceres (placeres antiguos preservados en secuencias sedimentarias)
estos probablemente estarán litificados, inclinados y parcial o totalmente enterrados bajo
otras rocas también litificadas. Esto implica que su eventual explotación será mucho más
costosa y que deben ser extraordinariamente de alta ley o contener minerales valiosos como
el oro para ser rentables. Sin embargo, los paleoplaceres del Precámbrico del
Witwatersrand de Sudáfrica constituyen una de las mayores concentraciones de oro del
mundo, por lo que Sudáfrica por mucho tiempo ha sido el mayor productor de este metal
precioso. También hay ejemplos de conglomerados diamantíferos Cretácicos cerca de
Estrella Do Sul en Brasil y en el prospecto de Max Resources en Autralia occidental. Este
último consiste en un conglomerado Terciario de 2-3 m de potencia y 2-3 m bajo la
superficie, el que tiene una ley recuperable de 0,23 quilates2/m3 con aproximadamente 60%
de piedras con calidad de gema.
Existen numerosas clasificaciones de placeres, pero para los efectos de este curso se
utilizará una clasificación genética simple, a saber:
Placeres residuales: acumulación in situ durante la meteorización.
Placeres eluviales: acumulación en un medio sólido en movimiento.
Placeres aluviales: concentración en un medio líquido (agua).
Placeres eólicos: concentración en medio gaseoso en movimiento (viento).
Placeres de playa: concentración por efectos del oleaje de playas.
Residuales: acumulados inmediatamente encima de las rocas madres o fuentes (Ej. vetas
con oro o con casiterita; Fig. 1) por descomposición y remoción de materiales más livianos
de la roca; estos pueden gradar hacia abajo a vetas meteorizadas.
Eluviales: típicamente formados en pendientes de montañas en “acarreos” e incluyen
minerales liberados de la roca fuente cercana (Fig.1). Los minerales pesados se concentran
sobre la superficie pendiente debajo de la fuente, mientras los minerales más livianos y noresistentes son disueltos o arrastrados pendiente abajo o volados por el viento. Esto
produce una concentración parcial por reducción del volumen, un proceso que continúa con
el deslizamiento pendiente abajo. Es obvio que para que haya un depósito de interés
económico mediante este proceso incompleto de concentración se requiere de una fuente
rica. En algunas áreas con placeres eluviales, los materiales económicos se han
concentrado en bolsonadas en las superficie de la roca subyacente al material no
consolidado (circa).
2
Quilate: se refiere aquí a una unidad de peso de los diamantes, perlas y otras gemas. El quilate métrico
equivale a 0,2 gr o 200 mg. y es un standard en muchos países del mundo. No confundir con los kilates que
corresponden a la proporción de oro puro en una aleación (ej. oro 18 kilates significa 18/24 de pureza o 18
partes de oro con 6 partes de otro metal).
Depósitos de Placeres
3
Placeres Aluviales: Este ha sido uno de los tipos de placeres más importantes
históricamente y la minería primitiva correspondió a este tipo de depósitos (Ej. Egipcios,
Incas). La fácil extracción ha hecho que sean muy buscados y ellos han sido la causa de las
“fiebres” de oro y de diamantes (Ej. fiebre del oro de California y del Yukón en el Siglo
XIX).
Fig. 1 Formación de placeres residuales (izquierda) y eluviales (derecha) por la
meteorización de vetas con casiterita.
Mecanismo de concentración gravitacional: En general la fracción de minerales pesados
de un sedimento es de grano más fino que los componentes livianos. Hay varias razones
para esto, primero los minerales pesados son naturalmente de grano más fino que el cuarzo
o feldespato en rocas ígneas o metamórficas de las que derivan. Segundo, la selección y
composición de los sedimentos está controlada tanto por la densidad como el tamaño de las
partículas, conocida como la razón hidráulica, por lo que un grano grande cuarzo requiere
de la misma corriente que uno pesado y pequeño para moverse. Si existe una corriente
fuerte todos los granos de arena de un sedimento estarán en movimiento, pero si la
velocidad decrece se depositarán primero los minerales pesados gruesos, luego los
minerales pesados finos y solo después los minerales livianos gruesos. Si la velocidad de la
corriente no disminuye más, se producirá una concentración de minerales pesados en el
sedimento. Consecuentemente, estas concentraciones ocurren en condiciones de flujo
irregular y esto puede ocurrir en varias situaciones, dado que la roca fuente esté dentro del
área de captura (cuenca).
El primer ejemplo donde se dan las condiciones para la concentración de minerales pesados
es la emergencia de un cañón a una cuenca o zona de sedimentación; en el cañón o
quebrada encajonada con fuerte pendiente la depositación de sedimentos es virtualmente
cero, pero al salir del sector montañoso, abrirse el cauce y disminuir la gradiente
(pendiente) hace que cualquier mineral pesado tienda a depositarse mientras los livianos
serán arrastrados aguas abajo. Asimismo, si existen salientes rocosas en el lecho del cauce
los minerales pesados serán retenidos por estas (Fig.3). Otros sitios de acumulación
Depósitos de Placeres
4
corresponden a caídas o saltos de agua y remolinos (Fig.2). Asimismo la confluencia de un
afluente menor con un río más grande con flujo más lento (Fig.4). Uno de los lugares que
provee condiciones muy favorables para la concentración de minerales pesados son los
cauces con meandros; mientras más rápido sea el flujo en la parte externa de un meandro,
mas lento será el flujo en su parte interna y a medida que el meandro migra puede originar
una concentración de minerales pesados (Fig.5).
El transporte de materiales por una corriente es por saltos o en suspensión, pero en la
mayoría de las situaciones fluviales y litorales marinas el transporte de arena y partículas
más grandes es en forma de una capa de tracción en la cual la depositación es poco
importante. Lo importante es que los granos o clastos más grandes y livianos que
sobresalen en la capa serán arrastrados en mayor medida por la corriente y que los
intersticios en sedimentos gruesos atrapan a los minerales pesados más finos, por lo que las
gravas serán mejores trampas que la arena para los minerales pesados. Esto frena el
Fig. 2. Los pozos de caídas o saltos de agua y hoyos generados por remolinos de agua
pueden ser lugares donde se concentran minerales pesados.
Fig. 3. Salientes de cuarzo en una secuencia de lutitas pueden servir como trampas
naturales para la acumulación de oro en placeres.
Depósitos de Placeres
5
Fig. 4. La confluencia de un afluente de alta energía con un curso mayor de flujo más lento
puede constituir el lugar de concentración de minerales pesados.
Fig. 5. Formación de placeres (punteado) en un cauce de flujo rápido con meandros
migrantes. 1. Posición original del cauce; 2. Posición intermedia; 3. Posición actual.
Note que la acumulación de placeres se extiende lateralmente y aguas abajo.
Depósitos de Placeres
6
desplazamiento de los minerales pesados más finos y produce un enriquecimiento de ellos
mientras son transportados en una capa gruesa de sedimento en el fondo del cauce. La
mayor parte de la producción de estaño se obtiene en placeres de casiterita en Brasil y
Malasia; también los placeres son importantes productores de oro.
Placeres de Playa: En las playas el efecto del oleaje y de corrientes costeras también
puede producir la concentración de minerales pesados. Las olas lanzan material a la playa
y la resaca arrastra los materiales más livianos, los cuales son transportados por la deriva a
lo largo de la costa, de modo que se producen concentraciones de minerales pesados en las
playas, sobre todo durante la acción del oleaje durante tormentas (Fig.6). Las variaciones
de nivel por las mareas también son relevantes, porque grandes mareas exponen una faja
mayor de playa para la acción de las olas. Consecuentemente los placeres de playa se
forman en la actualidad en sectores donde los vientos dominantes son oblicuos a la costa y
existen corrientes marina paralelas a la costa, puesto que ambos factores promueven la
deriva a lo largo de la costa. Esta situación ocurre en las costas de Australia y Africa,
donde existen importantes concentraciones de minerales pesados.
Fig. 6. Sección esquemática para ilustrar algunos lugares de formación de placeres de
playa, los que se muestran por el punteado grueso. El retrabajo posterior de estos placeres
por el viento, puede dar origen a placeres eólicos.
Los minerales más importantes de placeres de playa son: casiterita, diamante, oro, ilmenita,
magnetita, monazita, rutilo, xenotima y circón. Ej. placeres de oro de Nome, Alaska,
placeres de playa en costa occidental de la isla de Chiloé, Chile, placeres diamantíferos de
Namibia, arenas de ilmenita – monazita – rutilo de Travencore y Quilon, India, arenas de
rutilo – circón –ilmenita de Australia del este y oeste y arenas de magnetita de la North
Island, Nueva Zelanda. Obviamente para producir estas concentraciones debe existir una
fuente, la cual pueden ser rocas costeras o vetas aflorantes a lo largo de la costa o fondo
marino, o aporte de ríos u depósitos más antiguos retrabajados por el mar; en Chiloé el
material original corresponde a morrenas glaciales retrabajadas por el mar. Los placeres
marinos recientes se presentan a diferentes niveles topográficos debido a cambios del nivel
del mar durante el Pleistoceno.
Depósitos de Placeres
7
Existen placeres de playa importantes por su producción de rutilo y circón que se extienden
por 900 km en la costa oriental de Australia. Están en sedimentos cuaternarios que forman
una faja costera de hasta 13 km de ancho y generalmente 30 a 40 m de potencia.
Placeres Eólicos: Los más importantes se producen por el retrabajo de placeres de playa
por el viento; la generación de dunas es un fenómeno común en sectores costeros e implica
movimiento de materiales clásticos y obviamente se mueven más fácilmente los materiales
más livianos, de modo que se concentran o reconcentran las acumulaciones de minerales
pesados. Ej. depósitos de arenas ferríferas de titanomagnetita de North Island, Nueva
Zelanda, los que se estima que contienen más de 1000 Mt de titanomagnetita.
Placeres Fósiles: Los ejemplos más notables son los conglomerados con oro y uranio del
Arqueano a Proterozoico Medio (Precámbrico; 3100-2200 Ma). Los principales depósitos
están en el campo aurífero del Witwatersrand de Sudáfrica (Fig.7), el área de Blind River a
lo largo de la costa norte del lago Hurón en Canada (solo con trazas de oro) y en Sierra
Jacobina, en Bahia, Brasil; existiendo otros ejemplos en áreas de escudos precámbricos en
Ghana (Takwa) y Canadá (Elliot Lake). Las rocas huéspedes en Witwatersrand son
conglomerados monomícticos maduros, con clastos bien redondeados de vetas de cuarzo,
chert y pirita y matriz de cuarzo, mica, clorita, abundante pirita (o menos comúnmente
hematita) y fuchsita; la secuencia sedimentaria sobreyace a granitos y rocas verdes del
Arqueano, pero los conglomerados no contienen clastos de granito. El oro se presenta en
granos angulosos de o,005 a 0,1 mm de diámetro junto con los minerales de uranio
(principalmente uraninita) en la matriz de los conglomerados junto con otros materiales
detríticos.
Fig. 7. Mapa del campo aurífero de Witwatersrand, paleoplaceres del Grupo Central Rand,
el cual contiene la mineralización principal de Au-U en Sudáfrica, junto con los domos
adyacentes de granitos y sitios principales de descarga de sedimentos fluviales
Depósitos de Placeres
8
En Witwatersrand los yacimientos parecen haberse formado en la periferia de un lago
intermontano intracratónico subsidente o un mar somero dentro del paleocontinente
(Precámbrico) en aquellos sectores donde los sedimentos fueron introducidos a la cuenca
(Fig.7). Las áreas mineralizadas individuales se formaron en abanicos fluviales y deltaicos
donde con reselección de los sedimentos por acción de corrientes paralelas a la antigua
costa y por movimientos tectónicos de fallas del margen de la cuenca que alteraron el nivel
de base (Fig.8).
Fig. 8. Formación de un abanico deltaico en la cuenca de Witwatersrand. El material
grueso se muestra por el símbolo de gravas, los depósitos carbonosos de algas con un
achurado más fino. El tamaño de los asteriscos indican los valores relativos de oro (más
altos en la porción intermedia del abanico.
El oro se presenta en la porción basal de conglomerados maduros, pero bandas de carbón y
sedimentos carbonosos más finos dentro de los depósitos clásticos contienen también oro y
uranio (los depósitos carbonosos representan el crecimiento de algas que bordeaban los
deltas donde se produjo la concentración aurífera). La asociación del oro con uranio ha
sido objeto de controversia en el sentido de determinar si la uraninita presente en los
yacimientos de paleoplaceres de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía origen detrítico o
corresponde a un precipitado químico por el efecto reductor del material orgánico presente
en la cuenca. En la atmósfera actual es imposible que la uraninita sea detrítica, porque en
condiciones oxidantes los minerales de uranio meteorizan con gran facilidad, liberando el
altamente móvil U6+. Sin embargo, en la atmósfera del Precámbrico, cuando se formaron
estos yacimientos, virtualmente no había oxígeno, era una atmósfera reductora, en la que la
uraninita pudo eventualmente actuar como mineral detrítico, al no sufrir meteorización.
Depósitos de Placeres
9
Los depósitos auríferos de Witwatersrand en Sudáfrica constituyen la concentración
aurífera más grande del mundo, desde su descubrimiento en 1886 produjeron 45.000 ton de
oro (1.447 Millones de onzas), lo cual representa 40% de todo el oro producido en el
mundo. Hasta 1983 se explotaban menas con una ley promedio de 10 g/t Au y la
producción sudafricana llego a su punto más alto en 1970 con 1000 ton, desde entonces han
disminuido a 550 ton/año y las leyes medias actualmente en explotación son más bajas,
pero Sudáfrica sigue siendo el mayor productor de oro del mundo con un 24% de la
producción mundial de este metal.
En Blind River, Canadá los depósitos de uranio parecen haberse formado en ambiente
fluvial o deltaico: Los conglomerados huéspedes son la base de una secuencia de areniscas
que parecen ocupar paleovalles excavados en rocas verdes más blandas del basamento
metamórfico.
Depósitos sedimentarios autóctonos
1
PROCESOS SEDIMENTARIOS: DEPOSITOS AUTOCTONOS
Las rocas sedimentarias formadas por precipitación química de ciertos compuestos pueden
tener interés económico directo como minerales industriales (Ej. la precipitación de
carbonatos de calcio o magnesio origina calizas y dolomitas que se usan para cemento y
materiales refractarios respectivamente): Sin embargo, para los efectos de este curso es
más relevante la formación de depósitos metálicos por precipitación química tales como las
formaciones de hierro bandeado (BIF: “banded iron formations”) del Precámbrico
(2.000 Ma), los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos y los depósitos sedimentarios de
manganeso. Asimismo existen depósitos de metales base en rocas sedimentarias (Ej. la
pizarra cuprífera del Küpferschiefer del Norte de Europa), aunque respecto a esta última
existe controversia si el origen de la mineralización en ella es sedimentario o diagenético.
FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF): Estas constituyen los depósitos
metálicos más grandes de la tierra y constituyen las rocas fuentes del 95% de los recursos
de hierro del planeta; son rocas sedimentarias metalíferas silíceas bandeadas (bandas ricas
en Fe alternadas con bandas silíceas de chert) que constituyen enormes depósitos
singenéticos por precipitación química y se presentan en secuencias estratigráficas del
Precámbrico que alcanzan hasta cientos de metros de potencia y cientos a miles de metros
de extensión lateral. Una buena parte de estas formaciones ferríferas son utilizables
directamente como mena de hierro de baja ley y otras han sido productoras de depósitos
de alta ley de Fe (particularmente cuando procesos supergenos han enriquecido el
contenido de Fe del mineral por lixiviación de la sílice). Las menas de baja ley se
benefician mediante molienda fina y separación magnética y/o gravitacional para
concentrar magnetita y hematita, en forma de pellets con 62 – 65% Fe.
Estos depósitos estratiformes de Fe se conocen generalmente como BIF sigla en inglés de
formaciones de hierro bandeado (“Banded Iron Formations”), pero las rocas ferríferas
bandeadas con jaspe o chert ferruginoso reciben el nombre de Taconitas en Norteamérica,
Jaspilitas en Australia e Itabiritas en Brasil.
Las reservas de hierro en formaciones de hierro bandeado son enormes y estas se
depositaron en el período comprendido principalmente entre los 2.500 y 1.900 Ma. El
hierro depositado en ese período y todavía preservado es de 1014 t y posiblemente de 1015 t.
En menor medida también se depositó Fe en el Proterozoico Medio a Superior (1.600 – 570
Ma). El consumo mundial de Fe actualmente alcanza a 109 t/año, por lo que las reservas de
Fe en los BIF son realmente enormes. La región del Lago Superior al norte y centro de los
Estados Unidos y sur de Canadá es la más productiva de mineral de hierro en el mundo a
partir de formaciones de hierro bandeado; en América del Sur Brasil es el mayor productor
de hierro seguido de Venezuela a partir del mismo tipo de depósitos sediementarios.
Las formaciones de hierro bandeado se caracterizan por una laminación fina. Las capas son
generalmente de 0,5 a 3 cm de potencia y, a su vez, están laminadas a escala milimétrica a
fracciones de milímetro. Las bandas consisten en capas de sílice (chert o sílice cristalina)
alternando con capas de minerales de Fe. La más simple y común es la alternancia de chert
y hematita. Sin embargo, el Fe se presenta en magnetita, hematita, limonita, siderita,
Depósitos sedimentarios autóctonos
2
clorita, greenalita, minnesotaíta, especularita, estilpnomelano, grunerita, fayalita y pirita.
Esta laminación fina de óxidos de Fe y de sílice se interpreta como una precipitación cíclica
que pudo estar relacionada a variaciones estacionales (invierno – verano), las que
influyeron ya sea en las condiciones fisico-químicas de los mares de la época o bien en
variación de condiciones favorables para el desarrollo de bacterias u otros organismos que
pudieron contribuir a la precipitación del hierro.
Existe consenso que el hierro de los BIF fue precipitado químicamente o con participación
biogénica en forma subacuática (sedimento químico). En el BIF de Gunflint de Ontario,
Canadá se han identificado algas azules-verdes y hongos fósiles, algunos de los cuales se
parecen a bacterias que actualmente pueden crecer y precipitar hidróxido férrico en
condiciones reductoras, sugiriendo la participación de organismos en la precipitación del
Fe, pero no existe consenso al respecto.
Por otra parte, tampoco existe consenso respecto al origen del Fe de los BIF: una escuela de
pensamiento considera que proviene de la erosión de masas terrestres (meteorización de
minerales ferromagnesianos), mientras que otra plantea que provendría de actividad
exhalativa volcánica (actividad hidrotermal subacuática relacionada a volcanismo). Lo que
parece claro es que las condiciones ambientales de la tierra (a nivel planetario) en el
Precámbrico eran distintas a las actuales, existían océanos más someros, mayor actividad
volcánica y la atmósfera terrestre era rica en CO2, pero deficiente en oxígeno, por lo que se
supone que en los mares y lagos de esa remota época existía un ambiente esencialmente
reductor y se ha sugerido que el pH del mar era algo más bajo que el actual.
Las formaciones de hierro bandeado presentan facies de óxidos, carbonatos, sulfuros y
silicatos las cuales gradan entre sí y se han interpretado como resultado de precipitación de
los minerales en distintas secciones de cuencas marinas someras precámbricas gracias a la
disponibilidad de iones en las aguas (Fig. 1). Las facies de óxidos son las relevantes como
mena de hierro. La depositación de cada facies estuvo controlada por condiciones de Eh y
pH del medio dentro de las cuencas de sedimentación, especialmente por el potencial de
oxidación – reducción relacionado al contenido de oxígeno del agua. Valores relativamente
bajos de Eh y pH favorecen la precipitación de pirita, mientras que valores altos favorecen
la precipitación de óxidos; los carbonatos y silicatos precipitaron en condiciones de Eh y
pH intermedias.
Fig. 1. Zonación de facies en formaciones de hierro bandeado producto de depositación en
una cuenca ideal en la cual precipitan compuestos de hierro
Depósitos sedimentarios autóctonos
3
Facies de óxidos: son las más importantes, puesto que constituyen la mena de hierro
explotable, y pueden subdividirse en subfacies de hematita y de magnetita, entre las
cuales existe una completa gradación. La hematita en los BIF menos alterados se presenta
en forma de especularita gris a gris azulada. Existen comúnmente texturas oolíticas
sugiriendo depositación en aguas someras, pero en otros casos la hematita es granular sin
estructura. El “chert” varia desde material criptocristalino de grano fino a granos de
cuarzo entrecrecidos (producto de recristalización de sílice amorfa). En las subfacies
menos comunes de magnetita, se presentan capas de magnetita alternando con capas de
silicatos o carbonatos de Fe y capas silíceas. Las facies de óxidos tienen entre 30-35% Fe y
esas rocas son explotables con concentración magnética o gravitacional de los minerales de
hierro.
Facies de carbonatos: Estas consisten en la alternancia de chert y siderita (carbonato de
Fe) en proporciones iguales. Puede gradar a través de rocas con magnetita – siderita –
cuarzo a las facies de óxidos y por la adición de pirita a facies de sulfuros. La siderita
parece haberse acumulado como barro fino debajo del nivel de la acción de oleaje y no
presenta texturas oolíticas o granulares.
Facies de silicatos: Los silicatos de hierro generalmente se asocian con magnetita, siderita
y chert, los cuales forman capas alternadas. Las facies de carbonatos y silicatos de los BIF
típicamente tienen 25-30% Fe, lo cual es bajo para ser de interés económico y presenta
problemas en su beneficio.
Facies de sulfuros: Estas consisten en arcillolitas carbonosas con pirita caracterizadas por
estar finamente laminadas con contenido de materia orgánica y carbón de hasta 7-8%. El
sulfuro principal es pirita muy fina.
Existen dos tipos principales de formaciones de hierro bandeado (BIF)
BIF Tipo Algoma: Este tipo es característico de fajas de rocas verdes del Arcaico
(esquistos verdes) y en menor medida del Proterozoico. Muestran una asociación volcánica
con grauvacas que sugiere un ambiente de cuenca extensional (rift). Presentan las facies de
óxido, carbonato y sulfuros; los silicatos de Fe se presentan en las facies de carbonatos. Su
potencia es desde pocos centímetros a cientos de metros y es raro que sean continuas más
allá de unos pocos kilómetros de corrida. La asociación con volcanitas ha hecho que se
favorezca un origen volcanogénico exhalativo para este tipo de formaciones de hierro
bandeado.
BIF Tipo Superior: Estas son rocas finamente bandeadas en su mayor parte
correspondientes a las facies de óxidos, carbonatos y silicatos. Usualmente están libres de
material clástico. Una característica prominente de estos BIF es un bandeamiento rítmico
de capas ricas en Fe y capas silíceas pobres en Fe, las cuales normalmente varían en
espesor desde un centímetro a un metro aproximadamente. Este bandeamiento es distintivo
y permite la correlación de BIF por distancias considerables (Ej. en Australia occidental el
Hamersley Brockman BIF puede correlacionarse sobre 50.000 km2).
Depósitos sedimentarios autóctonos
4
Los BIF tipo Superior están asociados a cuarcitas, y lutitas carbonosas, así como con
secuencias de conglomerados, dolomitas, chert masivo y arcillolitas. Las rocas volcánicas
no siempre están asociadas con este tipo de BIF, pero frecuentemente pueden estar
presentes en la columna estratigráfica. Los BIF tipo Superior pueden extenderse
lateralmente por cientos de kilómetros y variar su espesor desde decenas de metros a
centenas de metros. Las secuencias en las que se presentan estos BIF se presentan en
general discordantes sobre un basamento con alto grado metamórfico y los BIF, por lo
general, están presentes en la porción inferior de la secuencia.
Las estructuras sedimentarias de los BIF tipo Superior indican que ellos se formaron en
aguas someras en plataformas continentales, en cuencas evaporíticas cerradas por
barras, zonas costeras planas o en cuencas intracratónicas.
En Chile existen depósitos de hierro bandeado en la Cordillera de la Costa a 150 km al sur
de Concepción en las inmediaciones del lago Lleu-Lleu (depósitos de Relún o Lleu-Lleu),
los que forman parte de una serie de esquistos micáceos. Los afloramientos conocidos se
distribuyen en un área de 20 km de longitud en sentido NE y 10 km de ancho y el nivel
ferrífero tiene 20 m de espesor, está intercalado con esquistos micáceos y constituido por
varias capas, algunas más ricas en sílice y otras en hierro. Estos depósitos se han
considerado afines a los BIF (Ruiz et al., 1965) y el mineral que los forma tiene laminación
y está constituido casi exclusivamente por cuarzo granular y magnetita fina, con una
martitización poco importante, correspondiendo a facies de óxidos. Los niveles con óxido
de Fe contienen entre 23 y 41% Fe y 32 a 57% SiO2, y no existen cuerpos con
enriquecimiento hematíticos de alta ley. Cabe señalar que los esquistos que contienen la
mineralización de hierro de Lleu-Lleu presentan edades radiométricas correspondientes al
Carbonífero, las que corresponderían a la edad del metamorfismo. La edad del protolito es
incierta y plantea interrogantes respecto a la filiación de los depósitos de Fe bandeado y/o
la interpretación de los datos geocronológicos.
Aparte de los depósitos de Relún se conoce la existencia de rocas ferríferas similares en
Nueva Imperial (60 km al W de Temuco y 60 km al sur de Relún), pero ninguno de estos
depósitos ha sido explotado en Chile.
DEPOSITOS DE HIERRO OOLITICO
Los depósitos sedimentarios de hierro fanerozoicos (del Cámbrico en adelante) no son
bandeados, sino que corresponden a niveles masivos de rocas oolíticas1 con óxidos,
silicatos y carbonatos de Fe y cemento de siderita (carbonato de Fe). La importancia
económica de estos depósitos sedimentarios de Fe actualmente es menor debido a sus bajas
leyes y difícil beneficio, dado que las menas incluyen silicatos; en Inglaterra la minería de
este tipo de depósitos fue muy importante en el pasado, pero actualmente no se explotan.
Existen dos tipo de depósitos de hierro oolítico, los Tipo Clinton presentes en secuencias
sedimentarias marinas someras de EEUU y constituidos por niveles masivos de roca
1
Oolítica se refiere a una roca sedimentaria constituida por un agregado de oolitos, los que son pequeños
cuerpos esféricos formados por acreción, parecidos a huevos de pescado, con un diámetro de 0,5 a 2 mm.
Depósitos sedimentarios autóctonos
5
oolítica con hematita – chamosita – siderita y los Tipo Minette, más comunes sobre todo en
Europa y que están formados por rocas oolíticas con limonita, siderita y chamosita.
Tipo Clinton: Uno de los depósitos más grandes de mena de Fe oolítica se encuentra en la
Formación Clinton, la cual aflora esporádicamente en el estado de Nueva York hasta
Alabama en el sur donde los niveles ferríferos alcanzan su mayor espesor del orden de 6 m;
esta es una secuencia de edad Silúrica constituida por arenisca impregnada en hierro,
pizarra y hematita oolítica finamente estratificadas. Localmente las capas son calcáreas y
gradan a calizas impuras; tienen abundantes fósiles y estructuras sedimentarias tales como
estratificación cruzada, grietas de barro, trazas de animales, y oolitas indicativos de un
ambiente marino somero. El hierro fue llevado a cuencas sedimentarias poco profundas y
lentamente oxidado y precipitado al mismo tiempo que se acumulaban otros sedimentos.
Experimentalmente se ha demostrado que el agua aireada de ríos con pH 7 o más bajo son
capaces de llevar importantes cantidades de Fe ferroso en solución (Fe2+), si dicha solución
entre en contacto un medio marino donde el carbonato de Ca sólido está en equilibrio con
agua de mar, el hierro será precipitado como óxido férrico, tanto en el agua, como
reemplazo del carbonato de Ca; consecuentemente esta es la explicación más aceptada para
el origen de los depósitos oolíticos de Fe.
El contenido de Fe de los depósitos oolíticos tipo Clinton es de 32-45% Fe, con 5-20%
CaO, 2-25% SiO2, 2-5% Al2O3, 1-3% MgO, 0,25-1,5% P y 0,5% S. Su contenido de
Al2O3 y P es notablemente más alto que en los BIF y los depósitos oolíticos no se asocian
a capas de chert, toda la sílice se presenta en silicatos de Fe. El volumen de estos depósitos
oolíticos fanerozoicos es notablemente más pequeño en comparación a los enormes
depósitos de hierro bandeado del precámbrico.
En Newfoundland en la costa oriental de Canadá existe el depósito de Wabana que está
constituido por niveles ferríferos con potencia variable desde pocos centímetros hasta 9 m
ubicados en lo 120 m superiores de una secuencia de areniscas y pizarras marinas someras
del Ordovícico. Solo los niveles más potentes han tenido importancia económica e
incluyen oolitas de chamosita y siderita en capas concéntricas dentro de una matriz de
siderita. Las capas ferríferas se presentan en un área de 130 km2, pero las operaciones
mineras se han verificado en una distancia de 4 km, en una décima parte de la extensión de
los depósitos. La mena tiene un promedio de 51,5% Fe, 11,8% SiO2, 0,9% P.
Tipo Minnette: Estos son los depósitos de hierro oolítico más comunes y están
ampliamente distribuidos en rocas mesozoicas de Europa, siendo los más importantes los
de Alsacia y Lorena y de Luxemburgo, los que se encuentran en pizarras, areniscas y
mármoles del Jurásico Medio. Las menas tienen del orden de 30-35% Fe en una ganga de
carbonato de Ca y sílice. Estas menas proporcionan el total de hierro usado en la industria
del hierro y acero de Europa occidental. Los oolitos están constituidos principalmente por
limonita, aunque incluyen siderita, chamosita y hematita. El alto contenido de carbonato de
Ca (5-20%) los diferencia de los BIF y su presencia es favorable ya que se requiere como
fundente; muchas de estas menas son auto-fundentes. Los contenidos medios de este tipo
de depósitos son de 31-37% Fe, 6-16% SiO2, 5-19% CaO, 4-7% Al2O3, 1,3-2,3% MgO,
0,02-0,03% Mn, 0,08-1,18% P y 0,08-0,23% S.
Depósitos sedimentarios autóctonos
6
Existen depósitos de hierro oolítico del tipo Minnette en el NW de Argentina y SW de
Bolivia en rocas sedimentarias marinas someras del Silúrico Inferior; minas 9 de Octubre y
Puesto Viejo con 826 Mt de mena ferrífera.
A diferencia de las Formaciones de Hierro Bandeado (BIF), los depósitos oolíticos tipo
Clinton o Minnette no muestran separación de facies de óxidos, carbonatos y silicatos, sino
que los minerales están íntimamente mezclados, frecuentemente en una misma oolita.
YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS DE MANGANESO
La depositación de manganeso se produce en sedimentos marinos poco profundos (50-300
m), principalmente carbonatos, arcillas y areniscas glauconíticas, comunmente con capas de
conchas (coquinas), en secuencias transgresivas asociadas a cuencas anóxicas en áreas
cratónicas estables o márgenes de cratones.
Los depósitos sedimentarios de Mn y sus equivalentes metamórficos producen la mayor
parte del Mn en el mundo. La otra fuente son los depósitos residuales de Mn.
La producción mundial de Mn en 1994 fue de 22,1 Mt y los productores principales fueros:
China (7,0 Mt), Ucrania (2,98 Mt), Sudáfrica (2,87 Mt), Brasil (2,5 Mt), Australia (1,99
Mt), India (1,60 Mt) y Gabón (1,44 Mt).
La producción de manganeso chilena es modesta alcanzando a 63.670 toneladas en 1997 y
proviene de la explotación de yacimientos del Cretácico Inferior de la IV Región por la
empresa Manganesos Atacama, que es una subsidiaria de la Compañía Minera del Pacífico.
Los depósitos chileno de Mn se presentan en la parte sur de la III Región y en la IV Región:
Distritos de Carrizal y Las Timbles en la III región y los distritos Arqueros, Lambert,
Romero, La Liga, Arrayán, Corral Quemado y Fragua en la IV Región.
La existencia de estos depósitos dentro de rocas estratificadas del Cretácico Inferior se ha
denominado como la “cuenca del manganeso” (Biese, 1956) y existen tres niveles
manganesíferos en las formaciones Arqueros y Quebrada Marquesa del Cretácico Inferior
(Neocomiano a Albiano). Estas Formaciones incluyen calizas marinas que alternan con
potentes secciones de rocas volcánicas y volcanocásticas.
Los mantos con Mn tienen una potencia media de 1 m y están constituidos por bandas de
1–10 cm de braunita (Mn2+Mn3+6SiO12) y psilomelano ((K,H2O)2Mn5O10) separadas por
areniscas volcánicas.
También en la Cordillera de la Costa de la región de Loncoche (Cautín) y Valdivia existen
niveles de 0,25 a 2,0 m de potencia de cuarcita con pirolusita (MnO2) y rodonita
((Mn2+,Fe2+,Mg,Ca)SiO3), la que es concordante dentro de esquistos micáceos paleozoicos.
Estos depósitos de manganeso carecen de importancia económica y se supone que
sedimentaron junto con la secuencia clástica que fue metamorfizada.
Depósitos sedimentarios autóctonos
7
El manganeso tiene amplias aplicaciones industriales en: alimentos, fertilizantes,
fungicidas, fundentes, fragancias, sabores, fundiciones, ferritas, tubos fluorescentes,
químicos, lixiviación y aleaciones con hierro (acero con manganeso). Es un oxidante,
desoxidante, colorante, blanquedor, insecticida, bactericida, alguicida, lubricante, nutriente,
catalizador, secador, secuestrador, etc. Para cada uso particular el mangnaneso debe ser de
un tipo particular y algunos proveedores se han especializado en proveer menas especiales.
Un uso importante del Mn es en las pilas comunes de Zn-carbón, en las cuales el relleno es
de óxido de Mn, el cual actua como oxidante o despolarizador; para este uso se requiere
>80% MnO2, <0,005% metales y nada de nitratos.
La geoquímica del Mn es similar a la del Fe y los dos elementos deberían moverse y
precipitar juntos en el ambiento exógeno. Esto efectivamente ocurre en algunos de los
depósitos precámbricos. Por ejemplo en el distrito Cuyuna en el sector del Lago Superior
(USA) el Mn alcanza hasta 20% de las menas de hierro bandeado. Sin embargo, en otras
áreas existe una separación completa del Fe y Mn existiendo menas sedimentarias de Fe sin
Mn y menas de Mn solo con trazas de Fe. Esto ha sido un rompecabezas para los geólogos,
pero aparentemente la separación de los metales parece depender del pH de las aguas.
Aguas ácidas (bajo pH) retienen el Mn disuelto más tiempo que al Fe y las alcalinas (alto
pH) o menos ácidas precipitan los óxidos de Fe y Mn juntos.
La solubilidad del Fe y Mn es función de su estado de oxidación; en estado reducido ambos
son muy solubles, pero cada uno forma óxido muy insoluble.
Los compuestos de Fe en la naturaleza son menos solubles que los de Mn y el ion ferroso
es oxidado más fácilmente que el ion manganoso. Por consiguiente, el Fe va a precipitar
primero que el Mn y en ambiente exógeno el Mn se dispersará más rápido que el Fe en
procesos de meteorización o de alteración. La oxidación y solubilidad diferencial del Mn y
Fe parece ser la explicación más lógica, pero el problema de la separación de sedimentos de
Fe y de Mn no ha sido resuelto.
En la formación de depósitos sedimentarios la anoxia en cuencas sedimentarias jugaría un
rol fundamental. Los depósitos mayores de Mn se formarían en los bordes de cuencas
intracratónicas marinas someras en las que las aguas estancadas carecen de oxígeno. La
ausencia de oxígeno conduciría al aumento de Mn disuelto en las aguas más profundas de
la cuenca (en estado reducido; ion manganoso) en cuyo fondo se depositan lutitas negras y
siguiendo una transgresión marina precipitaría el Mn en la zona poco profunda y oxidante
de la plataforma marina. Consecuentemente los depósitos de Mn sedimentarios se
consideran una facies lateral de lutitas negras formadas en cuencas anóxicas. Cabe
destacar, que en el caso de la “cuenca del manganeso” de la IV Región de Chile los niveles
con manganeso corresponden justamente a secuencias transgresivas.
El origen del Mn disuelto en las cuencas es menos claro: podría ser lixiviado de las rocas
por los procesos de meteorización (descomposición de minerales ferromagnesianos),
transportado por corrientes de aguas a cuencas cerradas y protegidas próximas y
precipitado por oxidación en las porciones costeras de la cuenca. Sin embargo, el Mn
también puede haberse originado en emanaciones volcánicas subacuáticas, ya sea de
materiales piroclásticos que se descomponen en los fondos marinos o por actividad
Depósitos sedimentarios autóctonos
8
hidrotermal relacionada al volcanismo submarino. Sea cual fuere el origen del Mn este se
disolverá en el ambiente reductor de cuencas anóxicas y se depositará en condiciones
oxidantes costeras, particularmente durante una ingresión.
Los minerales más comunes en los depósitos son pirolusita (MnO2) y psilomelano
((K,H2O)2Mn5O10); los carbonatos se presentan hacia el inetrior de las cuencas y son
manganocalcita (calcita con Ca y Mn) y rodocrosita (MnCO3).
NODULOS DE MANGANESO
Estas son concentraciones modernas que se presentan en los fondos pelágicos de los
océanos Pacífico, Atlántico e Indico. Son concreciones que contienen Fe, Mn, Cu, Co, Ni,
etc. que se encuentran dispersas en las llanuras oceánicas, dorsales meso-oceánicas actívas
e inactivas, en el borde continental y pisos oceánicos profundos entre 2000 y 6000 m de
profundidad.
Los nódulos de manganeso están presentes principalmente en aquellas áreas donde se
depositan arcillas pelágicas (razón de depositación 7 m/Ma). Raramente se encuentran en
la plataforma continental, en capas de turbiditas abisales o en depósitos biogénicos
calcáreos o silíceos de áreas ecuatoriales y altas latitudes.
Muchas de las arcillas pelágicas son rojas, de grano muy fino y altamente oxidadas; en
algunas áreas están acompañados por sedimentos de radiolarios y diatomeas (caparazones
silíceas de micoorganismos planctónicos); el contenido de carbón es de <1%. En el oceano
Pacífico los nódulos están asociados a sedimentos clásticos terrígenos y rocas volcánicas,
concentrandose los nodulos en los niveles de arcillas rojas y limos de radiolários. La
superficie de distribución de los nódulos en los fondos marinos actuales es de millones de
km2, pero es irregular en el plano horizontal y existen áreas estériles. Los depósitos se
presentan como capas en el piso marino con un espesor medio de 5 m.
Los nódulos en sí son concreciones esferoidales, discoidales a irregulares, con anillos de
crecimiento. También existen costras e impregnaciones. La mayoría de los nódulos tienen
pocos cm de diámetro, alcanzando a 30 cm en áreas donde la velocidad de sedimentación es
mínima. En áreas de sedimentación arcillosa los nódulos son más pequeños variando desde
milimétricos a centimétricos. En peso van desde escasos gramos a centenares de kg; se ha
encontrado uno de 850 kg. Tienen aspecto terroso y algo friable, de color rojizo, marrón o
negro; densidad 2-3 y alta porosidad. Su textura superficial varía de liso, arenoso, botroidal
e irregular. Internamente crecen en capas concéntricas en torno a un núcleo que puede ser
un fragmento volcánico, nódulos antiguos, partículas orgánicas o detríticas y aun dientes de
tiburón. La velocidad de crecimiento de los nódulos de Mn es de pocos mm/Ma; se han
encontrado nódulos de 20 cm de diámetro formados en 10 Ma. Se considera que el nódulo
puede permanecer en el fondo oceánico 5 millones de años en promedio antes de ser
enterrado.
Depósitos sedimentarios autóctonos
9
La composición de los nódulos de manganeso es:
Rango
8-40 %
2,5-26,5 %
0,02-2,5 %
0,2-2,0 %
0,03-1,6 %
0,02-0,35 %
0,03-0,04 %
0,0003 %
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Pb
Zn
Ag
Promedio
20 %
16 %
0,33 %
0,6 %
0,35 %
Mn
Fe
Co
Ni
Cu
Su mineralogía incluye:
Vernadita MnO2 x nH2O; incorpora Co y Ni
Psilomelano nMnO x MnO2 x nH2O
Todorokita (Ca, Na, K. Ba, Mn2+)2 Mn5O12 x nH2O
Birmessita (Ca, Na) (Mn2+, Mn4+)7 O14 x 3H2O; incluye Ni, Cu, Zn
Hidróxidos férricos.
Es un hecho concreto que estas concreciones metalíferas se forman en las porciones de los
océanos donde la sedimentación es mínima, pero la fuente de los metales que precipitan es
materia de controversia, se han planteado las siguientes alternativas:
1. Intemperismo continental, transporte por los ríos al mar.
2. Lixiviación de la corteza oceánica recién formada en las dorsales meso–oceánicas por
los sistemas hidrotermales marinos, sobre todo de rocas máficas.
3. Diagénesis anóxica de los sedimentos hemipelágicos permitiendo liberar el Fe, Mn, etc.
de los fondos oceánicos entre 200 – 800 m donde los valores de oxígeno son muy bajos
transportandolos a delgadas capas oxidadas superficiales.
4. Diagénesis óxica de sedimentos pelágicos enriqueciendose en metales trazas dentro de
los sedimentos oxidados.
5. Extracción biológica de animales muertos en el océano.
6. De las aguas oceánicas.
7. De sistemas hidrotermales volcánicos relacionados a las dorsales meso-oceánicas.
Para el transporte de los metales se ha planteado:
1. Transporte vertical por partículas como masas fecales, plancton o arcillas que atraviesan
en agua marina en forma suspendida.
2. Difusión de metales disueltos en sedimentos casi superficiales del piso marino, donde
las reacciones diagenéticas anóxicas y óxicas incrementan el contenido de metal.
La depositación de coloides y suspensiones de Fe y Mn en el fondo del mar ocurre por:
1. Precipitación química de metales del agua marina, especialmente cerca del fondo
marino donde se presenta el contenido máximo de estos elementos.
2. Por actividad bacteriana en los sedimentos marinos superficiales del piso oceánico y
nódulos.
Depósitos sedimentarios autóctonos 10
3. Por actividad de microfauna epibentonica en los nódulos, especialmente foraminíferos
que contribuyen al crecimiento nodular.
4. Depositación preferencial de metales disueltos en el agua en minerales de Fe-Mn como
todorokita.
Los recursos en los océanos alcanzan a 2,5 x 1012 ton métricas; estos recursos doblan las
reservas mundiales actuales de Fe y Mn. Los recursos de Ni alcanzan a 20.000 millones de
toneladas, los de Co y Cu a 10.000 millones de toneladas métricas con 1,7 % Co y 1,4 %
Cu.
Frecuentemente se ha especulado que el beneficio de los nódulos de manganeso de los
fondos oceánicos podría reemplazar en el futuro la minería de cobre en roca dura en áreas
continentales; sin embargo hasta la actualidad no existe una tecnología que permita
recuperarlos en forma económica de las profundidades oceánicas y la remoción de las
arcillas pelágicas que los contienen enturbiaría los océanos y afectaría el medio ambiente
marino.
YACIMIENTOS DE METALES BASE EN ROCAS SEDIMENTARIAS
Si existen iones metálicos en aguas y condiciones redox para la precipitación, existe la
posibilidad de formar un depósito mineral sedimentario. Esta condiciones pueden darse en
cuencas sedimentarias donde restos de materia orgánica en descomposición o la acción
bacteriana genera un medio reductor excepcional y donde la depositación clástica es
prácticamente nula. Si bien, el mecanismo de precipitación de metales tiene una base
química inobjetable en un medio sedimentario reductor, se plantea el problema de la fuente
de los metales, ya que el agua de mar no los contiene en cantidad suficiente.
El Küpferschiefer del Norte de Europa es probablemente la pizarra o lutita rica en cobre
(pizarra calcárea bituminosa) más conocida. Esta yace cerca de la base de la Formación
Zechstain del Pérmico Medio. El Küpferschiefer tiene solo 60 cm de potencia media, pero
se extiende desde el norte de Inglaterra hacia el este a través de Holanda, Alemania y hasta
Polonia en un área de 600.ooo km2, que parece corresponder a un largo brazo de mar
somero del Pérmico de Europa. No toda el área posee leyes económicas, solo 1% del área
posee leyes >0,3% Cu y 5% de ella tiene >0,3% Zn. Se trata de una secuencia transgresiva
que incluye un conglomerado basal (debajo del nivel cuprífero) y está cubierto por calizas
del Zechstein.
La secuencia tiene una base de capas rojas del Pérmico Inferior (conglomerados y areniscas
rojas; Rotliegendes), seguido de la pizarra del Küpferschiefer y de las calizas del Zechstein
del Pérmico Medio a Superior. El ambiente de sedimentación del Küpferschiefer
correspondería a planicies costeras dentro del nivel de mareas o levemente encima de ellas
y en condiciones de clima árido a semi-árido (sabkha); este ambiente se desarrolló a medida
que el mar Pérmico transgredió las arenas del desierto.
La mineralización se presenta en el nivel Küpferschiefer, pero se extiende dentro de las
calizas superiores y las areniscas rojas del Rotliegendes infrayacentes. El cobre y otros
Depósitos sedimentarios autóctonos 11
metales están diseminados en la matriz de las rocas como sulfuros de grano fino e incluyen
principalmente: bornita, calcosina, calcopirita, galena y esfalerita. Estos minerales
comúnmente reemplazan cemento de calcita pre-existente, fragmentos líticos y granos de
cuarzo, así como a otros sulfuros. En el distrito de Lubin existen venillas de yeso, calcita y
metales base, las cuales incrementan las leyes significativamente y se han interpretado
como fracturamiento hidráulico. Además, existe una zona de enrojecida conocida como
facies Rote Faüle, la que tendría un origen diagenético superimpuesto post-sedimentario y
transgrede los contactos litológicos y el cobre se presenta inmediatamente encima de esta
facies roja y la mineralización de Pb-Zn se presenta encima de la del cobre; esto significa
que en la formación de los depósitos ha jugado un rol la diagénesis de los sedimentos
Pérmicos y, de hecho, la delineación de la facies roja se ha utilizado para localizar nuevos
cuerpos mineralizados.
Las zonas de facies de Rote Faüle son coincidentes con altos subyacentes del basamento y
la zonación mineral mantea hacia fuera de esos altos hacia los centros de las cuencas. Esto
ha hecho que muchos autores asignen un origen diagenético a la mineralización de
lKüpferschiefer, mismos que han destacado las texturas de reemplazo de las menas. Por
otro lado los singenetistas se afirman en las evidencias de terreno y, sobre todo, en la
enorme extensión de los yacimientos estratiformes que se explica mejor por la
sedimentación. Sin embargo, las enormes cantidades de metales base y azufre contenidos
por los estratos plantean interrogantes puesto que estos no son productos sedimentarios
comunes.
El Küpferschiefer se ha explotado en Mansfield, Alemania por aproximadamente 1000
años, pero los depósitos más relevantes se encuentran en Polonia donde el K¨pferschiefer
presenta de 0,4 a 5,5 m de potencia y su contenido de 1,5% Cu. Los depósitos polacos se
distribuyen en un área de 30 x 60 km y se encuentran de 600 a 1500 m de profundidad, con
reservas de 3000 Mt con 1% Cu, lo que hace que Polonia sea el mayor productor de cobre
de Europa.
Muchos autores, sobre todo europeos, han sugerido un origen sedimentario singenético para
los sulfuros metálicos del Küpferschiefer, otros autores prefieren un origen exhalativo
sedimentario similar a los SEDEX, donde el aporte metálico provendría de fuentes termales
derivadas del volcanismo submarino o gradientes térmicas anómalas. Las texturas de
reemplazo y la existencia de zonas rojas de probable origen diagenético a las que se
relacionan los cuerpos de mayor ley de cobre indican que hubo movilización de metales
durante los procesos de litificación de la secuencia sedimentaria Pérmica, pero esto no
necesariamente descarta que los metales fueran precipitados químicamente en un mar
somero, puesto que la diagénesis puede haber removilizado metales previamente
sedimentados. Sin embargo, el gran volumen de metales contenidos en el Küpferschiefer
plantea ciertamente interrogantes respecto a su fuente.
VMS
1
SULFUROS MASIVOS VOLCANOGENICOS (VMS)
Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de
"volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de
sulfuros presentes en unidades volcánicas o en interfases volcánico-sedimentarias
depositadas originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un
90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente en algunos de ellos, pero contienen
cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag; siendo típicamente depósitos
polimetálicos.
Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en
áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de
niveles estratigráficos. Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de
las rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas
en actividad volcánica submarina. Existe una asociación con rocas volcanoclásticas y
muchos cuerpos de mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de
los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas
intensamente alteradas, el cual parece haber sido el alimentador de los fluidos
hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El
stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes económicas.
Fig. 1. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a
depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.
VMS
2
Fig. 2. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ±
galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de
rocas alteradas (cuarzo, sericita, siderita, cloritoide) con stockwork de sulfuros.
El orígen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por
emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino (Fig. 1) y se trata
de depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina
a la que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos se ha
incrementado significativamente desde el descubrimiento en 1970 de las fuentes termales
submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como "black smokers" debido al
color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina debido a la precipitación
microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido hidrotermal a
temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a
sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de
las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales
en fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional
en las dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.
El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que
normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por:
VMS
3
1. Precipitación en el fondo marino
2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes
3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos
Fig. 3 Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales
involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo.
La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y
el 80% de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas
métricas). De estos la mitad contiene <1 Mt de mineral. Sin embargo, estos depósitos
pueden ser grandes o muy ricos (de alta ley) o ambos y su explotación puede ser muy
rentable, sobre todo cuando se explotan distritos en que existen numerosos cuerpos
mineralizados formando grupos compactos. Depósitos importantes de sulfuros masivos
ocurren en Canadá, Tasmania, España, Portugal y Japón.
En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han
sido descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos
verdes paleozoicos en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la
Cordillera de la Costa de Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos
cupríferos en esquistos y metabasaltos de la región costera de la XII Región (depósitos La
Serena y Cutter Cove; Vivallo, 2000).
La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y
corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con
cantidades variables de calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la
bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden estar presentes
cantidades menores de arsenopirita, magnetita y tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del
VMS
4
contenido de magnetita estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es
principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta carbonato, clorita y
sericita.
La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La galena y esfalerita se
ubican en la mitad superior de los depósitos, mientras que la calcopirita se concentra en la
porción inferior y grada hacia abajo a un stockwork de venillas (Fig.2).
Fig. 4. Esquema indicando la ubicación de las fuentes termales submarinas que depositan
depósitos de sulfuros en los fondos oceánicos.
Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser de
bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente
reflejando la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización
por la circulación subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo
que destruye el bandeamiento coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar
en minerales bandeados en la sección superior rica en Zn de los depósitos, mientras que la
parte rica en calcopirita raramente está bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones
angulosas de rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos, marcas
de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la brechización hidrotermal
en la porción inferior de los depósitos originando brechas mineralizadas, asimismo los
deslizamientos subacuáticos pueden originar menas brechosas.
VMS
5
La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la
sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 5). La alteración tiene una forma
general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El
diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su
porción más ancha coincide con la mena masiva.
Fig. 5. Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociado a
depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del sistema hidrotermal
pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a los sistemas más grandes.
Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división geoquímica en hierro,
hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si bien existen depósitos de
pirita sin cobre, nunca se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre
acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico existen solo dos
grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos depósitos pueden contener cantidades
importantes de Ag y/o Au. Si bien en términos generales existen esos dos grupos
principales de sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del marco
tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:
Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos
ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con
volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar
Mediterráneo.
Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno,
grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas
sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico.
VMS
6
Tipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y
lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo
explosivo con formación de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se
encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.
Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente
diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de <1 km de profundidad.
Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en
Canadá). Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en
cuencas subsidentes limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco.
Tipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas,
areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas
sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor
derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de
Argentina.
Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la
evolución general es la siguiente (ilustrada en la Fig. 6):
Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades
menores de calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar.
Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de
circulación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc.
Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción
inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.
Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y
reemplazo por pirita en la base del depósito.
Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también
ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el stockwork subyacente.
Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan
expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización
submarina transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita,
jarosita. Solo si los depósitos son cubiertos se evita la meteoricación submarina y los
depósitos pueden preservarse.
Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos (Fig. 4),
de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce
por fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto
significa que los depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica
incluyendo pliegues y fallas. En las últimas décadas se han reconocido varios de estos
VMS
7
depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los
depósitos submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en
el medioambiente marino.
Fig. 6. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada en
el texto).
Los análisis de los fluidos que producen las acumulaciones de sulfuros masivos actuales
indican temperaturas variables entre 250º-380ºC (máximo ~420ºC), aunque existen
sistemas de baja temperatura (3-13ºC) en los que hay mezcla con aguas marinas en el
sustrato rocoso antes de ser emitidos en el fondo oceánico. En los depósitos antiguos como
por ejemplo los de Chipre, las inclusiones fluidas indican temperaturas de 300º-370ºC en
los niveles inferiores y de 260º-350ºC en los niveles superiores; en los depósitos de tipo
Kuroko de Japón las etapas tempranas indican 200º-300ºC y en la culminación de 250º350ºC.
VMS
8
Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,74% en peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos
son de salinidad cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10%
en peso).
Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a
presiones de >400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al
ser emitido. Sin embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición
de los fluidos al acercarse al fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica
avanzada (Ej. Sillitoe et al., 1996).
Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermales
involucran principalmente la circulación de aguas marinas en celdas convectivas activadas
por el calor del magmatismo de las dorsales oceánicas, aunque la composición isotópica es
modificada por la interacción entre agua/roca (alteración hidrotermal) y por el aporte de
fluidos magmáticos
REFERENCIAS
Collao, S. & Alfaro, G., 2000. Paleozoic massive sulphide orebodies of the Nahuelbuta
and Queule mountains, south-central Chile: Results of geothermobarometry and sulphur
isotope studies. In: Sherlock, R.L. and Logan, M.A. (editors) Volcanogenic massive
sulphide deposits of Latin America. Geological Association of Canada, Mineral Deposits
Division, Special Publication Nº 2, p. 629-641.
Sillitoe, R.H., Hannington, M.D. and Thompson, J.F., 1996. High sulfidation deposits in
the volcanogenic massive sulfide environment. Economic Geology, V. 91, pp. 204-212.
Vivallo, W., 2000. Volcanic-exhalative massive sulphide deposits in Chile. In: Sherlock,
R.L. and Logan, M.A. (editors) Volcanogenic massive sulphide deposits of Latin America.
Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication Nº 2,
p.617-627.
BIBLIOGRAFIA
Franklin, J.M., 1996. Volcanic-associated massive sulphide deposits. In: Kirkham, R.V. et
al. (editors) Mineral Deposits Modeling, Geological Association of Canada, Special Paper
40, pp. 315-334.
Rona, P.A., 1988. Hydrothermal mineralization at ocenaic ridges. Canadian Mineralogist,
V. 26, p. 431-465.
Sawkins, F.J., 1990. Integrated tectonic-genetic model for volcanic-hosted massive
sulphide deposits. Geology, V. 18, p. 1061-1064.
Nitratos y salares
1
DEPOSITOS DE NITRATOS
Chile es el único país del mundo que posee depósitos de nitratos con leyes económicas en
el Desierto de Atacama (en otros desiertos del mundo existen nitratos, pero no en
concentraciones económicas). La explotación de los nitratos es una de las actividades
mineras más antiguas del país y la exportación de nitratos y yodo proveniente de ellos en
1998 representó un 4,2 % del total del valor de las exportaciones mineras chilenas (US$
259.000), consecuentemente representa una actividad económica relevante y por este
motivo ha sido incluida en este curso de metalogénesis.
Nitratos y salares
2
Breve historia de la minería del salitre
La historia de la explotación salitrera chilena es un ejemplo de las vicisitudes de la industria
minera en lo que respecta a conflictos que puede crear la extracción de recursos naturales,
el efecto de los cambios tecnológicos sobre el valor de los recursos mineros y sobre la
industria extractiva, así como las políticas gubernamentales relativas a la propiedad de la
industria y de los recursos mineros en general.
La explotación de nitratos comenzó en el norte de Chile en 1830, aunque algunas labores
menores ya se habían desarrollado en 1820 e incluso en 1810. El principal uso de los
nitratos, en aquellos tiempos, era para producción de explosivos (pólvora negra) y en menor
medida para fertilizantes. La explotación chilena de salitreras se extendió en el Siglo XIX
más hacia el norte puesto que, para los chilenos, Chile llegaba hasta el paralelo 23ºS,
mientras que para Bolivia, el límite entre ambos países era el paralelo 26ºS. Debido a las
diferencias de opinión existentes respecto a la ubicación del límite, en el año 1866 se firmó
un Tratado, donde se estableció que el límite entre ambos países sería el paralelo 24ºS, y
que las ganancias obtenidas por la explotación minera entre los paralelos 23ºS y 25ºS sería
repartida en partes iguales entre Chile y Bolivia. Este tratado no se cumplió, por diversas
razones, y en 1874 se firmó un nuevo acuerdo, que establecía la renuncia de Chile a los
beneficios económicos obtenidos por la explotación salitrera en la zona comprendida entre
los paralelos 23º y 25ºS. A cambio, el gobierno boliviano se comprometió a no alzar los
impuestos, durante 25 años, a los trabajadores chilenos que estaban ya instalados en la
zona. En el año 1878, el gobierno boliviano aprobó una ley que aumentaba en 10 centavos
el impuesto que pagaban los trabajadores chilenos que explotaban el salitre en el territorio
boliviano. Como esto contravenía lo establecido en el tratado de 1874, los trabajadores
chilenos se negaron a aceptar esta alza impositiva y ante la negativa el gobierno boliviano
dio la orden de rematar las salitreras que estaban en manos chilenas en Febrero de 1879.
Ante este conflicto, tropas chilenas desembarcaron en Antofagasta impidiendo la acción
boliviana; el desembarco de las tropas chilenas se produjo el mismo día en que estaba
previsto el remate de las salitreras en manos chilenas, el 14 de Febrero de 1879. Esto
condujo a la Guerra del Pacífico de Chile con Bolivia y también con Perú en virtud de un
tratado de defensa mutua que tenían estos últimos países.
De acuerdo a lo expuesto, el salitre es un ejemplo de un recurso minero cuya explotación
condujo a un conflicto armado de Chile con sus países vecinos septentrionales. Ahora bien,
durante la Guerra del Pacífico (1879-1883) Chile tuvo un apoyo indirecto de Inglaterra,
debido a que intereses económicos de dicho país controlaban la mayor parte de la
explotación salitrera en la Región de Tarapacá (entonces territorio peruano) y en Perú
existía la intención de nacionalizar las salitreras en manos inglesas (las armadas de Chile y
Perú estaban equipadas con barcos ingleses y Perú no pudo obtener repuestos, ni reponer
barcos durante el conflicto, lo cual obviamente favoreció a que Chile lograra el control
marítimo durante la guerra). El triunfo de Chile en la guerra en 1883 condujo a la anexión
de las Regiones de Tarapacá y Antofagasta, con los extensos recursos de nitratos existentes
en ellas (“oro blanco”) de modo que hacia 1900 la explotación salitrera se constituyó en la
actividad económica más importante de Chile.
Nitratos y salares
3
La explotación salitrera continuó en los comienzos del Siglo XX, pero en 1914 estalló en
Europa la Primera Guerra Mundial, lo cual trajo repercusiones en Chile, dado que la mayor
parte de la explotación salitrera era controlada por capitales británicos y en menor medida
alemanes. Inglaterra bloqueó efectivamente a Alemania de los recursos de nitratos
chilenos, lo que promovió la investigación alemana de compuestos nitrogenados y llevó al
Nitratos y salares
4
desarrollo del nitrato sintético en 1918 por Fritz Haber quien ganó el Premio Nobel de
Química por sus investigaciones. Este avance científico-tecnológico constituyó un duro
golpe para la industria salitrera en Chile, puesto que el salitre ya no fue esencial para el uso
en explosivos y fue reemplazado por nitrato sintético. Las dificultades se acentuaron aún
más en 1930 con la crisis económica mundial, resultando en una fuerte caída de la industria
extractiva del salitre. Sin embargo, la explotación de nitratos continuó hasta los años
sesenta, pero con el progresivo cierre de muchas Oficinas Salitreras.
En 1968 se creó la Sociedad Química y Minera de Chile como una sociedad mixta entre
CORFO (estatal) y la Compañía Salitrera Anglo-Lautaro (privada), para mantener la
alicaída explotación salitrera. En 1971, durante el gobierno de Salvador Allende,
Soquimich se transformó en una empresa 100% estatal, pero la misma de 1983 a 1988 fue
privatizada durante el gobierno Militar de Augusto Pinochet. Es decir paso de ser una
sociedad mixta, a una empresa netamente estatal y luego a una empresa privada de acuerdo
a las cambiantes orientaciones políticas imperantes en el país. Actualmente la Sociedad
Química y Minera de Chile (SQM) es una empresa privada, presidida por Julio Ponce
Lerou, la que explota 22 Mt de caliche al año produciendo nitratos de sodio y de potasio,
cuyo uso principal es en fertilizantes (aplicación en la cual tiene ventaja respecto al nitrato
sintético, debido a los elementos trazas que contiene, los que son positivos para las plantas).
Además, la misma empresa es la mayor productora de yodo del mundo con 8.000 t/año,
proveniente también de las salitreras y de ellas también produce sulfato de sodio. Por otra
parte, SQM explota salmueras en el Salar de Atacama donde obtiene 22.000 t/año de
carbonato de litio y otras sales minerales.
Los depósitos de nitratos
Los depósitos de nitratos son acumulaciones de caliche cerca de la superficie de minerales
salinos solubles en agua, los que se presentan principalmente en una faja de 700 km de
largo en el flanco oriental de la Cordillera de la Costa de las Regiones de Tarapacá y
Antofagasta. Los depósitos salinos incluyen halita, un conjunto de nitratos, sulfatos,
yodatos, boratos y cromatos, los cuales cementan depósitos aluviales de piedemonte,
coluvio, impregnan rocas fracturadas y porosas y están presentes en regolitos cerca de la
superficie en el Desierto de Atacama.
Los depósitos de nitratos en la I Región de Tarapacá se restringen al flanco oriental de la
Cordillera de la Costa, mientras en la Región de Antofagasta se extienden más al este en la
Depresión Intermedia hasta los pies de la Cordillera de Domeyko. Aunque, los caliches de
mayor espesor y ley se encuentran preferentemente en los piedemontes al pie oriental de la
Cordillera de la Costa. En detalle los depósitos de nitratos se encuentran en todas las
posiciones topográficas, cumbres y flancos de cerros, bases de depresiones que contuvieron
lagos efímeros o sedimentos arcillosos; existen depósitos de nitratos en una meseta elevada
en 200 m sobre la pampa en la parte sur de Antofagasta.
Los depósitos de nitrato muestran características que indican la lixiviación diferencial
durante y después de su acumulación. Lo más notable es una estratificación resultante de
las disolución y re-depositación de los minerales más solubles por las infrecuentes lluvias
Nitratos y salares
5
del desierto. Como resultado el nitrato se encuentra en profundidad, siendo escaso en el
material superficial de las pampas. Esto es más claro en el caliche en material aluvial
donde se distinguen las siguientes capas:
Chuca (o chusca): 10-30 cm superficiales de suelo pulverulento formado por yeso, arcilla y
fragmentos de roca; es en parte material eólico y en parte residual de la meteorización
superficial de la porción superior del caliche. Localmente, la porción inferior de esta capa
consiste en capas lenticulares de hasta 20 cm de espesor de material salino pulverulento
blanco en el que predominan sulfatos de Na (thenardita, blodita, humberstonita) o yeso.
Costra: subyace a la chuca una costra (capa) dura firmemente cementada generalmente de
pocas decenas de centímetros hasta 2 m de potencia en la cual son abundantes la halita y
sulfatos y los nitratos escasos.
Caliche: En la porción inferior hay una capa rica en nitratos llamada caliche por los
mineros del salitre, la cual consiste en gravas (o regolito) cementadas por nitratina y otros
minerales de nitrato, así como abundante halita y sulfatos. El caliche es una capa densa y
dura con espesores variables entre 0,5 y 5 m (generalmente 1 a 2 m de potencia).
Coba y congelo: subyacen al caliche gravas no cementadas o coba de los mineros, las que
contienen solo un porcentaje menor de material salino o por material cementado (congelo)
que contiene poco nitrato.
Los contactos entre las capas son abruptos a gradacionales y la composición del caliche es
muy variable, pero sus leyes son generalmente de 6 a 9% de nitrato y de 350 a 600 ppm de
yodo. 17 Mt de caliche extraído en María Elena y Pedro de Valdivia en 1999 tuvieron un
Nitratos y salares
6
promedio de 7,85% de nitrato y 422 ppm de yodo. Dentro del caliche hay localmente
“vetas” y mantos menores de material blanco o “caliche blanco” que corresponden a
material salino rico en nitrato que contiene 20-50% de NaNO3. Las reservas actuales de
caliche en manos de SQM alcanzan para 55 años a las tasas de extracción actual y a 80 años
considerando recursos probables.
La superficie de los campos de nitratos muestran polígonos de secamiento, incluyendo
polígonos de varios metros a decenas de metros de diámetro y polígonos más pequeños (< 1
m de diámetro) dentro de los polígonos grandes. Los polígonos mayores cuyos bordes
están marcados por una ligera depresión del terreno o acumulación de fragmentos de rocas
en el suelo pulverulento, se ven mejor desde el aire. Las fracturas que limitan los polígonos
de secamiento menores se restringen a la costra y no penetran en el caliche. Las fracturas
de los polígonos mayores, sin embargo, se extienden a la base del caliche; algunas de estas
fracturas están rellenas por fragmentos de rocas arcillas y arenas, con cemento salíno y
otras con “caliche blanco”.
Condiciones que permiten la existencia de los depósitos de nitratos
1
2
3
Aridez extrema del Desierto de Atacama.
Acumulación durante el Terciario y Cuaternario (durante los últimos 10-15 Ma).
Escasas plantas y microorganismos que utilicen nitrato.
Hipótesis sobre el origen de los nitratos.
La excepcional presencia de nitratos explotables en el Desierto de Atacama ha hecho que
históricamente se hayan planteado distintas hipótesis para explicarla. Se mencionan a
continuación algunas de las ideas planteadas con un breve discusión respecto a su validez.
1. Migración capilar y evaporación de agua subterráneas en el margen de salares. La
migración capilar no es evidente y los depósitos de nitratos no coinciden espacialmente
con los bordes de salares. Por otra parte, de haber suficiente humedad existiría
actividad microbiana que destruiría los nitratos.
2. Corrientes de barro ricas en sales. Esta hipótesis ha sido planteada por un solo autor y
la misma no explica los depósitos de nitratos en roca, ni porque solo se presenta en
niveles superficiales. Los depósitos de piedemonte del Desierto de Atacama están, en
gran medida, formados por corrientes de barro, pero solo la porción superficial tiene
depósitos de nitratos.
3. Nubes de ácido nítrico de origen volcánico que habrían reaccionado con los feldespatos
de las rocas y suelos para formar los nitratos. Esta es una idea de fantasía geológica que
supone grandes emisiones gaseosas ácidas de los volcanes; existen emisiones sulfurosas
y clorhídricas de los volcanes, pero los gases nitrosos son muy subordinados y no
parece posible generar grandes nubes de ácido nítrico que asume esta teoría.
4. Materiales depositados de la atmósfera en o cerca de los sitios donde se presentan los
depósitos de nitratos. La precipitación de los nitratos ocurre desde el aire, debido a que
existen nitratos formados por reacciones fotoquímicas en la atmósfera y por descargas
Nitratos y salares
7
eléctricas, pero éstos son volumétricamente muy escasos y requerirían un gran período
de tiempo para acumularse.
5. Decaimiento de algas y otra vegetación marina en aguas y zonas pantanosas en cuencas
marinas de circulación restringida (brazos de mar o secamiento de cuencas marinas).
No existe ninguna evidencia de cuencas marinas cenozoicas en el Desierto de Atacama,
este corresponde a un área emergida desde fines del Cretácico Inferior y los datos
isotópicos descartan este origen.
6. Nitrificación y lixiviación de guano de aves en los márgenes de lagos salinos, brazos de
mar o salares o acumulación de partículas amoniacales y gas de depósitos de guano que
habrían existido a lo largo de la costa chilena. En los sectores costeros del norte de
Chile han existían guaneras, que fueron explotadas en el Siglo 19, pero su volumen es
muy inferior a la gran extensión de depósitos de nitratos, por lo que no constituirían una
fuente suficiente.
7. Decaimiento bacterial de animales y plantas durante el Cenozoico y Cuaternario en
períodos de clima menos árido que habría permitido vegetación en el norte de Chile.
No existe evidencia que haya existido significativa vegetación en el Desierto de
Atacama, con la excepción de los Tamarugos que se crecían en la Pampa del Tamarugal
y que fueron arrasados durante la explotación del salitre pare ser utilizados como leña.
Pero no existe una asociación de depósitos de nitratos con la presencia de vegetación o
restos de ellas.
8. Nitrificación y fijación de nitrógeno atmósférico por bacterias en el suelo. Los estudios
de microfauna en los suelos del desierto ha mostrado que existen algunos
microorganismos fijadores de nitrógeno, pero su cantidad es muy baja como para
acumular los nitratos.
9. Descargas eléctricas dentro de las nubes de “camanchaca” de la Cordillera de la Costa.
Las nieblas invernales que penetran hasta 100 km desde la costa son comunes en el
norte de Chile, pero no son comunes las tormentas eléctricas ligadas a las mismas y la
cantidad de nitrato formado de esta manera sería de todos modos insuficiente para
formar los extensos depósitos de nitratos.
10. Acumulación de componentes volcánicos (amonio, Ni ox. o ácido nítrico) del
volcanismo andino. Algunos de los componentes salinos de los depósitos de nitratos,
como los sulfatos y boratos, pueden tener una fuente en las emisiones volcánicas
Cenozoicas y Cuaternarias de la Cordillera de Los Andes (siendo movilizados y
depositados por las aguas y el viento); sin embargo, las emisiones de amonio desde los
volcanes son muy escasas, por lo que los nitratos provendrían de otra fuente.
11. Lixiviación de rocas volcánicas jurásicas o ignimbritas cenozoicas. Resulta tentador
atribuir a estas rocas el origen de los nitratos, sobre todo cuando se observan estas sales
en pequeñas cantidades en ellas, pero es mucho más probable que las sales hayan sido
depositadas sobre las rocas e incorporadas en ellas por aguas lluvias, más que estas
rocas sean la fuente de ellas.
12. Nitrato de diversas fuentes acumulado en aguas salinas y salmueras de salares y suelos
de campos de nitratos. La mayoría de los salares no contiene cantidades explotables de
nitratos. Solo excepcionalmente se han explotado nitratos en salares de la porción sur
de la Región de Antofagasta.
13. "Spray" marino debido a la que revientan burbujas en espuma marina que incorporarían
nitratos de algas micróscópicas de la aguas superficiales marinas y su subsecuente
arrastre por el viento.
Nitratos y salares
8
Origen de los nitratos
El origen de los nitratos presentes en el Desierto de Atacama plantea muchas interrogantes
y, por lo mismo, se han planteado muchas teorías respecto a como pueden haberse formado.
El N2 es un gas no reactivo de la atmósfera que es fijado o combinado en compuestos
orgánicos e inorgánicos por actividad microbiana en los suelos y por procesos fotoquímicos
en la atmósfera. En el ciclo global del nitrógeno un 90-97% involucra el intercambio de
nitrógeno fijado en suelos y aguas y solo 3-10% fijación de nitrógeno atmosférico. La
fijación del nitrógeno atmosférico ocurre principalmente por bacterias simbióticas con
algunas plantas leguminosas, por bacterias autotróficas y por ciertas algas azules-verdes.
La fijación de nitrógeno en la tropósfera ocurre por actividad eléctrica; las temperaturas en
las descargas eléctricas (rayos) son suficientemente altas para formar óxidos de nitrógeno.
Los compuestos fijos de nitrógeno que se han detectado en la atmósfera incluyen formas
gaseosas de óxido nitroso N2O, óxido nítrico NO, dióxido de nitrógeno NO2, ácido nítrico
HNO3 y amonio NH3; compuestos como (NH4)2SO4, NaNO3 y HNO3 ocurren como
material particulado y como solución en agua lluvia, y sustancias orgánicas con nitrógeno
como proteínas, aminas y aminoácidos.
Los óxidos de nitrógeno se forman por la descomposición anaeróbica de materiales
orgánicos principalmente en la superficie terrestre, pero también en la superficie del
océano.
El óxido nítrico y dióxido de nitrógeno, que son las principales moléculas reactivas de
óxidos de nitrógeno (NOx) en la atmósfera, se forman por reacciones fotoquímicas con el
ozono y por descargas eléctricas. El nitrato se concentra en delgadas películas orgánicas en
la superficie del océano, el cual es incorporado a la atmósfera al pulverizarse al reventar
burbujas (“spray” marino). La fuente principal de amonio es de procesos biológicos en
suelos, pero la superficie marina puede ser también fuente de considerable cantidad de
amonio o de compuestos amoniacales en áreas de alta actividad biológica. La oxidación
fotoquímica de NH3 en la tropósfera principalmente por la reacción con moléculas OHproducidas por la reacción de ozono con vapor de agua u otras reacciones fotoquímicas
puede ser una fuente importante de NOx troposférico.
La fuente principal del nitrato en los depósitos de salitre es incierta porque las
concentraciones promedio de NOx, HNO3 y NH3 en la atmósfera son muy bajas como para
constituir la única fuente de nitratos. Aunque los nitratos pudieron acumularse por un
tiempo geológico prolongado (últimos 14 Ma) debe considerarse que:
1
Solo parte del material salino que precipita a la superficie terrestre se incorpora en el
suelo, puesto que parte es arrastrada por el viento, parte puede evaporarse como gas
HNO3 o NO2 y parte es lavado por aguas luvias.
2
Los depósitos de nitratos una vez formados probablemente han sido destruidos
parcialmente muchas veces por copiosas lluvias ocasionales (cabe recordar que los
nitratos son sales altamente solubles y que en el Desierto de Atacama ocurren
lluvias torrenciales durante los fenómenos climáticos de El Niño).
Nitratos y salares
9
La amplia distribución de los depósitos de nitratos, con poca relación con la topografía o
tipo de sustrato sugiere que ha existido un transporte atmósférico de los componentes y
depositación desde el aire. La fuente local más probable para el NOx, NH3 y nitrógeno
fijado orgánicamente, el cual por reacciones fotoquímicas u otros procesos puede
transformarse en nitrato, son las aguas marinas ricas en nutrientes del Océano Pacífico.
Algo de amonio podría haber sido de origen volcánico, pero las escasas cantidades de
amonio detectadas en gases volcánicos actuales, indicaría que su aporte sería muy menor.
Los depósitos de ignimbritas en Los Andes del Norte de Chile, las que contendrían
pequeñas cantidades de nitratos solubles, evidentemente no son la fuente de nitratos. Si lo
fueran, se esperaría que los salares que contienen sales disueltas de esos depósitos
volcánicos, mostrarían concentraciones anormales de nitratos, pero las cortezas salinas o las
aguas salinas o salmueras asociadas a estos salares no contienen cantidades inusuales de
nitratos.
El rol de los microorganismos en la formación de los nitratos es difícil de evaluar, excepto
que en general la baja actividad microbiana es esencial para la preservación de los
depósitos.
La distribución geográfica y topográfica de los depósitos de nitratos chilenos indican
transporte atmosférico y depositación de constituyentes salinos y subsecuente
redistribución por aguas lluvias en los lugares de depositación. Los componentes salinos
en los depósitos son principalmente aquellos que se encuentran a nivel mundial en la
atmósfera o aquellos que se forman por procesos fotoquímicos. Estos componentes han
sido depositados y preservados en el Desierto de Atacama debido a la extrema aridez del
clima. Aunque algunos componentes pueden haber sido transportados de fuentes distantes,
la mayor parte probablemente viene de fuentes locales, como el vecino Oceano Pacífico, las
rocas y emisiones volcánicas durante el Cenozoico y Cuaternario. El bajo nivel de
actividad microbiana en los suelos secos del desierto ha sido esencial para la preservación
del nitrato.
Modelo para la formación de los depósitos de nitratos
Ericksen (1981, 1993) propuso el siguiente modelo para la formación de los depósitos de
nitratos:
1. Acumulación durante un largo tiempo de materiales salinos a partir de la atmósferas en
suelos del árido Desierto de Atacama, probablemente desde el Mioceno (10-15 Ma) y
continuando hasta la actualidad. Aunque durante este período prevaleció un clima casi
sin lluvias, han existido copiosas precipitaciones o períodos de lluvia (fenómeno de El
Niño) los que causaron considerable lixiviación y redepositación de materiales solubles
y en oportunidades debe haber causado una amplia destrucción de los depósitos de
nitratos previamente existentes.
2. Los componentes salinos deben haber sido transportados por y depositados desde la
atmósfera principalmente como precipitación seca y como condensados en niebla.
Estos componentes incluyeron NaCl y NaNO3 y componentes gaseosos o solubles en
agua tales como NH3, HCl, H2SO4 y HNO3 que reaccionaron con el suelo para formar
los componentes salinos en los depósitos.
Nitratos y salares 10
3. Las salitreras con leyes económicas se formaron por: (a) acumulación de materiales
salinos en las antiguas pampas planas o con pendientes suaves (piedemontes), donde las
aguas lluvias ocasionales disolvieron los componentes más solubles como los nitratos y
los redepositaron en los suelos más profundos. (b) acumulación de materiales salinos en
cerros o lomas donde ellos fueron disueltos por aguas lluvias y movidos a niveles más
bajos al pie de los cerros o lomas. (c) acumulación de materiales salinos ricos en
nitratos en salares y lagunas salinas.
4. La fuente principal de los componentes salinos fueron: (a) Spray marino y gases como
amonio y yodo del Océano Pacífico transportados por los vientos dominantes desde el
SW al NE. (b) rocas volcánicas y emanaciones de volcanes activos en Los Andes, (c)
reacciones fotoquímicas en la atmósfera, (d) materiales salinos transportados por el
viento derivados de las erosión de suelos salinos, depósitos de nitratos preexistentes y
salares del Desierto de Atacama. (e) constituyentes atmósféricos que reaccionaron con
suelos y rocas en los campos de nitratos o que fueron transformados por
microorganismos en el suelo.
Distintas fuentes habrían dominado en los numerosos componentes de las salitreras: Los
nitratos tendrían su fuente principal en el “spray” marino al igual que el NaCl, aunque este
último provendría también de emanaciones volcánicas junto con el HCl. Los sulfatos y
boratos tendrían su fuente en las emanaciones volcánicas; los bromuros se habrían formado
por reacciones fotoquímicas. El origen de cromatos es incierto y enigmático, ya que el Cr
es un elemento que se concentra en rocas ultramáficas y este tipo de rocas no están
presentes en el norte de Chile, pero se asume que provendría de la lixiviación de suelos y
rocas que componen la Cordillera de la Costa.
Cabe señalar que datos recientes de isótopos de nitrógeno, oxígeno y azufre (Pueyo et al.,
2001) son consistentes con derivación atmosférica de los nitratos, lo que objeta una fuente
en el spray marino, pero deja abierta las interrogantes respecto a la fuente de otros
componentes de los depósitos de caliche.
Nitratos y salares 11
SALARES
Los salares corresponden a cortezas salinas cuyo espesor varía desde pocos centímetros
hasta varios metros formadas sobre sedimentos clásticos presentes en cuencas endorreicas
(con drenaje hacia su interior) que existen en las áridas extensiones del Norte Grande de
Chile debido a las altas tasas de evaporación existentes y escasas tasas de precipitaciones
regionales.
Por ejemplo el Salar de Atacama tiene una tasa de evaporación de 3.200 mm/año y una tasa
media de precipitaciones de 15 mm/año, de modo que la mayor parte del agua precipitada
se evapora y lo mismo ocurre con el agua que aportan los ríos San Pedro (0,9 m3/seg),
Vilama (0,25 m3/seg), Hécar (0,23 m3/seg), Socaire (0,15 m3/seg) y el Llonas (0,09 m3/seg;
Boric et al., 1990); esto redunda en la precipitación de las sales solubles transportadas por
las aguas en las cuencas cerradas y acumulación de aguas salobres o salmueras en
subsuperficie (localmente en lagunas salobres).
Algunas de las cuencas endorreicas del Norte Grande hospedaron lagos salobres durante las
épocas glaciales del Pleistoceno cuando las precipitaciones sobre todo en la Cordillera
Principal deben haber sido mayores que las actuales. Por ejemplo Brüggen (1950)
denominó Lago Soledad a lo que infirió fue un gran lago salobre cuya desecación formó el
Salar de Llamara en la Región de Tarapacá.
Las costras salinas de los salares chilenos presentan, en general, superficies muy rugosas
irregulares y de coloración marrón o pardo debido al polvo que es atrapado por las sales
hidroscópicas de las duras costras; las rugosidades de las costras salinas varían desde
algunos centímetros, hasta más de medio metro de altura dificultando significativamente el
tránsito en ellos. Solo los salares que reciben lluvias estacionales, como es el caso de los
salares en la zona volcánica (salares andinos) y por ejemplo en el gran Salar de Uyuni en
Bolivia presentan costras salinas blancas, lisas y regulares debido a que regularmente se
disuelven las sales superficiales.
Nitratos y salares 12
Los salares contienen una gran variedad de depósitos salinos de interés económico
incluyendo carbonatos, sulfatos, cloruros y boratos (ver tabla a continuación). Por ejemplo
el Salar Grande en la Cordillera de la Costa al sur de Iquique presenta extensos depósitos de
99% NaCl (sal común) en una cuenca de 50 km de largo N-S y 5-8 km de ancho,
perforaciones hechas en este salar indican que los depósitos salinos alcanzan hasta 162 m
de potencia; el Salar Grande es la mayor fuente de sal común para el consumo interno y
para la exportación a Norteamérica (se usa para derretir el hielo en las calles durante el
invierno) y Japón.
Nitratos y salares 13
Nitratos y salares 14
Las sales tienen una zonación en los salares que está determinada por la solubilidad de las
mismas, idealmente las menos solubles se depositan en los bordes del salar y las más
solubles hacia su centro; aunque si la cuenca específica es asimétrica las sales más solubles
se depositan en la parte más profunda de la cuenca, que puede corresponder a un borde del
salar.
Zonación típica en de depósitos salinos en salares. Las sales más solubles (cloruros,
boratos) se depositan en la parte más profunda de la cuenca, seguidas de los sulfatos y de
los carbonatos; estos últimos por ser menos solubles son los primeros en precipitar. Las
condicones locales de las cuencas pueden modificar la distribución de sales, pero las más
solubles se depositarán siempre en la porción más profunda.
Nitratos y salares 15
Además de los depósitos salinos los salares pueden contener salmueras de interés
económico; por ejemplo SQM explota salmueras del Salar de Atacama de las cuales extrae:
Carbonato de Litio 22.000 t/año
Cloruro de potasio (utilizado para la producción de nitrato de potasio)
Acido bórico
Sulfato de potasio
Cloruro de magnesio.
En la extracción de estas sales aprovecha la alta radiación solar y elevadas tasas de
evaporación del Salar de Atacama, al utilizar amplias piscinas de evaporación para
concentrar las sales. Parte del agua que se recupera del proceso se reinyecta en el subsuelo
del salar para mantener el circuito de extracción de sales solubles.
REFERENCIAS
Boric, R., Díaz, F. y Maksaev, V., 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región
de Antofagasta, Boletín 40, Servicio Nacional de Geología y Minería, 246 p.
Brüggen, J., 1950. Fundamentos de la Geología de Chile. Instituto Geográfico Militar,
Santiago, Chile, 374 p.
Ericksen, G.E:, 1981. Geology and Origin of the Chilean Nitrate Deposits. U.S.G.S.
Geological Survey Professional Paper 1188, 37 p.
Ericksen, G.E., 1993. Upper Tertiary and Quaternary continental saline deposits in the
central Andean region. In: Kirkham, R.V., Sinclair, W.D., Thorpe, R.I., and Duke, J.M.
(Editors) Mineral Deposit Modeling, GAC Special Paper 40, pp. 89-102.
Ericksen, G.E. and Salas, R., 1990. Geology and resources of salars in the Central Andes.
In: Ericksen, G.E., Cañas, M.T., and Reinemund, J.A. (Editors) Geology of the Andes and
Its Relation to Hydrocarbon and Mineral Resources: Circumpacific Council for Energy and
Mineral Resources., Earth Science Series, V. 11, pp. 165-172.
Pueyo, J.J., Aravena, R., Chong, G., Vega, M., and Taberner, C., 2001. Isotopic
compositions of sulfates and nitrates from the Chilean nitrate deposits: Evidence for
concentration and fractionation of parental brines. . III South American Symposium on
Isotope Geology, Extended Abstract Volume (CD), Sociedad Geológica de Chile, Santiago,
Chile, pp. 519-522.
Stoertz, G.E. and Ericksen, G.E., 1974. Geology of salars in northern Chile. U.S.G.S.
Professional Paper 811, 65 p.
Nota:
El presente listado corresponde principalmente a trabajos publicados sobre pórfidos
cupríferos chilenos. Su intención es proporcionar una bibliografía de los
principales yacimientos de este tipo existentes en el país. El listado , no intenta ser
exhaustivo y no incluye un gran número de memorias de título que tratan distintos
aspectos de estos grandes depósitos minerales.
El Teniente
Camus, F., 1975. Geology of El Teniente orebody with emphasis on wall rock alteration.
Economic Geology, Vol. 70, Nº 8, pp. 1342–1372.
Cuadra, P., 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes. Revista
Geológica de Chile, Nº 27, pp. 3–26.
Howell, F.H. and Molloy, J.S., 1960. Geology of the Braden orebody, Chile, South America.
Economic Geology, Vol. 55, Nº 5, pp. 863-905
Lindgren, W. and Bastin, E.S., 1922. Geology of the Braden mine, Rancagua, Chile. Economic
Geology, Vol. 17, pp. 75–79.
Río Blanco - Los Bronces
Holgrem, C.,; Marti, M.; Skewes, M.A.; Schneider, A. And Harmon, R.S., 1988. Análisis
isotópicos y de inclusiones fluidas en el yacimiento Los Bronces, Chile central.
Actas V Congreso Geológico Chileno, Santiago, Vol. I, pp. B299-B-313.
Serrano, L.; Vargas, R.; Stambuk, V.; Aguilar, C.; Galeb, M.; Holgrem, C., and Stern, C.R., 1996.
The Late Miocene Río Blanco – Los Bronces copper deposit central Chilean Andes.
SEG Special Publication 5. Pp. 119-130.
Skewes, M.A. y Holgrem, C., 1993. Solevantamiento Andino, erosión y emplazamiento de brechas
mineralizadas en el depósito de cobre porfírico Los Bronces, Chile Central (33ºS),
aplicación de termometría de incusiones fluidas. Revista Geológica de Chile, V.
20, pp. 71-84.
Skewes, M.A., and Stern, C.R., 1995. Genesis of the giant Late Miocene to Pliocene copper
deposits of central Chile in the context of Andean Magmatic and Tectonic
evolution. International Geology Review, V. 37, pp. 839-909.
Stambuk, V., 1985. Geología del sector Sur-Sur, yacimiento Río Blanco. Actas IV Congreso
Geológico Chileno, Antofagasta, pp. 3-383 – 3-403.
Warnaars, F.W.; Holgrem, C. and Barassi, S., 1985. Porphyry copper and tourmaline breccias at
Los Bronces – Río Blanco, Chile. Economic Geology, Vol. 80, pp. 1544-1565.
Los Pelambres
Atkinson, W.W.Jr.; Souviron, A.; Vehrs, T.I.; Faunes, A., 1996. Geology and Mineral Zoning of the
Los Pelambres Porphyry Copper Deposit, Chile. In : Camus, F., Sillitoe, R.H., and
Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles
and Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 5,
pp. 131-155.
Sillitoe, R.H., 1973. Geology of the Los Pelambres porphyry copper deposit. Economic Geology,
V. 68, pp. 1-10.
Cerro Zaldivar
Maturana, M. y Saric, N., 1991. Geología y mineralización del yacimiento tipo pórfido cuprífero
Zaldivar en Los Andes del norte de Chile. Revista Geológica de Chile, V. 18, pp.
109-120.
Chuquicamata
Alvarez, C.O.; Miranda, M.J. y Guzmán, V.P., 1980. Geología del Complejo Chuquicamata. En:
Minería de Cobres Porfíricos, V. 2, Instituto de Ingenieros de Minas de Chile,
Santiago, pp. 314-363.
Alvarez, O. y Aracena, I., 1985. Algunas consideraciones de la petrología y alteración del complejo
plutónico de Chuquicamata, Chile. Actas IV Congreso Geológico Chileno,
Antofagasta, V. 4, pp. 1-30.
Alvarez, O. y Flores, R., 1985. Alteración y mineralización hipógena en el yacimiento de
Chuquicamata, Chile. Actas IV Congreso Geológico Chileno, V. 2, pp. 3-78 - 3-100.
Antofagasta.
Alvarez, O. y Guzman, P., 1985. Estimación de recursos y reservas en el yacimiento Chuqui Norte,
Chuquicamata, Chile. Actas IV Congreso Geológico Chileno, V. 2, pp. 3-101 - 3-120.
Antofagasta.
Ballard J.R. Palin J. M., Williams I.A. and I a. Cambell, 2001. Two ages of porphyry
intrusion resolved for the super-giant Chuquicamata copper deposit of
northern Chile by ELA-ICP-Ms and SHRIMP Geology Vol 29. Pp 383386
Flores, R., 1985. Control del enriquecimiento supérgeno en el yacimiento Chuquicamata, Chile. Actas
IV Congreso Geológico Chileno, V. 2, pp. 3-228 - 3-249, Antofagasta.
Lindsay, D., Zentilli, M., and Rojas, J., 1995. Evolution of an active ductile to brittle shear system
controlling mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposit, Chile.
International Geology Review, V. 37, p. 945-958.
Lopez, M.V., 1939. The primary mineralization at Chuquicamata, Chile, S.A., Economic Geology, V.
34, N°6, pp. 674-711.
Ossandón, G. y Zentilli, M., 1997. El Distrito de Chuquicamata: Una concentración de cobre de clase
mundial. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas, V. III, Universidad Católica del
Norte, Antofagasta, pp. 1888-1892.
Ossandón, G., Fréraut, R., Gustafson, L.B., Lindsay, D.D. and Zentilli, M., 2001. Geology of the
Chuquicamata Mine: A Progress Report. Economic Geology, V. 96, Nº 2, pp. 249270.
Rojas, J., y Lindsay, D., 1997. Evolución estructural de Chuquicamata, su relación con la intrusión
del pórfido y eventos de alteración-mineralización. VIII Congreso Geológico
Chileno, Actas, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp. 1893-1897.
Reynolds, P.; Ravenhurst, C.; Zentilli, M. and Lindsay, D., 1998. High precision 40Ar/39Ar dating
of two consecutive hydrothermal events in the Chuquicamata porphyry copper
system, Chile. Chemical Geology, Vol. 148, pp. 45-60.
Radomiro Tomic
Cuadra, P., Grez, E., y Gröpper, H., 1997. Geología del yacimiento Radomiro Tomic. VIII Congreso
Geológico Chileno, Actas, Universidad Católica del Norte, Antofagasta, pp. 19181922.
Cuadra, P., Zentilli, M., Puig, A., and Tidy, E., 1997. Dataciones radiométricas recientes en
Radomiro Tomic. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas, V. II, pp. 916-919.
Cuadra, P. and Rojas, G., 2001. Oxide Mineralization at the Radomiro Tomic Porphyry Copper
Deposit, Northern Chile. Economic Geology, V. 96, Nº2, pp. 387-400.
El Abra
Alvarez, O., y Aracena, I., 1982. El Abra; uno de los grandes yacimientos de cobre aún no explorados.
Minerales, V. 37, N° 160, pp. 25-36.
Ambrus, J., 1977. Geology of the El Abra Porphyry Copper Deposit, Chile. Economic Geology, V.
72, pp. 1062-1085.
La Escondida
Alpers, C.N. and Brimhall, G.H., 1989. Paleohydrologic evolution and geochemical dynamics of
cumulative supergene metal enrichment at La Escondida, Atacama Desert, Northern
Chile. Economic Geology, V. 84, pp. 229-255.
Alpers, C.N. and Brimhall, G.H., 1988. Middle Miocene climatic change in the Atacama Desert,
northern Chile: evidence from supergene mineralization at La Escondida. Geological
Society of America Bulletin, V. 100, pp. 1640-1656.
Padilla, R., Title, S.R. and Pimentel, F., 2001. Geology of the Escondida Porphyry Copper Deposit,
Antofagasta region, Chile. Economic Geology, V. 96, Nº 2, pp. 307-324.
Richards J.P., Noble S.R. and M.S. Pringle, 1999. A revised Late Eocene age for porphyry
Cu magmatism in the Escondida Area, Northern Chile. Economic
Geology, V. 94, Nº8, pp. 1231-1247.
Richards, J.P., Boyce, A.J., and Pringle, M.S., 2001. Geologic Evolution of the Escondida Area,
Northern Chile: A Model for Spatial and Temporal Localization of Porphyry Cu
Mineralization. Economic Geology, V. 96, pp. 271-306.
El Salvador
Cornejo, P., Mpodozis, C., Tomlinson, A.J., Rivera, O., and Fanning, M., 1997. El
Salvador, Chile Porphyry Copper Deposit Revisited: Geologic and
Geochronologic Framework. International Geology Reviews, V. 39, p.
22-54.
Gustafson L. B. Orquera W. McWilliams M., Castro. M., Rojas. G., Maluenda J. and M.
Mendez, 2001.- Multiple centers of mineralization in the Indio Muerto
District, El Salvador, Chile. Economic Geology, V. 96, Nº 2, pp. 325-350.
Gustafson, L.B. and Hunt, J.P., 1975. The Copper Porphyry deposit at El Salvador, Chile.
Economic Geology, Vol.70, pp-857-912.
Gustafson, L.B., and Quiroga, J., 1995. Patterns of Mineralization and Alteration below the Porphyry
Copper Orebody at El Salvador, Chile. Economic Geology, V. 90, pp. 2-16.
Potrerillos
Marsh, T.M.; Einaudi, M.T. and McWilliams, M., 1997. 40Ar/39Ar geochronology of Cu-Au and
Au-Ag mineralization in the Potrerillos District, Chile. Economic Geology, Vol.
92, pp. 784-806.
Quebrada Blanca
Hunt, J.P., Bratt, J.A., and Marquardt, J.C., 1983. Quebrada Blanca, Chile: An Enriched Porphyry
Copper Deposit. Mining Engineering, June 1983, pp. 636-644.
Collahuasi - Ujina
Bisso C., Durán. M. and A. Gonzalez, 1998. Geology of the Ujina and Rosario copper
Porphyry deposits, Collahuasi District, Chile. In Porter T. M.(editor)
Porphyry and the Hidrothermal Copper and Gold deposits a Global
Perspective Addendum Late Paper.
Dick L.A., Chavez. W.X., Gonzalez A. and C. Bisso, 1994. Geologic setting and
Mineralogy of the Cu-Ag-(As) Rosario Vein System , Collahuasi District ,
Chile SEG Newsletter 19.
Dick, L.A.; Ossandon, G.; Gonzalez, A.; Vega, J. and Echegaray, J., 1994. Geologic setting and
Controls on the Development of Secondary Enrichment, Rosario and Ujina
Porphyry Cu-Mo Deposits, Collahuasi District, I Region, Chile. 7º Congreso
Geológico Chileno, Actas, V. II, pp. 1549-1550.
Trabajos Generales
Ambrus, J., 1979. Emplazamiento y Mineralización de los Pórfidos Cupríferos de Chile. Tesis de
Doctorado, Depto. de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias, Univ. de
Salamanca, España, 314 p.
Boric, R., Díaz, F. y Maksaev, V., 1990. Geología y yacimientos metalíferos de la Región de
Antofagasta. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín 40, Santiago, 246 p.