ÍNDICE 1. INTRODUCCIÓN ……………………………………………………………………………………………………..……………………….… 1 2. INTRODUCCIÓN A LA ECONOMIA MINERA …………………………………………………………..…………………………. 19 3. IMPACTO AMBIENTAL DE LA ACTIVIDAD MINERA ………………………………………………………..……………….… 35 4. DESARROLLO SUSTENTABLE Y LA INDUSTRIA MINERA ………………………………………………………………….… 40 5. PROCESOS MINERALIZADORES ………………………………………………………………………….………………………….… 48 a. Transporte y Precipitación de Metales ……………………………………………………….……………………………. 62 b. Transporte de Metales …………………………………………………………………………………………………………….. 74 6. ALTERACIÓN HIDROTERMAL ………………………………………………………………………………….……………………….. 76 a. Texturas de Menas y Gangas ……………………………………………………………………..…………………………….. 89 b. Paragénesis y Zonación ………………………………………………………………………………………………………….. 100 7. INCLUSIONES FLUIDAS ………………………………………………………………………………………..………………………… 102 8. VISUALIZACIÓN GRÁFICA DE ESTABILIDAD DE MINERALES ………………………………………….………………… 114 9. METALOGÉNESIS DE CHILE ……………………………………………………………………………………………………….…… 136 10. PÓRFIDOS CUPRÍFEROS …………………………………………………………………………………………………………….… 180 11. YACIMIENTO EL SALVADOR …………………………………………………………………………………………………………. 192 12. BRECHAS RELACIONADAS A MINERALIZACIÓN ……………………………………………………………………………. 202 13. DEPÓSITOS DEL TIPO SKARN ………………………………………………………………………..……………………………… 228 14. DEPÓSITOS EPITERMALES …………………………………………………………………………………………………………… 234 15. PROCESOS SUPERGENOS …………………………………………………………………………………………………………….. 246 16. YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE COBRE …………………………………………………………………………….…. 265 17. YACIMIENTOS DE HIERRO CHILENOS …………………………………………………………………………………………… 274 18. YACIMIENTOS DE ÓXIDOS de Fe Cu-Au ………………………………………………………….……………………………. 281 19. DEPÓSITOS DE PLACERES …………………………………………………………………………………….……………………… 286 20. DEPÓSITOS AUTÓCTONOS (BIF) ………………………………………………………………………………………………….. 295 21. SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS ………………………………………………………..…………………………… 306 22. NITRATOS Y SALARES ………………………………………………………………………………………………………………..… 314

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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 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.

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Procesos Mineralizadores

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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.

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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

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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).

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Procesos Mineralizadores

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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

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Procesos Mineralizadores

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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 

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Procesos Mineralizadores

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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 (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 –

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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

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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

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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.

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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

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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.

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Figura 20. Estabilidades de especies acuosas dominantes conteniendo C o S a 250°C (tomado de Barnes y Czamanske, 1967).

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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 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

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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).

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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

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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

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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

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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).

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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

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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.

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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-

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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

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Alteración Hidrotermal

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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

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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

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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.

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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.

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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.

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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.

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Alteración Hidrotermal

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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.

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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

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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

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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).

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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 (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.

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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 (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 (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.

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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.

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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.

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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.

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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.

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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

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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.

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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.

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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

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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

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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

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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/

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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.

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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.

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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

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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.

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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

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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).

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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).

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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

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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

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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

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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 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 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 Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile

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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 Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile

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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. Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile

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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 Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile

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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. Casilla 13518 – Correo 21 – Fax 6963050 – Santiago de Chile

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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.

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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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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

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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: 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.

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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>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).

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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.

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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.

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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 3,2% Cu. Referencias

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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

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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 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.

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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.

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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 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

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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

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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,

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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. -

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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

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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

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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.

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Yacimientos chilenos de Fe

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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.

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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.

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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.

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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.

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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,

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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

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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.

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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).

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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

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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.

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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

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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.

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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.

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Placer aurífero corresponde al tipo de depósito mineral; no confundir con lavadero de oro que corresponde a las labores de beneficio del placer.

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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).

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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).

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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

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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.

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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.

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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.

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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

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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.

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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.

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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,

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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

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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).

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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.

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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.

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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.

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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, 0,3% 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

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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.

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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.

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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:

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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