GL 54A Metalogénesis; Semestre de Primavera 2001 Profesor: Victor Maksaev OBJETIVOS DEL CURSO

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1 ÍNDICE 1. INTRODUCCIÓN INTRODUCCIÓN A LA ECONOMIA MINERA IMPACTO AMBIENTAL DE LA ACTIVIDAD MINERA DESARROLLO SUSTENTABLE Y LA INDUSTRIA MINERA PROCESOS MINERALIZADORES.. 48 a. Transporte y Precipitación de Metales.. 62 b. Transporte de Metales ALTERACIÓN HIDROTERMAL a. Texturas de Menas y Gangas b. Paragénesis y Zonación INCLUSIONES FLUIDAS VISUALIZACIÓN GRÁFICA DE ESTABILIDAD DE MINERALES METALOGÉNESIS DE CHILE PÓRFIDOS CUPRÍFEROS YACIMIENTO EL SALVADOR BRECHAS RELACIONADAS A MINERALIZACIÓN DEPÓSITOS DEL TIPO SKARN DEPÓSITOS EPITERMALES PROCESOS SUPERGENOS YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE COBRE YACIMIENTOS DE HIERRO CHILENOS YACIMIENTOS DE ÓXIDOS de Fe Cu-Au DEPÓSITOS DE PLACERES DEPÓSITOS AUTÓCTONOS (BIF) SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS NITRATOS Y SALARES.. 314

2 Introducción 1 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. 1

3 Introducción 2 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 (CuFeS 2 ), bornita (Cu 5 FeS 4 ), Calcosina (Cu 2 S). Ganga: Aquellos minerales los cuales ocurren con los minerales de mena, pero que no tienen valor económico, tales como por Ej. cuarzo (SiO 2 ), calcita (CaCO 3 ) o pirita (FeS 2 ). 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. 2

4 Introducción 3 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. 3

5 Introducción 4 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. 4

6 Introducción 5 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 5

7 Introducción 6 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 Las curvas de producción 6

8 Introducción 7 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 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 7

9 Introducción 8 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 8

10 Introducción 9 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 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 9

11 Introducción 10 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 10

12 Introducción 11 en la minería de un depósito mineral para determinar si puede ser explotado económicamente. 3. 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. 4. Minería: extracción del mineral del suelo. 5. 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). 6. Fundición: recuperación de metales a partir de los concentrados. 7. Refinación: purificación del metal (Ej. electrolítica del Cu o al fuego). 8. 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 > 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 11

13 Introducción 12 diferentes propiedades deben descartarse o mezclarse para formar un producto uniforme. Ej. los carbonatos (calizas) tienen uso en cemento de construcción, para producir cal, como complemento alimenticio para aves de corral o en aplicaciones farmacéuticas, cada uno de estos usos requiere de distinto grado de pureza del carbonato y/o ausencia de ciertos componentes indeseables. Un depósito de minerales industriales debe ser investigado primero por las propiedades del material, ya sea antes o después del procesamiento, para un uso específico y después ver si hay reservas adecuadas para una demanda particular. En muchos depósitos se pueden producir productos con distintas propiedades, lo que significa que para lograr la explotación económica de un depósito no metálico pueden requerirse varios mercados distintos. b) Subproductos: En algunos depósitos existen varios metales presentes y la venta de uno puede financiar la minería del otro. Ej. Chile produce molibdeno como subproducto de la minería de pórfidos cupríferos; asimismo se recupera oro durante la refinación electrolítica del cobre proveniente de los mismos depósitos. c) Forma mineralógica: las propiedades de un mineral determinan la facilidad o dificultad para la extracción y refinación de ciertos metales con la tecnología metalúrgica existente. Ej.: Los óxidos y sulfuros metálicos tienen procesamientos diferentes y los costos involucrados son distintos. Esto puede afectar la ley de corte de un depósito o incluso determinar la viabilidad económica de este. (Ej.: oro refractario; oro incluido en arsenopirita o pirita que difícilmente se recupera mediante cianuración, requiriendo una tostación previa para liberar el oro, con el consiguiente costo de energía). Los minerales industriales presentan problemas distintos. Por ejemplo las arenas silíceas para producir vidrio de alta calidad deben tener un contenido de <0.035% Fe2O3 (<350 ppm Fe2O3). Algunas arenas silíceas de color café pueden ser mejoradas si el Fe2O3 está en pátinas por lixiviación ácida o abrasión, pero si el Fe se encuentra como inclusiones en el cuarzo, no se puede mejorar. d) Tamaño del grano y forma: el tamaño y forma cristalina de los minerales de mena influyen en la recuperación. Esta última es el porcentaje del total del metal o mineral industrial contenido en la mena que se recupera en el concentrado. Una recuperación de 90% significa que el 90% del metal contenido en el mineral se recupera en el concentrado y un 10% se pierde en los relaves. Se podría pensar que una molienda suficientemente fina para liberar las fases minerales permitiría recuperar el 100% de la mena, pero esto es imposible y de hecho la mayoría de las técnicas de procesamiento metalúrgico fallan en el rango de granos ultrafinos. e) Sustancias contaminantes: Existen sustancias indeseables que pueden estar presentes en los minerales de mena y ganga. Ej. la tenantita (Cu12As4S13) en menas de cobre introduce As no deseable y a veces Hg en los concentrados de cobre. Estos contaminantes al igual que el fósforo en el hierro y As en concentrados de Ni reciben castigos pecuniarios por parte de los fundidores. f) Tamaño y forma de los depósitos: la forma, tamaño y naturaleza de los depósitos minerales afectan la minería de los mismos y también la ley explotable. Los depósitos que 12

14 Introducción 13 se encuentran en superficie o cerca de ella pueden explotarse por métodos de rajo abierto a bajo costo, mientras que cuerpos tabulares como las vetas requerirán de métodos más caros de extracción subterránea, aunque estos últimos pueden ser trabajados en volúmenes más pequeños y se requiere de un capital inicial menor. Aunque la inversión inicial es mayor para depósitos más grandes, los rajos abiertos, con manejo masivo (minería no selectiva) de tonelajes de > ton/día ha conducido a la minería a gran escala de depósitos de baja ley. La explotación de rajos implica una variación de la razón estéril/mineral con el tiempo y cuando supera razones de 2/1 en depósitos de baja ley debe ser abandonado o convertido en una explotación subterránea. g) Carácter del mineral: Una grava aluvial no consolidada puede ser explotada por excavadoras o dragado y no requiere molienda (Ej. en placeres de oro). Por el contrario en operaciones mineras en roca dura es necesario realizar perforaciones, volar con explosivos y moler las rocas. Las rocas más duras requieren mayor consumo de energía y de explosivos para su beneficio. Por otra parte, las rocas fracturadas o cizalladas serán débiles y se romperán requiriendo por ejemplo soporte del techo en operaciones subterráneas (Ej. enmaderado) y trabajar con ángulos más bajos en rajos afectando la razón estéril/mineral. h) Ubicación: los factores geográficos pueden determinar si un cuerpo mineralizado es viable económicamente. En lugares remotos puede no haber energía eléctrica, caminos, líneas férreas, casas, escuelas, hospitales, etc. Todos estos elementos de infraestructura deben construirse, el transporte de los productos de la mina a los mercados puede ser caro y los sueldos deben ser atractivos para que trabajadores capacitados vayan a trabajar a lugares remotos (Ej. trabajos a gran altitud). i) Consideraciones ambientales: La minería es una actividad que produce un significativo impacto en el medio ambiente. Se contaminan aguas que se utilizan en el procesamiento de minerales, se contamina el aire por la emisión de gases de las fundiciones, se ocupan grandes áreas con relaves y se depositan botaderos con material estéril para efectos mineros, pero que pueden contener sulfuros cuya oxidación puede producir drenaje ácido. Asimismo, el desplazamiento de una gran masa de trabajadores y las construcciones necesarias para la actividad modifican significativamente el medio natural afectando la flora y fauna de la zona minera. Actualmente en Chile existe una regulación ambiental que obliga a toda actividad minera y de exploración a minimizar el impacto ambiental, lo cual obviamente involucra costos. j) Impuestos: las tasas de impuesto varían de país en país y determinan la economía de los depósitos minerales. En Chile la tasa de impuesto a las utilidades de las empresas mineras privadas es de 35%. En algunos países, Ej. Argentina, los gobiernos regionales exigen regalías para autorizar la explotación de depósitos, las que representan una carga impositiva adicional para las compañías mineras. k) Factores políticos: Muchas compañías mineras grandes no invertirán en países políticamente inestables. La minería usualmente requiere de grandes inversiones iniciales, las que se recuperan solo en el largo plazo, por lo que el temor a las nacionalizaciones con compensaciones inadecuadas o sin compensación hace que las compañías mineras dejen 13

15 Introducción 14 de invertir en países con inestabilidad política. Los cambios inesperados en políticas de impuestos tienen el mismo efecto. l) Costo de capital: Las operaciones mineras mayores requieren de enormes capitales en la inversión inicial y las sumas que exceden US$ 500 millones y millones no son raras. Esto implica que pocas compañías pueden desarrollar una nueva mina con sus propios recursos (esto puede ser incluso válido para algunos estados). Las compañías deben conseguir prestamos de bancos u otros inversionistas, capital que debe ser repagado con intereses. Consecuentemente la operación minera debe cubrir los costos mineros, impuestos, regalías, pago de capital más intereses y proveer ganancia a los inversionistas que arriesgaron su capital para explotar una mina. 14

16 Introducción 15 RECURSOS Y RESERVAS DE MINERAL El presente capítulo está basado en un extracto y traducción de la Guía para informar la información de exploración, recursos minerales y reservas minerales elaborada por el Comité de Recursos y Reservas de la Sociedad para la Minería, Metalurgia y Exploración de los EEUU, del 01 de Marzo de Recurso Mineral: es una concentración u ocurrencia de material de interés económico intrínseco en o sobre la corteza terrestre (un depósito) en tal cantidad y forma que razonablemente es prospecto para su extracción económica. La ubicación, cantidad, ley, características geológicas y continuidad de un Recurso Mineral se conocen o se estiman o interpretan de datos geológicos específicos y conocimiento del depósito. Los recursos minerales se subdividen, de acuerdo a su creciente confianza geológica en categorías de Inferidos, Indicados y Medidos. Las porciones de un depósito que no son un prospecto un potencial razonable para una eventual extracción económica no deben incluirse en un Recurso Mineral. El término Recurso Mineral cubre depósitos los cuales han sido identificados y evaluados a través de exploración y muestreo y de los cuales pueden definirse Reservas Minerales mediante la consideración de factores técnicos, económicos, legales, ambientales, sociales y gubernamentales. El término prospecto razonable para eventual extracción económica implica un juicio (aunque preliminar) por una Persona Competente en lo que se refiere a los factores técnicos y económicos que probablemente influenciarán la extracción económica del prospecto, incluyendo los parámetros mineros aproximados. En otras palabras, un recurso mineral no es un inventario de todo el mineral sondeado o muestreado, sin consideración de ley de corte, dimensiones mineras probables, ubicación o continuidad. Es un inventario realista de mineral, el cual bajo condiciones supuestas y condiciones técnicas y económicas justificables, podría llegar a ser extraído económicamente. Una Persona Competente es alguien que es miembro de una sociedad profesional para científicos de la tierra o ingenieros de minas o que tiene otras calificaciones apropiadas. La Persona Competente debe tener un mínimo de 5 años de experiencia en el tipo de mineral y depósito en consideración y en la actividad que dicha persona está realizando. Sí la Persona Competente está estimando o supervisando la estimación y evaluación de Recursos Minerales, la experiencia relevante debe ser en estimación y evaluación de Recursos Minerales.. Sí la Persona Competente está estimando o supervisando la estimación y evaluación de Reservas Minerales, la experiencia relevante debe ser en estimación, evaluación y análisis económico de Reservas Minerales. Cuando la Persona Competente lo considere apropiado, las estimaciones puede incluir suposiciones relacionadas a minería, las cuales deben estar expresadas claramente. Recurso Mineral Inferido: es la parte de un recurso mineral para el cual se ha estimado el tonelaje, ley y contenido mineral se han estimado con un bajo nivel de confianza. Se infiere y 15

17 Introducción 16 se supone a partir de características geológicas, pero no se ha verificado su continuidad geológica y/o de ley. Se basa en información de calidad incierta o de poca confiabilidad obtenida por técnicas apropiadas de afloramientos, trincheras, cateos, labores y sondajes. Un Recurso Mineral Inferido tiene el nivel de confianza más bajo que aquel que se aplica a un Recurso Mineral Indicado. La categoría se intenta para cubrir situaciones en las cuales la concentración mineral u ocurrencia ha sido identificada y se ha completado solo un limitado muestreo y medidas, pero donde los datos son insuficientes para permitir la interpretación confiable de continuidad geológica y/o de ley. Las suposiciones involucradas en la evaluación de un Recurso Mineral Inferido deben ser razonables, después de considerada toda información disponible. Debido a la incerteza que tienen los Recursos Minerales Inferidos, no se puede suponer que toda o parte de un Recurso Mineral Inferido pueda ser elevado a categoría de Recurso Indicado o Medido a futuro como resultado de la continuación de la exploración. La confianza en la estimación no es suficiente para permitir la aplicación apropiada de parámetros económicos y técnicos o para dar una evaluación de viabilidad económica que valga hacer pública. Se debe tener precaución cuando esta categoría de recursos se considera en estudios económicos. Recurso Mineral Indicado: es aquella parte de un Recurso Mineral para el que el tonelaje, densidad, forma, características físicas y contenido mineral pueden ser estimados con un nivel de confianza razonable. Está basado en exploración, muestreo y análisis obtenidos por las técnicas apropiadas de afloramientos, trincheras, cateos, labores y perforaciones (sondajes). Las ubicaciones de las muestras están ampliamente distribuidas o el espaciamiento es inadecuado para confirmar la continuidad geológica y/o continuidad de ley, pero están suficientemente espaciadas como para suponer la continuidad. Un Recurso Mineral Inferido tiene un grado de confianza menor que el de un Recurso Mineral Medido, pero tiene un nivel de confianza más alto que el de un Recurso Mineral Inferido. Un depósito puede clasificarse como un Recurso Mineral Indicado cuando la naturaleza, calidad, cantidad y distribución de datos es tal que permite a la Persona Competente determinar confiablemente que el Recurso Mineral se ajusta a un esquema geológico interpretado y a asumir la continuidad de la mineralización. La confianza en la estimación es suficiente para permitir la aplicación de parámetros técnicos y para la evaluación de viabilidad económica. Recurso Minero Medido: en la parte de un Recurso Mineral para el cual se han estimado con un alto nivel de confianza el tonelaje, densidad, forma, características físicas, ley y contenido mineral. Está basado en exploración detallada y confiable, la información del muestreo y análisis se han obtenido mediante técnicas apropiadas de ubicaciones tales como afloramientos, trincheras, cateos, labores y sondajes. Las ubicaciones están estrechamente espaciadas lo suficiente para confirmar continuidad geológica y/o de ley. Un depósito puede ser clasificado como un Recurso Mineral Medido cuando la naturaleza, calidad, cantidad y distribución de los datos es tal como para no dejar duda razonable, en opinión de la Persona Competente que estima el recurso Mineral, que el tonelaje y ley del depósito puede ser estimado dentro de límites definidos y que cualquier variación de la 16

18 Introducción 17 estimación no afectaría significativamente la viabilidad económica potencial. Esta categoría requiere un alto nivel de confianza en, y la comprensión de la geología y controles del depósito mineral. La confianza en la estimación es suficiente para permitir la aplicación de técnicas apropiadas y parámetros económicos como para realizar una evaluación de la viabilidad económica. La elección de la categoría apropiada de Recurso Mineral depende de la cantidad, distribución y calidad de datos disponibles y el nivel de confianza de esos datos. La categoría apropiada de Recurso Mineral debe ser determinada por la Persona Competente. Reserva Mineral: en la parte económicamente explotable ( minable ) de un Recurso Mineral Medido o Indicado. Ella incluye materiales de dilución y considera pérdidas que pueden ocurrir durante la explotación del material. Se han realizado en ella evaluaciones apropiadas, las cuales pueden incluir estudios de factibilidad, han sido realizados e incluyen la consideración de, y modificación por factores mineros, metalúrgicos, económicos, de mercado, ambientales, sociales, y gubernamentales realistas. Estas evaluaciones demuestran que al tiempo del informe la extracción se justifica razonablemente. Las Reservas Minerales se subdividen en orden de aumento de confianza en Reservas Minerales Probables y Reservas Minerales Probadas. Las Reservas Minerales son aquella porción de Recursos Mineros, la cual después de la aplicación de todos los factores mineros, resulta en una estimación de tonelaje y ley, los cuales en opinión de la Persona Competente realizando la estimación, puede ser la base de un proyecto viable después de considerar los factores relevantes de metalurgia, economía, mercado, legales, ambientales, sociales y gubernamentales. Las Reservas Minerales incluyen los materiales de dilución que tendrán que ser minados y enviados a la planta de tratamiento o equivalente. El término economía implica que se ha establecido o se ha demostrado analíticamente que la extracción de la Reserva Mineral es viable y justificable bajo supuestos razonables de inversión y mercado. El término Reserva Mineral no necesariamente significa que la infraestructura para la extracción esta construida u operativa, tampoco que los permisos gubernamentales han sido otorgados. Significa que hay expectativas razonables de que los respectivos permisos estarán vigentes a tiempo. Para planificar una operación minera es necesario que el volumen mineralizado esté en categoría de Reservas Minerales. Sin embargo, se destaca que esta guía no implica que para una operación económica deban forzosamente existir Reservas Probadas. En algunas situaciones las Reservas Probables por si mismas pueden ser suficientes para justificar la extracción, como por ejemplo en algunos depósitos aluviales (placeres) de estaño u oro. Esto es materia del parecer de la Persona Competente y de la administración de la entidad que posee la información. Reserva Mineral Probable: es la parte económicamente explotable de un Recurso Minero Indicado y, en algunas circunstancias, de Recursos Mineros Medidos. Ella incluye los materiales de dilución y considera las pérdidas que pueden ocurrir cuando el mineral es minado. Para colocar el mineral en esta categoría se han llevado a cabo las estimaciones 17

19 Introducción 18 apropiadas, que pueden incluir estudios de factibilidad, e incluyen la consideración de, y modificación por, factores mineros, metalúrgicos, económicos, de mercado, legales, ambientales, sociales y gubernamentales basados en suposiciones ajustadas a la realidad. Estas evaluaciones demuestran que al tiempo del informe la extracción está justificada razonablemente. Una Reserva Mineral Probable tiene un nivel de confianza menor que una Reserva Mineral Probada. Reserva Mineral Probada: es la parte económicamente minable de un Recurso Mineral Medido. Ella incluye los materiales de dilución y considera las pérdidas que pueden ocurrir cuando el mineral es minado. Para colocar el mineral en esta categoría se han llevado a cabo las estimaciones apropiadas, que pueden incluir estudios de factibilidad, e incluyen la consideración de, y modificación por, factores mineros, metalúrgicos, económicos, de mercado, legales, ambientales, sociales y gubernamentales basados en suposiciones ajustadas a la realidad. Estas evaluaciones demuestran que al tiempo del informe la extracción está justificada razonablemente. La ubicación en la categoría apropiada de Reserva Mineral está determinada primariamente por el Recurso Mineral y debe ser hecho por la Persona Competente. Figura 1. Relaciones generales entre Información de Exploración, Recursos Minerales y Reservas Minerales. 18

20 Introducción a la Economía Minera 1 INTRODUCCION A LA ECONOMIA MINERA: DEFINICION Y APLICACIÓN Apuntes obtenidos de la traducción de parte de Economic Guidelines for Mineral Exploration; Seminar Notes de Brian Mackenzie (1992). La economía minera incluye un amplio rango de actividades, intereses y responsabilidades relacionadas con el sector minero. El propósito de esta introducción es describir la disciplina, explicar su existencia, hacer un esbozo de la experiencia requerida para esta especialidad e ilustrar sus áreas de aplicación. Definición La economía minera puede definirse como la aplicación de la economía al estudio de todos los aspectos del sector minero. La economía minera entonces es una subdivisión de la economía general. 1 Aunque esto puede parecer obvio, plantea la interrogante de qué es la economía? La economía es una disciplina que puede clasificarse en tres grandes áreas de interés, a saber: Teoría Económica Políticas de Gobierno Principios de Administración Planificación de Empresas Técnicas de Toma de Decisión Evaluación de Proyectos Cada una de esas áreas económicas ha evolucionado para satisfacer distintas necesidades prácticas. La teoría económica, enseñanza e investigación se centra en departamentos de economía de universidades y está dirigida principalmente al apoyo para formulación de políticas gubernamentales y responder a las necesidades de planificación del sector público. Los principios de administración, que es el área de especialización de los departamentos de comercio y programas de MBA, están dirigidos a asistir las funciones de planificación de empresas o corporaciones, particularmente en organizaciones de gran tamaño del sector privado. Las técnicas de toma de decisión cubren un rango de métodos cuantitativos, los cuales en conjunto pueden denominarse investigación de operaciones, ingeniería económica, teoría de decisión y ciencias administrativas. Esas herramientas analíticas, que pueden desarrollarse y ser enseñadas en una variedad de departamentos académicos (ingeniería industrial, comercial, matemáticas, economía, negocios y ciencias de la computación) se aplican para evaluar y optimizar proyectos particulares, programas, operaciones y oportunidades de inversión tanto en departamentos gubernamentales, como en compañías privadas. Obviamente que las tres áreas de interés mencionadas arriba no pueden separarse tan claramente, porque existen importantes interrelaciones entre ellas tanto en la teoría como en la práctica, de modo que la coordinación de esfuerzos, aunque no siempre presente, es a menudo esencial para obtener resultados adecuados. 1 No confundir con Geología Económica que es una rama especializada de las ciencias geológicas que se dedica al estudio de los depósitos minerales. 19

21 Introducción a la Economía Minera 2 Esta visión general de la economía provee un marco útil para la definición de le economía minera. Consecuentemente, este tema puede considerarse como comprendiendo las tres áreas de interés de la economía, pero en el contexto específico del sector minero. En este sentido, la economía minera es una disciplina bastante poco usual, tradicionalmente las especializaciones en economía se han desarrollado en líneas funcionales. Por ejemplo, en teoría económica se da atención especial a temas como finanzas públicas, políticas monetarias, comercio internacional y consideraciones económicas de la seguridad social. La especialización en áreas sectoriales o industriales se encuentra solamente en economía agrícola y economía minera, de las cuales la primera es más reconocida que la segunda. En ingeniería existe una distinción similar. Las especialidades funcionales tradicionales incluyen por ejemplo: ingeniería mecánica, eléctrica y civil. Especialidades industriales se encuentran en minería, metalurgia, agronomía e ingeniería forestal. Notablemente tanto en economía como en ingeniería las especialidades tienden a estar asociadas con el sector de recursos naturales. Por lo tanto el economista minero es tanto un especialista como un generalizador, se especializa en un solo sector de la economía, pero generaliza un amplio rango de temas del sector minero. La economía minera es un campo de especialización más de ingenieros que de geólogos, pero los conceptos económicos básicos y las particularidades del sector minero deben ser comprendidas por ambos profesionales para una toma de decisiones coordinada y para que exista una comunicación fluida entre distintas áreas empresariales o gubernamentales involucradas en minería. La minería que es el tema central de la economía minera puede visualizarse convenientemente como un proceso de suministro por el cual los minerales se convierten desde recursos geológicos hasta productos negociables o vendibles. Los elementos principales de este proceso se presentan en la figura 1. Consecuentemente una existencia geológica de minerales ( stock ), que constituye el recurso básico, fluye a través de una serie de actividades del sector minero que involucran múltiples etapas para suministrar al mercado de minerales. La economía minera se centra en este proceso de suministro de materiales naturales de origen mineral. Es necesario llevar a cabo varios tipos de estimaciones de recursos y reservas para determinar las existencias de minerales existentes y los minerales que potencialmente pueden estar disponibles. La determinación de los costos, riesgos y ganancias característicos de la exploración minera, desarrollo minero, minería, procesamiento de minerales, energía y transporte reflejan la economía global del proceso secuencial de conversión. Finalmente la economía de los materiales minerales 20

22 Introducción a la Economía Minera 3 ( commodities ) incluye la documentación y proyección de las condiciones del mercado de minerales (oferta, demanda y factores de precio) en el contexto del mercado de materiales. Entendiendo las características técnicas y económicas básicas del sector minero como un proceso de suministro, la economía minera consiste en la aplicación de los principios económicos a las distintas áreas de interés específicas. Haciendo un paralelo con el marco general de la economía, estas incluyen la formulación de políticas mineras gubernamentales, planificación de empresas mineras y la evaluación y optimización de proyectos mineros. Obviamente existen interconexiones importantes entre estos campos de especialización. Por ejemplo existe una relación biunívoca entre las políticas de gobierno y las decisiones corporativas de inversión. Justificación Por qué existe la economía minera como área de especialización?, la respuesta puede ser extensa, pero lo fundamental es que se trata de una actividad económica que tiene características especiales, las que no tienen paralelo completo en economía general. Estas características especiales invariablemente derivan de un elemento distintivo esencial: el ambiente geológico. Las características del ambiente geológico tienen relevancia para todas las áreas de interés de la economía minera. Cuatro factores implícitos en el ambiente geológico son de particular interés. Los depósitos minerales, que constituyen la base geológica para el suministro minero son: inicialmente desconocidos fijos en tamaño variables en calidad fijos en ubicación Ya que los depósitos minerales son inicialmente desconocidos, ellos deben ser encontrados y delineados antes de considerar decisiones normales de desarrollo industrial y producción. Consecuentemente la exploración minera es una parte integral del sector minero, de hecho la exploración exitosa es esencial para que las compañías mineras puedan sobrevivir en el tiempo. En un contexto de largo plazo el proceso de suministro mineral comienza con la fase de exploración, en la cual típicamente no solo existe un largo período de inversión sin retorno, sino también un alto riesgo de pérdida total si no se encuentra un depósito mineral económico. La naturaleza de alto riesgo de la exploración minera implica obviamente que hay un factor de suerte o azar asociado al éxito a este campo ( cueva como dijo Richard Sillitoe en el Congreso Geológico Chileno del 2003). Esto hace que la determinación de tendencias de largo plazo en el sector minero sea particularmente difícil. Los depósitos minerales una vez descubiertos son de tamaño fijo determinado por la naturaleza y, por lo tanto, sujetos a agotamiento durante el curso normal de la producción minera. El tamaño fijo de las dimensiones de los depósitos minerales impone restricciones técnicas y económicas en la capacidad que puede justificar un nuevo desarrollo minero y en la tasa de producción que puede lograrse en una operación minera existente. En términos más generales, por cada tonelada que se extrae de un depósito particular, compañía, región o país de interés, queda una tonelada menos en la mina. Consecuentemente, se requieren esfuerzos de exploración continuos y exitosos solo para mantener los niveles de producción existentes. Los depósitos minerales son recursos no renovables e invariablemente se agotan al ser 21

23 Introducción a la Economía Minera 4 explotados y la naturaleza agotable de los recursos minerales es la fuente de preocupaciones respecto a la escasez global de estos recursos, los límites al crecimiento y respecto al rol de la minería en el desarrollo económico sustentable. Los depósitos minerales no solo son fijos geológicamente en tamaño, también son de calidad variable. La variabilidad de calidad dentro de depósitos individuales plantea algunas oportunidades mineras en términos de ley de corte y secuencia de decisiones mineras (Ej. Las porciones de alta ley pueden explotarse primero para producir utilidades temprano y reducir así el período de recuperación e intereses de los capitales invertidos en el desarrollo minero). La variabilidad de calidad entre distintos depósitos tiene una influencia crítica en un amplio espectro de asuntos de política y planificación relacionados por ejemplo con la rentabilidad económica y productividad minera. Finalmente los depósitos minerales no pueden moverse a una ubicación conveniente, consecuentemente el desarrollo, minería y generalmente parte del procesamiento mineral debe ser realizado en el lugar físico/geográfico donde está el depósito. Esto involucra requerimientos de transporte, energía, agua e infraestructura social, los cuales en regiones remotas pueden representar una parte sustantiva de los costos de capital y de operación minera. En términos generales el hecho que los depósitos estén en ubicaciones fijas significa que existe una diferencia entre regiones y países ricos en recursos y regiones o países que son grandes consumidores de minerales/metales. Esto explica porqué los productos minerales destacan dentro del mercado doméstico e internacional. Este factor geológico también es la fuente de muchas cuestiones y/o conflictos socio-políticos. En resumen, los problemas económicos y oportunidades que surgen del ambiente geológico no tienen un paralelo completo en economía general. Esto implica que se requiere de habilidades y experiencia especial, lo que constituye el fundamento de la economía minera. El objeto de estudio: El Proceso de Suministro Mineral La comprensión de las características técnicas y económicas del sector minero como un proceso de suministro para todas las áreas de aplicación en economía minera. Características técnicas El rol del sector minero en la economía es encontrar, delinear y desarrollar depósitos minerales y entonces extraer, procesar y vender productos obtenidos de ellos. Consecuentemente los depósitos minerales son un punto central del proceso de suministro mineral (de la minería). Las características económicas están definidas por una serie de características técnicas que reflejan, en parte, el ambiente geológico asociado con los depósitos minerales. El proceso de lograr una producción económica de minerales consiste en una secuencia de actividades con múltiples etapas por las cuales los minerales se transforman desde un recurso geológico desconocido hasta materiales negociables como se ilustra en la figura 2. La existencia física de depósitos minerales en la naturaleza y la demanda de materiales minerales ( commodities ) en la economía doméstica o mundial constituye el estímulo básico para el suministro mineral. En otras palabras, lo que mueve la industria minera es la existencia de un negocio minero. Por su parte, la selección de ambientes favorables para exploración se basa en la combinación de una percepción favorable de los geólogos de exploración y de los investigadores de mercado en lo que se refiere a los factores geológicos y oportunidades de mercado respectivamente. 22

24 Introducción a la Economía Minera 5 Figura 2. El proceso de Suministro Mineral La fase de exploración minera es un proceso secuencial de inversión para la obtención de información. En la exploración básica o primaria, inicialmente se seleccionan áreas geográficas potencialmente favorables dentro de un ambiente geológico de interés y son objeto de una serie de estudios geológicos, geofísicos y geoquímicos. Si tiene ésta exploración primaria tiene éxito resultará en el descubrimiento de ocurrencias minerales. En esta etapa, el tamaño y valor de cada ocurrencia mineral todavía se desconoce. 23

25 Introducción a la Economía Minera 6 Cuando se ha realizado suficientes trabajos de delineación (Ej. muestreos sistemáticos de sondajes, trincheras y labores mineras) se debe tomar una decisión respecto si el depósito mineral debe o no ser desarrollado para producción. Si las características del depósito mineral delineado justifican económicamente el desarrollo minero, éste constituye formalmente un yacimiento y es el producto final de la exploración minera. La etapa de desarrollo establece la capacidad de minería (tasa de extracción) y de procesamiento mineral. El procesamiento se requiere para mejorar el producto de la mina a un concentrado de metal para su transporte y venta. Consecuentemente la construcción de plantas de procesamiento se realiza en paralelo con el desarrollo de la mina. Puede requerirse la instalación de una planta aledaña a la mina o podría ser una planta común para que sea usada para tratar minerales provenientes de varias minas de una región. La producción comienza cuando la mina ha sido desarrollada y se ha construido la planta. La etapa de minería puede incluir la remoción de estéril en minería a rajo abierto, la preparación de frentes de extracción en minería subterránea, el desarrollo de reservas, sondajes/perforaciones, tronadura, manejo de materiales para la planta de procesamiento, relleno de sectores explotados, servicios técnicos y de planificación asociados. Para operaciones de metales base la etapa de procesamiento normalmente incluye chancado, molienda, flotación, secado, disposición de relaves y la carga de concentrados para su transporte. De este modo el mineral de la mina que puede contener 1% Cu puede mejorarse a un concentrado de cobre de 25% Cu, con una pérdida de 10% del cobre contenido en el mineral en el relave (90% de recuperación). Los productos minerales elaborados en el complejo mina/planta pueden entonces transportarse a fundiciones y plantas de refinación para procesamiento adicional antes de ser enviados al mercado. El proceso de suministro minero es dinámico, ya que las condiciones de mercado en lo referente a la demanda de productos minerales varía en el tiempo debido a distintos factores, incluyendo variaciones de requerimientos en sus usos, cambios en las propiedades y costos relativos de materiales sustitutos, así como el desarrollo de nuevos productos en el mercado y modificaciones en las condiciones de transporte, fundición y refinación. Por otra parte, el agotamiento es inherente a la explotación de depósitos minerales, lo que implica que debe existir exploración minera en forma continua solo para mantener el nivel de producción minera. Además, la exploración minera es un proceso de largo plazo guiado por conceptos geológicos y la experiencia tendiente a encontrar primero aquellos depósitos que son más grandes, de mejor ley, más cercanos a la superficie o más cercanos a los centros de consumo. Como consecuencia, los mejores depósitos o más cercanos a los mercados en términos generales serán los primeros en ser descubiertos, desarrollados y agotados. Los depósitos que quedan para el futuro son entonces de menor calidad, más pequeños, más difíciles de ubicar o a mayor profundidad. Consecuentemente el progresivo agotamiento de los depósitos hace que el costo del suministro mineral aumente en el tiempo. Afortunadamente, existe una fuerza dinámica que contrarresta lo anterior, que corresponde a los avances en tecnología. Estos avances pueden incluir tanto técnicas de exploración más eficientes y exhaustivas, como mejoras en los métodos de procesamiento y de minería. Los avances tecnológicos permiten reducir el costo del suministro minero (incrementan la eficiencia de la minería y exploración). Entonces el mejoramiento o empeoramiento de la economía del suministro minero depende de la interacción de esas fuerzas del mercado, agotamiento y avances en tecnología. 24

26 Introducción a la Economía Minera 7 Características Económicas La economía del suministro mineral involucra los costos, riesgos y ganancias del proceso de tres fases. Dado que el centro del proceso lo constituyen los depósitos minerales la economía del proceso de suministro puede medirse por la relación entre los gastos de exploración requeridos para encontrar y delinear un yacimiento y la ganancia neta asociada con su posterior desarrollo y producción. La estimación de costos, riesgos y ganancias del suministro mineral se aplican para determinar lo atractivo del proceso como para invertir dinero. Los criterios económicos pueden subdividirse convenientemente en consideraciones de largo y corto plazo. Lo atractivo en el largo plazo se determina usando medidas de valor esperado. Los problemas de corto plazo asociados con el cumplimiento de expectativas se estiman por criterios de riesgo. Las medidas de valor esperado miden el valor promedio que el suministro mineral entregará en el largo plazo, cuando los éxitos y fracasos asociados con un gran número (teóricamente infinito) de descubrimientos se consideran. Basado en la estimación de los costos, riesgos y ganancias del proceso de suministro mineral los criterios de valor esperado se derivan de la distribución en el tiempo de los flujos de caja promedios para el descubrimiento de un depósito mineral económico. El flujo de caja por definición corresponde a las entradas de dinero (beneficios) menos la salida de dinero (costos), típicamente durante el período de un año; por convención a fines de un año determinado y en valor actual (constante) del dinero. La distribución inicialmente se evalúa en su valor potencial sin impuestos como se ve en la Fig. 3. El valor potencial del suministro mineral, incluyendo todos los costos directos y ganancias a través del ciclo minero de tres fases, mide la capacidad productiva de los recursos minerales a la sociedad e indica que es lo que hay para compartir entre la industria minera y el gobierno antes de las consideraciones de impuestos. Entonces para proveer una medida del incentivo para invertir desde el punto de vista de la empresa minera, la estimación del valor potencia se realiza descontando los impuestos como se muestra en la Fig. 4. La compañía minera decide sobre la base de después de impuestos si vale la pena o no invertir en el proceso de suministro mineral. Impuestos En Chile existen dos niveles de impuestos que se aplican a las utilidades, el impuesto a nivel de compañía y el impuesto a nivel de propietario. En efecto, las compañías mineras están sujetas al régimen de tributación general que afecta a cualquier empresa obligada a declarar la renta efectiva sobre la base de contabilidad completa. Esto implica afectar con impuesto de Primera Categoría los resultados devengados por la respectiva sociedad al 31 de diciembre y con impuesto Global Complementario o Adicional las distribuciones de utilidades efectuadas a los propietarios, socios o accionistas. La carga efectiva de impuesto en Chile para una compañía minera y sus propietarios es de 35% de las utilidades. La tasa del impuesto de Primera Categoría para el año comercial 2002 era 16%. Este porcentaje se incrementó a 16,5% para el año comercial 2003 y 17% para los años comerciales 2004 y siguientes por modificaciones legales introducidas por el gobierno. El Impuesto Adicional grava a las personas naturales o jurídicas sin domicilio ni residencia en nuestro país, respecto de la remesa de utilidades, y su tasa es 35%. El Impuesto de Primera Categoría es un crédito en contra de los Impuestos Global Complementario o Adicional. 25

27 Introducción a la Economía Minera 8 Para la aplicación del impuesto a la renta las disposiciones distinguen entre sociedad anónima y otro tipo de sociedades. Como parte de estas últimas se encuentran las sociedades de responsabilidad limitada, sociedad contractual minera, sociedad colectiva o sociedad en comandita. Las principales diferencias se refieren al impuesto único, con tasa del 35%, que deben pagar las sociedades anónimas sobre los gastos rechazados y a la tributación de los dividendos que, independiente del Fondo de Utilidades Tributables, siempre se afectan con los impuestos personales. En caso que la propiedad de la empresa corresponda a inversionistas extranjeros, éstos pueden optar por el régimen de invariabilidad tributaria establecido en el Estatuto de Inversión Extranjera, D.L Este decreto permite mantener invariable por un tiempo determinado, 10 o 20 años según sea el caso, el régimen tributario vigente al celebrarse el contrato de 26

28 Introducción a la Economía Minera 9 inversión extranjera. En la actualidad la tasa de invariabilidad asciende a un 42% como carga impositiva efectiva total a la renta. La Minera Escondida es una empresa que se acogió al régimen de invariabilidad tributaria cuando invirtió en el desarrollo de la mina Escondida, es decir optó por pagar una tasa impositiva más alta a condición que esta fuera invariable. Las empresas que obtengan créditos desde el exterior de instituciones bancarias o financieras autorizadas por el Banco Central de Chile, deberán retener impuesto adicional con tasa del 4% sobre los intereses que se paguen con relación a estos créditos. No obstante, la "Ley sobre Evasión y Elusión Tributaria" aprobada en el año 2001 ha dispuesto que aquellas empresas que determinen una razón de endeudamiento relacionado (deuda con entidades relacionadas/patrimonio) superior a 3, tributarán con tasa del 35% en reemplazo del 4% sobre el exceso de endeudamiento. De igual forma, según esta ley los créditos contraídos con empresas relacionadas independiente de su monto y de la relación existente entre patrimonio/deuda siempre tributarán a una tasa del 35%. Depreciación Acelerada Existe en el sistema de tributación chileno el llamado beneficio por depreciación acelerada del activo fijo, el cual se puede utilizar cuando se trata de inversiones sobre cierto monto (50 millones de dólares) y cierta categoría (proyectos industriales incluyendo los mineros), el cual es usado por las empresas mineras. Consiste en que las empresas pueden depreciar para efectos tributarios más rápido que la depreciación contable normal. Por ejemplo, si un bien tiene una vida útil económica de 12 años, puede tener, a modo de ejemplo, una vida útil tributaria de 4 años. Esto implica que en los primeros años (4 en el caso del ejemplo) se va a tener un mayor gasto por depreciación (se va a depreciar para efectos tributarios el activo en sólo 4 años, en vez de 12), por lo cual para efectos de impuestos se va a declarar una utilidad menor y, por ende, se pagan menos impuestos (menor renta líquida imponible), o no se pagan impuestos en que caso de que no hayan utilidades. Después de haber terminado de depreciar para efectos tributarios (4 años para el ejemplo) contablemente el bien sigue existiendo, pero ya no se puede llevar su depreciación a gasto, porque eso se hizo en forma anticipada (el bien deja de existir para efectos tributarios). En otras palabras, si se depreciara el bien normalmente (por 12 años), se tendría un gasto durante 12 años, pero como se depreció solo en 4, en los años siguientes ese gasto no existe para efectos tributarios), por lo cual la utilidad tributaria ahora es mayor. Así que después de esos 4 años, la empresa tiene que pagar más impuestos. Por qué se hace esto? Las empresas mineras al principio tienen que hacer grandes inversiones para poner en marcha un proyecto minero (mina, planta, mineroducto, etc.), y durante los primeros años corresponde a un período de inversión sin retorno. Entonces la idea es que durante esos primeros años tengan menos carga tributaria y después cuando la operación minera ya esté andando y generando utilidades los paguen. Es decir, en palabras simples, lo que se hace es postergar el pago de impuestos para pagarlos más adelante. La "Ley sobre Evasión y Elusión Tributaria" aprobada en el año 2001 incorporó cambios respecto al tratamiento de la depreciación acelerada, la que se mantiene sólo para efectos del impuesto de Primera Categoría y no para la tributación con los impuestos finales; Global Complementario o Adicional. De esta forma, se debe agregar al Fondo de Utilidades Tributables, como una utilidad sin crédito, la diferencia entre la depreciación acelerada y la normal. Toda distribución efectuada con cargo a estas utilidades quedará afecta a los impuestos Global Complementario o Adicional, según proceda, sin derecho al crédito por impuesto de Primera Categoría. 27

29 Introducción a la Economía Minera 10 Cómo se calculan la utilidades para efectos tributarios? Las utilidades se estiman en base: Ganancias Costos de Operación = Ingreso Neto antes de Créditos de Impuestos Se restan entonces: - Las pérdidas de arrastre (desde año X 1) - Los créditos de impuestos por gastos de exploración - Los créditos de impuestos por gastos de desarrollo de mina - los créditos de impuestos por depreciación acelerada de activos fijos Si el saldo es negativo: Pérdida de arrastre (desde año X + 1) Si el saldo es positivo: Se aplican impuestos correspondientes a las utilidades. Riesgos en la estimación del valor esperado de un recurso mineral Existen tres tipos principales de riesgos asociados para que se concrete el valor esperado: - Riesgo de mercado: La sensitividad de la economía del suministro mineral a las incertezas del precio de los metales - Riesgo geológico: La incerteza del nivel de ganancia dado un descubrimiento de un depósito económico que surge de la variabilidad geológica entre depósitos. - Riesgo de descubrimiento: El riesgo asociado con el descubrimiento de depósitos minerales. Estos riesgos, individual y colectivamente, presentan desafíos a la ganancia en el largo plazo, supervivencia y crecimiento de organizaciones mineras activas en el proceso de suministro mineral. El primer tipo de riesgo está asociado con el mercado de minerales o metales. Típicamente hay un alto nivel de incertidumbre asociado al pronóstico de fluctuaciones de corto plazo y tendencias de largo plazo en los precios de los productos minerales. Además, en este riesgo hay que agregar el riesgo de variaciones de las tasas de cambio de monedas cuando el producto se vende en mercados internacionales e inflación. La economía del proceso de suministro mineral es altamente sensitiva a los precios. Se requiere de flexibilidad en la planificación para poder lidiar con cambios inesperados en las condiciones de mercado que inevitablemente ocurren durante la vida de las minas. Deben establecerse estrategias corporativas para manejar este riesgo una de las cuales es la diversificación de la producción (no ser monoproductor) o invertir en depósitos polimetálicos. El segundo riesgo surge de la variabilidad en la posible ganancia dado el descubrimiento de un depósito económico (yacimiento). No existe un depósito típico en la naturaleza, de modo que el riesgo potencial, positivo o negativo, asociado a la variabilidad de los parámetros geológicos entre depósitos tiene importantes implicaciones para la planificación de la empresa 28

30 Introducción a la Economía Minera 11 minera. La posibilidad de que cualquier programa de exploración pueda conducir a un descubrimiento multi-billonario, aunque extremadamente improbable, sin duda es un gran incentivo para invertir en el suministro mineral. Un blanco gigante de ese tipo probablemente implica decisiones de inversión muy por encima de cálculos de valor esperado para una compañía minera. El tercer riesgo es el de encontrar un depósito de valor económico dado el descubrimiento de una ocurrencia mineral. El análisis de los gastos de exploración minera de empresas a nivel mundial en las últimas décadas y hallazgos de yacimientos indica que en promedio se requiere gastar US$ 20 millones en 10 años para encontrar un nuevo yacimiento metálico. Sin embargo, no se trata de gastar solo US$ 20 millones, sino que una serie de inversiones más pequeñas (Ej. 100 veces US$ ) y siempre cabe la posibilidad de gastar los US$ 20 millones y no encontrar nada. Las empresas que realizan exploración minera deben ser persistentes e invertir más para sobrepasar el riesgo de descubrimiento. Alternativamente las empresas pueden comprar yacimientos descubiertos por otros, pero en ese caso deberán pagar los gastos incurridos por los descubridores, más el valor del mineral in situ que se ha delineado, más un porcentaje de ganancia, lo que reducirá las potenciales ganancias netas. Debido al alto riesgo que caracteriza a la exploración minera la asignación de fondos limitados con este propósito no garantiza el valor esperado y los recursos de exploración pueden ser gastados sin éxito. Cabe señalar, que siempre existe cierto grado de incertidumbre antes del desarrollo de un proyecto minero en las estimaciones de ley-tonelaje y la recuperación metalúrgica que se obtendrá al procesar el mineral. Además, siempre existen factores intangibles tanto geológicos, como de mercado y sobre todo respecto a futuras políticas de gobierno que pueden afectar la rentabilidad del negocio minero. Por ejemplo, las grandes cifras monetarias que mueve el negocio minero hacen que frecuentemente surjan ideas, sobre todo a niveles políticos gubernamentales, de obtener regalías o royalties adicionales a las tasas impositivas legales de parte de las compañías mineras, lo cual afecta la rentabilidad e inmediatamente perjudica las decisiones de inversión en minería. Dadas las características técnicas y económicas de este rubro la aplicación de la economía minera puede considerarse ventajosa para gobiernos, empresas e individuos que asumen responsabilidades en el suministro mineral (minería). Aplicación de Economía Minera en Evaluación de Proyectos El proceso minero típicamente involucra una serie secuencial de decisiones tanto en la etapa de exploración, desarrollo, como en la minería extractiva, de modo que se aplican técnicas de toma de decisión para evaluar y optimizar proyectos mineros, programas, operaciones y oportunidades de inversión, tanto en departamentos gubernamentales como en compañías mineras. Estas técnicas consisten en una serie de métodos cuantitativos los cuales se pueden clasificar como investigación de operaciones, ingeniería económica, teoría de decisión y ciencias administrativas. La aplicación de técnicas de toma de decisión a nivel estatal incluyen: - Análisis estadístico para estimar el potencial de recursos minerales desconocidos regionales. 29

31 Introducción a la Economía Minera 12 - Análisis de costo-beneficio para evaluar investigación minera y proyectos de desarrollo, oportunidades de procesamiento y alternativas de control ambiental. - Técnicas de evaluación económica para determinar los costos, riesgos y ganancias característicos del proceso de suministro mineral (minería). - Métodos econométricos para examinar las tendencias de producción minera y predicción de las condiciones futuras de mercado. - Análisis de ingreso-egreso para determinar el impacto de las políticas y proyectos mineros en la actividad económica global nacional. La aplicación de técnicas de toma de decisión en compañías mineras incluyen: - Teoría de decisión estadística aplicada a la formulación de estrategias corporativas de exploración. - Aplicación de técnicas de evaluación para proveer guías económicas para la planificación de exploración. - Técnicas de análisis de riesgo para la optimización de las variables de desarrollos mineros. - Análisis de costos para estimar la posición competitiva en los mercados internacionales. - Análisis geoestadístico aplicado al delineamiento de decisiones de inversión y control de ley de corte en minas en operación. Introducción a la Evaluación Económica La transformación de rocas mineralizadas en riqueza económica, que constituye el proceso de suministro mineral, involucra una serie de inversiones y costos que deben ser restados al valor in situ de un material mineral o metal que será comercializado en los mercados de minerales domésticos o internacionales (Fig. 5), de modo que el valor económico real o rentabilidad de un proyecto minero debe establecerse en base a una evaluación económica detallada. 30

32 Introducción a la Economía Minera 13 Fig. 5 El punto de partida de una evaluación económica para una decisión de inversión en una alternativa o proyecto debe estar basada en una experiencia relevante y la compilación de datos económicos confiables de: - Parámetros geológicos: Reservas (tonelaje y ley) - Ingeniería: Plan minero, método de procesamiento - Costo de Capital - Costo de Operación - Pronósticos de Mercado: Demanda y condiciones de precios de minerales - Políticas gubernamentales: impuestos, control ambiental, provisión de infraestructura social 31

33 Introducción a la Economía Minera 14 Entonces se aplican las técnicas de evaluación para reducir esas estimaciones a futuro a unos pocos indicadores del atractivo económico de la alternativa de inversión, que se pueden denominar medidas de decisión para inversión. Estas en términos de valor esperado, sensitividad y análisis de riesgo. Al mismo tiempo se debe tener atención a una serie de factores intangibles no calificables. Las medidas de decisión para inversión dan apoyo a la decisión, lo que se requiere para saber si o no seleccionar e implementar la alternativa de inversión. Las técnicas en si mismas no son particularmente complejas, son las que se enseñan en los ramos de economía o evaluación de proyectos y en la actualidad la mayoría se obtiene mediante cálculos y modelos computacionales. Sin embargo, lo importante es que el nivel de información y confiabilidad de las estimaciones sean las correctas. Los resultados deben ser creíbles y aceptados por las personas que toman las decisiones. Si no fuera así, el tiempo gastado en la evaluación económica sería tiempo perdido. Las técnicas de evaluación económica se usan para transformar la información disponible y la experiencia en lo concerniente a ambientes de exploración, programas y proyectos de interés en valores esperados y criterios de riesgo. Estos miden el atractivo económico del proyecto y permiten valorizar, comparar y seleccionar entre alternativas disponibles. La estructura de las técnicas de evaluación económica se muestra en la Fig. 6. Los métodos se basan en la estimación del flujos de caja previstos para el proyecto y las relaciones tiempovalor del dinero. Los flujos de caja se proyectan primero libres de impuesto y luego se les aplican las respectivas políticas de impositivas que incluyen tanto los créditos de impuestos, como los pagos para la determinación del flujo de caja después de impuesto. El flujo de caja puede ser afectado significativamente por la inflación o tasas de cambio de moneda, para lo cual deben tomarse las provisiones necesarias. Algunos de los parámetros económicos están basados solamente en la distribución en el tiempo de los flujos de caja futuros, estos incluyen: la ganancia total, tamaño del proyecto, costo relativo y período de recuperación del capital. Por otra parte, los conceptos básicos de flujo de caja y del valor del tiempo para el dinero se combinan de varias maneras para evaluar los flujos de caja descontados; se determinan principalmente cuatro parámetros: valor Anual Equivalente, Valor Actual Neto (VAN), Razón del valor actual neto (IVAN) y Tasa Interna de Retorno (TIR). Los valores de los indicadores de flujos de caja descontados se obtienen combinando los valores individuales estimados para condiciones futuras esperadas de variables geológicas, de ingeniería, de mercado y de políticas gubernamentales. Este Análisis de Valor Esperado constituye la primera etapa de la evaluación económica de una alternativa de inversión minera. 32

34 Introducción a la Economía Minera 15 Fig. 6 Técnicas de Evaluación Económica. En una segunda etapa se realiza un análisis de sensitividad para examinar los efectos de variaciones positivas y negativas de las variables consideradas fuera de su valor esperado y los cambios resultantes en los indicadores de flujo de caja descontado. Los análisis de sensitividad pueden aplicarse también para determinar las condiciones en que la alternativa deja de ser rentable (costo - beneficio = 0), lo cual es una aproximación que ayuda cuando existe una alta incertidumbre en asociada a una variable particular. En su forma más simple los análisis de sensitividad examinan el efecto de una variable a la vez. Analizando todas las variables, una a la vez, permite definir que criterios de decisión son 33

35 Introducción a la Economía Minera 16 más sensitivos y a esas variables más sensitivas se les puede dar más atención durante la fase de estimación. Luego el análisis de riesgo transforma las incertezas percibidas en lo referente a mercado y variables del proyecto en distribuciones probabilísticas de posibles valores de indicadores de flujo de caja descontado. Las distribuciones probabilísticas pueden ser usadas entonces para aplicar técnicas de simulación como la Montecarlo, que consiste en un muestreo al azar de las distintas distribuciones probabilísticas de las variables consideradas y entonces calcula los parámetros de flujo de caja descontado; este proceso se hace repetitivamente (Ej. 500 veces) y se obtienen distribuciones de los parámetros de flujo de caja descontado. de esta manera es posible estimar el riesgo asociado al logro futuro de valores esperados. Cuál es el límite inferior de nuestro resultado?, Cuál es la probabilidad de pérdida económica si se elige una determinada alternativa económica? Estamos razonablemente confiados que si echamos a andar el proyecto este será económico? Las distintas alternativas y su impacto en los parámetros económicos permiten optimizar las especificaciones del proyecto y el Valor Esperado, Sensitividad y Análisis de Riesgo, junto con la apreciación de los factores intangibles no-calificables se utilizan en último término para tomar la decisión gerencial respecto a la viabilidad económica de un proyecto minero. 34

36 1 IMPACTO AMBIENTAL DE LA ACTIVIDAD MINERA La actividad minera produce prosperidad en las zonas donde se lleva a cabo, pero indudablemente tiene un impacto ambiental. Por ejemplo. La mina La Escondida en Mayo de 1999 tenía una dotación de personas (mina, puerto de Coloso y oficinas de Santiago), más 517 personas como contratistas permanentes (servicios de alimentación, servicios de mantención y aseo, explosivos, suministro y distribución de combustibles, seguridad y transportes entre otros), es decir personas con empleo directo por la explotación minera. Ahora bien, un empleo en minería crea unos tres empleos indirectos en la comunidad en servicios y construcción, por lo que la operación de una mina representa un impacto importante y claramente así ha sido, particularmente para Antofagasta, la puesta en marcha de La Escondida en 1990 (impacto social). Sin embargo, impactos aun a menor escala pueden crear conflictos por el uso de la tierra y oposición a la explotación minera por grupos ambientalistas, sobre todo en países desarrollados más poblados, pero también en Chile. Ej. Recientemente se publicó en la prensa que la gente del pueblo de Caimanes se opone a la construcción de un nuevo tranque de relave proyectado por la Compañía Minera Pelambres. La resolución de conflictos puede involucrar pagos de compensaciones, derechos de paso y eventualmente el costo de rehabilitar zonas explotadas o directamente al abandono de proyectos mineros. En algunos países el riesgo político constituye una barrera para la inversión minera, mientras que en otros el riesgo ambiental constituye una barrera tanto o más importante. Actualmente el abrir una nueva mina en EEUU o Canadá es muy difícil, debido a las condicionantes ambientales impuestas en las últimas décadas. El informe Nuestro Futuro Común de la Comisión Mundial de Medio Ambiente y Desarrollo de las Naciones Unidas (1987) presidida por el Primer Ministro de Noruega Sr. Brundtland, destacó que la producción de bienes en el mundo en 1987 era siete veces mayor que en La Comisión propuso el Desarrollo Sustentable, un enlace entre economía y ecología, como la única solución práctica para el crecimiento económico sin dañar el medio ambiente. En 1989 James Stevenson de Rio Tinto Corporation (RTZ, la compañía minera más grande del mundo) señaló que el crecimiento sustentable era un concepto espinoso para la industria extractiva. Surgen las interrogantes de Cómo encaja la minería? Cómo puede ser considerada desarrollo sustentable una mina de cobre?, hay que recordar que todas las minas tienen una vida finita, algunas de veinte años o menos. David Munro, un dirigente ambientalista, ha escrito que el desarrollo sustentable o sustentabilidad se han trasformado en palabras que se utilizan mucho en la rétorica de personas relacionadas con el medio ambiente y desarrollo. Estos términos se han utilizado para describir cualquier política de desarrollo que simplemente permita un futuro cómodo y seguro al cual todos aspiran y estos términos han llegado a ser malentendidos y mal usados en forma creciente. Tienen todavía algún sentido aparte de la retórica ambientalista? Munro piensa que sí: la sustentabilidad debe ser el criterio principal para juzgar el desarrollo. Sin embargo, se debe volver al predicamento de Stevenson: los cuerpos de mena son finitos y no-renovables y si se explotan no pueden ser reemplazados. Lo mejor 35

37 2 que puede hacer un minero es mostrar responsabilidad ambiental y devolver el área explotada lo más cercanamente posible al estado previo a la minería o proveer otro uso al terreno desolado que pudo resultar de su trabajo minero, como transformar un rajo minero en una laguna para la navegación o usar desmontes para la industria de la construcción. Esta aproximación puede ser apoyada por el empleo de cualquier método que permita la disminución de la demanda de recursos no-renovables, mediante un uso más eficiente de los mismos, desarrollando sustitutos renovables, reciclando, etc., pero el objetivo inmediato más importante y que probablemente tendría un impacto mayor, sería la estabilización de la población seguida de una disminución de la población mundial. Sin embargo, estas políticas son responsabilidades gubernamentales, no de compañías mineras. Un comentario silenciosos respecto a la no-aplicabilidad del concepto de desarrollo sustentable a la explotación de recursos mineros viene de un libro recientemente publicado sobre el tema, el cual no tiene referencia a minas, minería, minerales, carbón o petróleo en su índice comprehensivo. EFECTOS AMBIENTALES DE OPERACIONES MINERAS La mayor parte de las minas tienen una planta de procesamiento del mineral en sus cercanías y muchas tienen una fundición cercana. Para la evaluación del impacto ambiental del desarrollo de una nueva operación minera se deben considerar los efectos de las tres. Consecuencias posibles de la minería. a) Daño a la tierra. Se ha estimado que el uso de tierra para uso minero entre 1976 y 2000 es de km2; esto es cerca del 0,2% de toda la superficie terrestre. Los países desarrollados tienen una mayor proporción de terrenos perturbados por la actividad minera que los menos desarrollados. El grado de recuperación de esos terrenos es creciente y muchos hoyos antiguos se han utilizado para botar desperdicios de minas antiguas o domésticos. Otras áreas mineras han sido transformadas en reservas naturales o parques recreativos. En el futuro las minas producirán menos deshechos ya que las labores son rellenadas con los mismos (corte y relleno). Esto encarece la explotación, pero es necesario ya que se estima que Mt de minerales y sobrecarga se extraen de la corteza terrestre cada año. En Chile la minería se concentra en la mitad norte del territorio, donde el daño a la tierra se minimiza debido a que existe una baja densidad de población, por las condiciones desérticas o semi-áridas. Sin embargo, las restricciones para el uso indiscriminado de terrenos para los procesos o deshechos mineros está cada vez más regulada. b) Liberación de sustancias tóxicas. Los metales no solo son importantes para el uso que hacemos de ellos, sino que también son parte integral de nuestra naturaleza y de otros organismos vivos. Sin embargo, así como hay elementos metálicos que son componentes esenciales para los organismos vivos, las deficiencias o excesos de ellos pueden ser muy perjudiciales para la vida. En el medio natural los excesos pueden generarse por drenajes de aguas de minas, de desmontes o de relaves mineros. Algunos metales, como cadmio y mercurio, y metaloides como antimonio o arsénico, los cuales son muy comunes en pequeñas cantidades en depósitos metálicos son altamente tóxicos, aun en pequeñas cantidades, particularmente en forma soluble, la cual puede ser 36

38 3 absorbida por los organismos vivos. Lo mismo se aplica al plomo, pero afortunadamente este metal es bastante poco reactivo a menos que sea ingerido y la mayoría de los minerales naturales de plomo son muy insolubles en aguas subterráneas. El cianuro se ha utilizado desde hace mucho tiempo para recuperar oro en plantas de procesamiento y en el campo aurífero más grande del mundo, la cuenca del Witwatersrand de Sudáfrica, allí existe una contaminación mayor de las aguas superficiales con Co, Mn, Ni, Pb y Zn como resultado del proceso de cianuración y oxidación de aguas ácidas de mina. El cianuro mismo no es un problema ya que se descompone bajo la influencia de los rayos ultravioleta en las capas superficiales. No obstante, en los países desarrollados la legislación requiere el establecimiento de plantas de neutralización de cianuro en todos los usos industriales de este producto químico. La recuperación de los elementos tóxicos en actividad minera puede plantear problemas de almacenamiento de los mismos; por Ej. en la fundición Caletones de la mina El Teniente se recupera arsénico (trióxido de arsénico) mediante filtros electrostáticos, para que este elemento tóxico no se disperse en el aire, pero se había acumulado una cantidad significativa de tambores con este material constituyendo un riesgo su permanencia en el sector industrial. Actualmente está siendo transportado a un depósito de una empresa privada, pero incluso el transporte de elementos tóxicos representa un riesgo ambiental, ante la posibilidad de accidentes. c) Drenaje ácido de minas. Las aguas ácidas generadas por la minería actual o pasada resultan de la oxidación de minerales sulfurados principalmente pirita en presencia de aire, agua y bacterias. La pirita es uno de los sulfuros más comunes y abundantes asociados a mineralización hidrotermal y normalmente es parte de la ganga siendo incorporada en los deshechos mineros (desmontes o relaves) y su oxidación produce ácido sulfúrico y óxidos de hierro. Las aguas ácidas atacan otro minerales, produciendo soluciones que pueden acarrear elementos tóxicos al medio ambiente, Ej. cadmio o arsénico. La generación de aguas ácidas puede ocurrir durante la exploración, operación y cierre de una mina. Esta agua pueden venir de tres fuentes principales: sistemas de desagüe de minas, tranques de relaves y desmontes. Estas descargas pueden producir desde algunos efectos menores como decoloración local de suelos y drenajes con precipitación de óxidos de Fe, o llegar a una extensa polución de sistemas de ríos y tierras de cultivo. En algunos distritos mineros el problema es mayor después del cierre de las operaciones mineras. Esto se debe a la recuperación del nivel de aguas subterráneas después que se remueve el equipo de bombeo que mantenía secas las labores mineras. d) Salud y seguridad de los trabajadores. Existe el riesgo de exposición de los trabajadores mineros a materiales tóxicos derivados de las menas en las minas, plantas y fundiciones (ej. Cd, Pb, Hg) y a los reactivos químicos utilizados en el procesamiento de menas, para lo cual deben considerarse las medidas de protección adecuadas. En minas de uranio y plantas de tratamiento la exposición a radiación debe ser mínima, lo cual requiere que estas minas tengan un alto nivel de ventilación para remover el polvo de mineral y el gas radón. e) Polvo. El control de polvo debe ser importante en cualquier mina en la cual se genere polvo silíceo puesto que este puede producir silicosis y enfermedades pulmonares asociadas. El polvo debe ser mantenido en un mínimo en las minas y áreas industriales asociadas para proteger a los mineros y habitantes locales. 37

39 4 f) Ruido. Las operaciones mineras, plantas y fundiciones usualmente tienen altos niveles de ruido. Este es uno de los peligros ocupacionales más comunes y los trabajadores deben ser adecuadamente protegidos de ruidos peligrosos o niveles de ruido distractivos. El ruido tampoco debería afectar a los habitantes en las vecindades de actividades mineras. g) Desmontes y relaves. La minería frecuentemente involucra mover mucho material estéril o de leyes no económicas y depositarlos en desmontes en las cercanías de las minas (debido a que el transporte es caro), asimismo el procesamiento del mineral produce relaves que deben almacenarse en condiciones que no afecten el drenaje local y no hayan escapes o infiltración de sustancias perjudiciales. Una manera de minimizar los deshechos mineros es utilizar el método de corte y relleno, utilizar los desmontes para crear nuevas formas de relieve para ocultar las operaciones mineras y reducir la emisión de ruido o procesar los desmontes para usarlos en la industria de la construcción. Los relaves del procesamiento de mineral de cobre de la mina El Salvador fueron descargados por años en el río Salado y a través de este río al mar en la bahía de Chañaral. Esto ya no ocurre en la actualidad, los relaves actualmente se depositan en un tranque, pero la contaminación de la bahía de Chañaral persiste y persistirá por mucho tiempo más debido a los relaves allí depositados. h) Fundiciones. Las fundiciones emiten SO 2, el cual junto con NO x y CO 2 origina lluvia ácida. Esto también ocurre en plantas eléctricas termoeléctricas que usan carbón. Las fundiciones de Caletones de Codelco y Ventanas de Enami liberan alrededor de 400 ton al día de SO 2 al aire (actualmente una parte se recupera para producir ácido sulfúrico, pero todavía la mayor parte se dispersa en el aire). Las aguas de lluvias normales tienen un ph de alrededor de 5,7, pero en el este de EEUU y Europa occidental ellas pueden llegar a ph 2,9 y los lagos de esas áreas han sufrido una disminución de los peces en ellos. Areas mineras antiguas con varias fundiciones pueden llegar a estar rodeadas de tierra estéril donde la vegetación ha sido destruida por los ácidos y el suelo erosionado. Las tierras muertas alrededor de las fundiciones de cobre-níquel de Sudbury en Ontario, Canadá se extienden por 100 km2, pero las emisiones han disminuido en un 50% por lo que esto está mejorando. i) Legislación y costo. Los medios legales para establecer medidas anti-polución son muy necesarias y muchas compañías mineras mayores siguen actualmente estrictas regulaciones auto-impuestas (certificaciones ambientales de sus propios países de orígen). La legislación ambiental ha sido incorporada crecientemente en los países desarrollados y también en Chile y otros países mineros latinoamericanos. Sin embargo, los acuerdos o cooperación con la industria extractiva son raros, existe más la norma de oposición de conservacionistas o ambientalistas. j) Minerales Industriales. Las operaciones de minerales industriales (no-metálicos) tienen un impacto similar en el ambiente como los metálicos, aunque en general se trata de operaciones de menor escala que proporcionalmente causan menos impacto y a que se remueve menos material estéril para su explotación. k) Declaraciones de impacto ambiental. Actualmente la legislación chilena exige la realización de estudios de impacto ambiental para todas las operaciones mineras y declaraciones de impacto ambiental para las actividades de exploración minera. Los estudios ambientales deben incluir los efectos sobre la sociedad, vegetación, fauna, sitios de interés arqueológico, clima, calidad del aire, ruido, aguas superficiales y subterráneas, los métodos propuestos para la recuperación de los terrenos al término de 38

40 5 la operación minera, etc. En algunos países se exige además una garantía para asegurar que la recuperación de los terrenos realmente ocurra al final de la minería. Los estudios debe incluir un registro de la condición del ambiente en el área minera potencial, cuando se hizo la solicitud respectiva (nivel base ambiental). Las compañías recogen esta información en la etapa de exploración, incluyendo la descripción de la superficie y fotografías, análisis geoquímicos para mostrar los valores medios de metales y acidez y detalles de la flora y fauna locales previa a la operación. Esto es esencial dado que localmente puede existir contaminación natural; Ej. en la zona de la mina El Indio existen vetas y vetillas con enargita y/o escorodita lo que produce naturalmente altos niveles de arsénico en el río Malo que drena la zona (de ahí su nombre); el río Malo es afluente del río Elqui y hace un tiempo atrás en este último se detectaron valores relativamente altos de arsénico, lo que llevó a acusar a la Cía. Minera El Indio de contaminar sus aguas. Sin embargo, los altos valores de arsénico eran normales dentro del río Malo (de acuerdo al registro histórico) y su presencia en el río Elqui se debía a un período de sequía que redundó en menor volumen de agua en este último y por ende menor dilución del elemento tóxico. l) Microorganismos y minería in situ. Muchos depósitos de sulfuros (Ej. pórfidos cupríferos) tienen una porción superior con óxidos de cobre. Estas menas pueden ser beneficiadas, si es necesario, fracturándolas con explosivos y luego regando soluciones ácidas para lixiviar in situ los metales y bombeando la solución para recobrar el cobre (o uranio). Esto permite explotar depósitos de muy baja ley que de otra forma no serían económicamente viables; en Santa Cruz, Arizona se está llevando a cabo un proyecto de este tipo en un cuerpo de mena que contiene 4.5 Mt con 1,5% Cu. En Chile se ha utilizado la lixiviación in situ en la chimenea de brecha Quetena al SW de Chuquicamata y también se ha utilizado para lixiviar los desmontes con óxidos de baja ley de Chuquicamata. En 1947 se descubrió que bacterias en soluciones ácidas (Thiobacillus ferrooxidans) juegan un rol en la oxidación de sulfuros, por lo que el uso de lixiviación bacteriana puede proveer un método de lixiviación in situ de depósitos. La lixiviación in situ proveería un método de explotación que produciría mucho menos perturbación de los terrenos y menos producción de material de deshecho, así como mucho menor consumo de energía. Su deficiencia actual es que es mucho más lento que el procesamiento directo de las menas y existe el riesgo que las soluciones ácidas contaminen las aguas subterráneas o superficiales si su flujo no es bien controlado. m) El futuro. Las medidas descritas junto con reciclaje y sustitución y tecnología de nuevos materiales jugarán un rol en reducir el impacto de explotaciones mineras en el ambiente, pero en el futuro inmediato debemos cuidar que exista un creciente sentido de responsabilidad de todos aquellos involucrados en la industria minera. En 1992 diecinueve compañías se unieron para dar origen al Concilio Internacional en Metales y Ambiente cuyo objetivo es promover el desarrollo, implementación y harmonización de prácticas ambientales adecuadas y políticas y prácticas de salud que aseguren la producción, uso y reciclaje y disposición de metales. 39

41 1 DESARROLLO SUSTENTABLE Y LA INDUSTRIA MINERA Traducción del artículo Sustainable Development and the Mineral Industry de Jeremy Richards, Profesor del Departamento de Ciencias de la Tierra y Atmosféricas de la Universidad de Alberta, Canadá, T6G 2E3, publicado en el SEG Newsletter, Society of Economic Geologists, Nº 48, Enero INTRODUCCION A menudo se plantea el argumento que el concepto de desarrollo sustentable es incompatible con la industria extractiva de minerales y que la minería en cualquier forma no es sustentable. Sin embargo, considerando que los bienes materiales de la sociedad moderna están fabricados en su mayor parte con productos minerales (Nowlan, 2001) la extensión lógica del argumento anterior sería que debemos regresar a la Edad de Piedra (pero sin canteras de sílice en mente). El apoyar esa posición puede ser considerado anti-humano, porque una característica de nuestra especie es la búsqueda de mejores condiciones de vida para nosotros y nuestras familias. Se predice que la población de este planeta crecerá a ~9 mil millones para el año 2050 (Lutz et al., 2001), por lo tanto en vez de restringir la minería será necesario expandir la producción minera para apoyar el crecimiento de la población. Si se acepta que el bienestar y progreso de la especie humana es una causa valiosa, entonces estamos moralmente obligados a considerar el asunto del desarrollo sustentable en todos los aspectos de nuestras vidas. Pero qué significa desarrollo sustentable en general y específicamente para la industria minera? El Informe Brundtland de la Comisión Mundial del Ambiente y Desarrollo (Naciones Unidas, 1987, p. 43) define desarrollo sustentable como lograr las necesidades del presente sin comprometer las posibilidades de las generaciones futuras para lograr sus propias necesidades. En forma similar el organismo de Recursos Naturales de Canadá (2001) ve en el desarrollo sustentable, la integración de consideraciones ambientales, económicas y sociales, como la clave para asegurar el mantenimiento de la calidad de vida y continuación de la creación de empleo, sin comprometer la integridad del ambiente natural o la habilidad de generaciones futuras para cubrir sus propias necesidades. El organismo de Recursos Naturales de Canadá (2001) va más allá señalando que los recursos naturales son el epítome del desafío del desarrollo sustentable. Pocos sectores tienen un impacto más directo en el ambiente natural, pero pocos son más importantes para el desarrollo económico y social de cada región de Canadá. Esos planteamientos no intentan decir que el desarrollo no debe tener ningún impacto ambiental (McAllister and Milioli, 2000), claramente esto es imposible si los materiales no renovables, o incluso los renovables, se extraen de la tierra (hay que notar que la agricultura y la industria forestal tienen un sello mucho más marcado que la minería en este sentido y probablemente un impacto ambiental muc ho más negativo si se consideran los efectos de los fertilizantes y pesticidas). Por el contrario, lo que se intenta es indicar que debe haber un 40

42 2 balance entre la perturbación o impacto causado y la capacidad del planeta para acomodar el cambio. Hoy en día la evidencia muestra que la emisión de gases que causan el efecto invernadero no es sustentable porque ellos causan un progresivo calentamiento global del clima. El cortar la electricidad o el gas no es la respuesta sustentable de la sociedad a este problema, sino que el desarrollo de nuevas tecnologías más limpias y eficientes desde el punto de vista energético. Además, es posible que como sociedad tengamos transar aceptando temperaturas un poco más altas con tal de tener estándar de vida altos (al planeta no le importa mucho, porque frecuentemente han habido condiciones climáticas bastante más calientes en el pasado geológico). Sin embargo, no se puede permitir que la situación se escape de las manos (calentamiento desmedido), de modo que es imprescindible establecer un balance. Consecuentemente, cuando se considera la sustentabilidad de la industria minera la opción de prohibir la minería no es una consideración real, pero todas la s otras facetas de la industria deben ser revisadas. La sustentabilidad de la industria minera descasa en tres bases que incluye aspectos económicos, ambientales y sociales (Mining Journal, 2000). Cada uno de estos aspectos debe ser considerado por separado, aunque una solución sustentable requiere una integración global de los tres aspectos. Además, para que la sustentabilidad sea real se requiere de una cuarta base que son las políticas gubernamentales. Sustentabilidad económica Hace unas pocas décadas atrás la única consideración de una compañía minera para tomar la decisión si explotar o no una mina o como hacerlo era si el producto mineral podía o no ser vendido con beneficio económico. Desafortunadamente, heredamos los efectos de esa época y muchos (pero ciertamente no todos) de los titulares de noticias ambientalistas se refieren a antiguas labores mineras abandonadas o sus depósitos de deshechos (Walter, 1994). El obtener ganancia y consecuentemente un retorno competitivo para las inversiones de accionistas todavía es, y con derecho, un objetivo primario de la industria minera. Después de todo la creación de riqueza a través de la creación de rentabilidad y empleo es una parte integral de la ecuación de desarrollo sustentable, pero será correcto decir (como lo dijo Sir Robert Wilson el Director de Río Tinto en la segunda Conferencia Global de Metales y Minería de Princewaterhouse Coopers; ver Mining Journal, 2001b) que la aplicación del desarrollo sustentable es transar contra las ganancias? Yo creo que esto no es necesariamente cierto en varios niveles. Primero si la sociedad no está convencida que una operación minera es sustentable (cualquiera que sea la definición que se use), entonces no habrá ganancias de ningún modo, porque la operación minera será postergada o completamente detenida (Ej. Atrasos en Voisey Bay, Canadá y Tambo Grande en Perú; paralización de operaciones en el pórfido cuprífero de Junín, Ecuador). Segundo, existen numerosos ejemplos en los que los avances tecnológicos son también mejores desde el punto de vista ambiental y más económicos, y por lo tanto más rentables (Ej. Técnicas de extracción hidrometalúrgicas y biotecnológicas que no producen emisiones de azufre o ácido; eficientes técnicas mineras de excavación y recubrimiento que mejoran la calidad de la tierra para agricultura post-minería; Chadwick, 2001). Del mismo modo planificación creativa durante el cierre de minas puede dejar sitios que generen ganancias como recreativas, ambientales o industriales, las cuales pueden cubrir parte o incluso dar ganancias respecto la inversión de reclamación del terreno. 41

43 3 Tercero la relación entre lo que constituye ganancia y el valor de tiempo del dinero es algo truculenta. Las consideraciones de largo plazo usan el concepto de costos totales para calcular el factor de todos los costos durante la vida de una operación minera y posterior a ella, incluyendo los costos de reclamación y responsabilidades económicas posteriores al cierre (o potenciales ganancias). Sin embargo, como destacó un editorial del Mining Journal (2001d), la rentabilidad en los ambientes de inversión típicamente se mide en una escala de tres meses correspondiente a los informes de rentabilidad que publican las compañías mineras privadas cuatro veces al año. Ante cualquier señal de cese o disminución de ganancias, los inversionistas rápidamente abandonan vendiendo sus acciones y consecuentemente los precios de las acciones bajan y en último término el valor de la compañía misma. En el mismo editorial del Mining Journal destaca que inversiones tecnológicas como el proceso biohidrometalúrgico que están desarrollando CODELCO y BHP Billiton (Alliance Copper) puede no producir ganancias por varios años y consecuentemente en este contexto podría no ser visto como una buena inversión en el corto plazo. Por lo tanto, las soluciones sustentables a problemas económicos deben re-pensar las estrategias de inversión en parte de la industria y talvez también incorporar cambios en regulaciones. Por ejemplo se pueden implementar cambios de regulaciones para asegurar que los futuros costos y responsabilidades estén completamente consideradas en los estudios de factibilidad económica y también deberían ser introducidos incentivos de impuestos para la incorporación de tecnología sustentable y para inversiones en investigación (Champigny, 1993). Esas medidas deberían aplicarse a todos los operadores (incorporándolas a los tratados multinacionales de comercio) de modo que no existiera la posibilidad de evitarlas realizando operaciones en países con políticas menos restrictivas. Canadá fue un adelantado en este aspecto hace varios años imponiendo el requerimiento de depositar un bono en una cantidad equivalente a los costos de reclamación del terreno después del cierre de la mina para obtener una concesión minera. Esto fuerza a que los costos del cierre sean considerados como parte del estudio de factibilidad económica y no sean una consideración de último minuto cuando las reservas y ganancias se terminen ante el inevitable término de la vida de la mina. Sin embargo, estas leyes han hecho más cara la minería en Canadá y por lo tanto han reducido la competitividad de la industria doméstica canadiense. Este es un ejemplo del requerimiento de políticas de gobierno para apoyar la sustentabilidad de la industria minera, pero para ser efectivas estas políticas deben ser globales. También hay evidencias que algunas instituciones financieras y gubernamentale s están comenzando a requerir la inclusión de medidas de desarrollo sustentable en las solicitudes de financiamiento de inversiones (Ej. Banco Mundial, la Corporación de Desarrollo del Commonwealth financiado por el gobierno del Reino Unido (UK); Mining Journal, 2001ª), mientras que los llamados fondos éticos se destinan a inversiones distintas de aquellas que se perciben como no sustentables como la minería. Es obvio que hay sobradas razones económicas para invertir en prácticas sustentables ya que muchas de ellas a la larga prometen mayor rentabilidad, aunque ciertamente en plazos más largos que lo percibido por los mercados de valores. Si tales mercados conocen solo dos emociones codicia y temor (Mining Journal, 2001e. p. 54), entonces talvez la sustentabilidad de esos mercados de inversión merece el escrutinio de reguladores, así como nuestros gobiernos, más que la industria minera misma. 42

44 4 Sustentabilidad Ambiental Yo raramente he conocido a un geólogo de exploración o de mina que no sea también un naturalista y que no esté preocupado por el medio ambiente. Además, he quedado gratamente impresionado con los esfuerzos que realizan las compañías mineras multinacionales para minimizar el impacto ambiental en minas modernas. Como profesor muestro regularmente a mis estudiantes, como ejemplo de cómo las cosas se pueden hacer bien, las diapositivas de la planta de extracción por solventes y electro-obtención (SX-EW) de la mina Zaldivar en Chile operada por Placer Dome, la que es altamente eficiente y de bajo impacto. Sin embargo, esto lo contrasto con fotografías de la polución de la fundición con tecnología antigua en uso en una gran mina de propiedad estatal ubicada ~200 Km más al norte (Chuquicamata), aunque destaco que se han hecho importantes inversiones para el control de emisiones en esa planta (Mining Environmental Management, 2001b). Se puede hacer más, incluso en las minas mejor dirigidas, pero el hecho concreto es que las minas modernas bien manejadas tienen un impacto extremadamente bajo. Por ejemplo la calidad de las aguas liberadas de las minas en muchos países por ley deben cumplir estrictos requerimientos y en muchos casos deben ser más limpias que las aguas superficiales naturales o incluso pueden ser potables (Fountain, 1994, Hawley, 1999, Snit, 2000). Sin embargo, la percepción pública es que la minería es una industria sucia, una reputación derivada de desastres poco frecuentes, pero muy publicitados, como el reciente derramo de relaves en Los Frailes, España y el escape de cianuro en Baia Mare, Rumania y en Omai, Guyana (Davies, 2001). Además las operaciones mineras son muy visibles y causan perturbaciones locales. Sin embargo, comparados con la agricultura, forestal y la expansión urbana el sello de la minería es mínimo. Por ejemplo en Columbia Británica, Canadá, la minería ha perturbado solo el 0,1% del área de la tierra de esta provincia (Mining Association of British Columbia, 2001), comparado con el 51,5% designado como tierra forestal y que ha sido explotada por madera en un 4% desde 1981 (British Columbia Ministry of Forest, 2000). El impacto ambiental ocurre en todas las etapas de una operación minera, empezando por la exploración y terminando con la reclamación (al menos es lo que uno espera). Comparado con la minería la exploración puede aparecer como una actividad relativamente benigna, pero se ha visto muchas veces el desastre que queda después de una limpieza inadecuada de los campamentos y del efecto visual causado por el uso desatado de vehículos de doble tracción en ecosistemas frágiles de desierto o tundra, mientras el impacto ambiental de campañas de sondajes puede ser de larga duración (Mining Environmental Management, 2001c). Medidas simples auto-impuestas, de sentido común, pueden reducir muchos de esos impactos, pero se requiere de nuevas regulaciones o una nueva ética de la industria para hacer cumplir prácticas más costosas, tales como la perforación sin liberación de barros o líquidos, lo cual reduce la posibilidad de contaminación por productos de sondajes (esta práctica ya se emplea en la industria petrolífera). El impacto ambiental causado por la minería tiene tres formas: el impacto visual de un rajo abierto o botadero de desmontes, destrucción de habitat o ecosistemas y el potencial impacto químico de deshechos mal contenidos o tratados. Adicionalmente, la población local puede valorizar el territorio por si mismo y por su historia cultural y puede sentirse incómoda con cualquier cambio, aunque ellos mismos sean compensados económicamente. El impacto visual es una consideración subjetiva y constituye una seria preocupación en los países desarrollados donde la belleza natural es considerada un recurso valioso. Sin embargo, el patrimonio histórico heredado también es un fuerte preservador y a menudo fuente de 43

45 5 asombro y a veces de preocupación cuando resulta en la negación de acceso para proseguir la minería. Esto ocurre cuando minas antiguas, canteras e incluso botaderos son designados como lugares o monumentos históricos (Ej. Los botaderos de caolín en Cornwall, Inglaterra y los botaderos de las minas de oro del Siglo 19 en Victoria del oeste en Australia; también aplicable algunas salitreras en Chile declaradas monumentos históricos ). Actualmente las legislaciones de muchos países establecen que debe realizarse la reclamación (restauración) de las tierras de explotación minera después que las operaciones cesan o como en las explotaciones abiertas de carbón al mismo tiempo que la operación minera progresa. Los terrenos de explotación minera o sitios de procesamiento pueden ser restaurados a su estado natural, recreando el habitat pre -existente (Ej. Re-forestación; Anand et al., 2000), regenerado para uso agrícola (como en el caso de la industria del carbón; Ballay, 1995, Natural Resources Canada, 1999), desarrollada para uso recreativo, turístico o con propósitos de conservación (parque de aguas, campos de golf, parques naturales o reservas de vida silvestre; Aldrich, 1995) o re-utilizados como sitios industriales (Tedd et al., 2001). Como se puede observar muchos de los usos antes mencionados pueden ser generadores de ganancias, lo cual permite recuperar parte de los costos de reclamación. El desafío tecnológico mayor lo constituye el manejo de deshechos mineros, incluyendo relaves y desmontes, aguas industriales y de escurrimiento. El derrame de relaves y liberación de aguas tóxicas son los impactos más negativos y más comunes de la minería, aunque existe tecnología adecuada para reducir y hasta para eliminar el riesgo de esos impactos (Ej. Bowell and Pearce, 2000, Komnitsas et al., 2000, Davies, 2001, Kuyucak, 2001, Mining Environmental Management, 2001 a). La decisión de no construir tranques de relaves de mayor capacidad o más resistentes es económica, pero seguramente puede ser controlada por legislación e incluso por auto-regulación por una industria que toma en serio estos riesgos (Guerin, 2000, Davies, 2001). Un mal accidente ambiental puede destruir una compañía y los profesionales que administran el riesgo debe n apuntar a eliminar la chance de tales incidentes mediante el uso de redundancia y sobre-especificación, tal como se requiere desde hace décadas en la industria de energía nuclear. Los costos extra de tales medidas pueden hacer que algunas minas no sean rentables, pero eso tal vez no sea tan malo dado los bajos precios de los materiales minerales en la actualidad y su sobreoferta (Mining Journal, 2001b, c). Una alternativa adicional es el concepto de utilización total de los recursos por el cual se utilizan todos los materiales extraídos. Debe establecerse sinergias con otras empresas, por ejemplo las de construcción donde las rocas estériles podrían ser usadas como agregados o rellenos. Los metales potencialmente peligrosos deben ser extraídos de las menas en vez de botarlos en relaves. El anhídrido sulfuroso que es el principal contaminante de las fundiciones debe ser recuperado y convertido en ácido sulfúrico industrial (un procedimiento actualmente ampliamente aplicado; George, 1995). La experiencia con la producción de ácido sulfúrico en las fundiciones ha mostrado que aunque estas prácticas pueden no ser rentables de inmediato, en términos de costos de procesamiento y de transporte versus el precio del producto, significa ahorros importantes cuando se mide respecto al costo del manejo de largo plazo de deshechos o contra posibles responsabilidades económicas en términos de inestabilidad de deshechos o daño ambiental. En términos contables integrales tales medidas son muy efectivas para aumentar la rentabilidad global de una operación minera. Incorporado en la economía del estudio de factibilidad pre-mina, esto podría tener un impacto mayor en la estimación del riesgo financiero y debe ser un criterio importante para decidir si invertir en una operación minera. 44

46 6 Sustentabilidad Social Históricamente el trato de la industria minera con la sociedad no ha sido precisamente su fortaleza e historias de explotación de pueblos indígenas se remontan al tiempo de los Romanos y probablemente aun más atrás. La motivación para ignorar o incluso explotar a la gente que vive en tierras vecinas a zonas mineras normalmente es puramente económica, normalmente no hay mala intención, al menos no en la actualidad, pero el trato apropiado con la gente cuesta dinero y el objetivo que se auto-impone la industria es minimizar costos. Justificada o no, a la industria minera la precede la reputación de afectar negativamente a las poblaciones locales, de modo que la sociedad inmediatamente desconfía y a priori es contraria a propuestas mineras. Por otra parte, las enormes ganancias potenciales personales por pagos en compensación también fomentan la codicia. En una reunión reciente de exploradores junior en Canadá, organizada por el Grupo de Exploración de Calgary (31 de Mayo de 2001) se expresó la preocupación que el nivel de compensaciones pagadas por compañías grandes para acceder a los terrenos de terceros ha sido excesiva haciendo que las propiedades mineras sean cada vez más caras de obtener, lo que deja a las compañías junior con poca chance de competir. Es difícil visualizar como la industria puede revertir este proceso, ya que pagando cifras grandes ha elevado las expectativas de los dueños de terrenos o concesiones mineras quienes esperan obtener grandes pagos por permitir la exploración/explotación. Un paso en el sentido anterior debe ser mejorar los contratos con los propietarios de tierras durante todas las etapas del desarrollo minero (Togolo et al., 2001, Veiga et al., 2001). La educación pública, por ejemplo explicando los riesgos y beneficios de la minería (Nowlan, 2001) es un factor necesario, pero que puede ser visto como una actitud de condescendencia por parte de la industria (Fox, 2001). Se debe dar oportunidades para que el público plantee sus opiniones y preocupaciones (con base o no), las cuales deben ser tratadas con respeto y realizar las correcciones que sean necesarias. Representantes de la comunidad deben ser invitados a participar en comités de planificación y las críticas de grupos de activistas ambientalistas deben ser previstas consultándoles directamente previo a la toma de decisiones. Muchos de estos grupos responden razonablemente y positivamente si sus legítimas preocupaciones se toman en cuenta con seriedad y son consideradas en la planificación, pero si sienten la arrogancia de la industria pueden plantear serios obstáculos al desarrollo minero. Surge una dificultad en definir quien realmente tiene los derechos legítimos sobre las propiedades o terrenos y a menudo la oposición más fuerte a proyectos mineros proviene de organizaciones no-gubernamentales, las cuales típicamente no tienen su base en los mismos países donde se quiere desarrollar una actividad minera. Las visiones de tales organizaciones ambientalistas no es raro que estén completamente opuestas a la de los habitantes locales, que genuinamente tienen derechos legítimos de propiedad y para los cuales la minería podría representar la única posibilidad de salir de la pobreza. Además, estos grupos de presión ni siquiera están dispuestos a dialogar con la industria como recientemente ocurrió con el boicot al Dialogo de Minería Norteamericana (8-9 Noviembre de 2001, Vancouver, Canadá). Sin embargo, la sustentabilidad social involucra más que la compensación por el uso de la tierra. Debe prestarse atención al desarrollo de la sociedad que existió previamente o que creció en torno a un sitio minero durante su evolución y particularmente después del cierre de la mina (Atkinson, 1999, Habirono, 2001, Laurence, 2001, Mate, 2001, Veiga et al., 2001). Es frecuente que, cuando la s compañías establecen tratos con pueblos indígenas, para los cuales los conceptos de dinero y de sujeciones contratos pueden ser extraños, que sean sorprendidas unos pocos años más tarde por demandas adicionales por más compensaciones, por encima de los que las compañías ya consideraron generosas y que para ellas habían cerrado el trato. El distribuir dinero simplemente no es una solución sustentable y las 45

47 7 compañías mineras deben invertir recursos considerables en infraestructura social (Ej. Escuelas, hospitales, desarrollo de industria secundaria, y, sobre todo, entrenamiento técnico y administrativo) para asegurar que el dinero pagado en compensación no sea desperdiciado y que persista la inversión en el futuro de la sociedad una vez que inevitablemente la mina cierre. Sin embargo, cada cultura y sociedad local es diferente y tiene distintas necesidades y expectativas, de modo que las soluciones deben ser a la medida; las recetas generales no funcionarán. Un caso que ejemplifica ese punto lo constituye la mina OK Tedi, Papua Nueva Guinea, donde BHP Billiton quería cerrar la operación debido a que se reconocen serios problemas ambientales, pero se ha encontrado con la oposición de grupos locales y del gobierno nacional. La oposición al cierre se basa en que la estructura social formada en torno de la mina, y de la nación, no será sostenible cuando esta mina, que es uno de los mayores contribuyentes al Producto Interno Bruto y a la economía local, cese su operación (Bordia, 2000). No es justo culpar totalmente a las compañías mineras por tales situaciones, la ausencia de un liderazgo gubernamental es también un factor importante, pero muchas compañías están tomando la iniciativa para prevenir estos problemas de largo plazo en la etapa de planificación (Habirono, 2001). LA INICIATIVA MINERA GLOBAL La Iniciativa Minera Global es un programa para considerar los asuntos de sustentabilidad en la industria minera (GMI; ) que recientemente ha sido desarrollada por 10 de las compañías mineras más grandes del mundo bajo los auspicios del Consejo para el Desarrollo Sustentable de Negocios Mundiales. La acción principal del GMI ha sido realizar un estudio independiente de diagnóstico de Minería, Minerales y Desarrollo Sustentable (proyecto MMSD) cuyos resultados serán presentados en una conferencia en Toronto, Canadá en Mayo 12-15, El GMI le señala a la industria que debe estar consciente de los nuevos desafíos socioambientales que tiene que enfrentar en el mundo moderno y específicamente en lo referente al desarrollo sustentable. Sin embargo, en su forma actual el proyecto MMSD es solo un ejercicio de compilación de información, sin recursos para implementar el cambio. Es necesaria una etapa de diagnóstico en todas las iniciativas mayores de este tipo, pero muchos de los problemas son evidentes por si mismos y lo han sido por algún tiempo. Lo que se necesita actualmente son acciones y las soluciones sustentables prácticas deben ser investigadas e implementadas. Yo animo al GMI a moverse rápido en ese sentido y evolucionar el programa hacia investigación práctica y desarrollo. En particular el GMI debe involucrarse con la comunidad universitaria, la cual está notableme nte poco representada en su lista de colaboradores (Richards, 2001). Un rol para los geólogos? Muchos académicos y geólogos de la industria son también ambientalistas (pero sin a mayúscula) y no perciben su actividad como en conflicto con sustentabilidad. Pero quizás debemos tener un rol más activo para promover la sustentabilidad de la industria en la que trabajamos y acometer los desafíos técnicos que surgen de la minería y procesamiento de 46

48 8 rocas. Los geólogos después de todo son los expertos cuando se trata de rocas. Nosotros sabemos como se forman, de que están hechas, como sus componentes minerales interactúan y como esos minerales se espera que actúen una vez colocados en un nuevo ambiente como un tranque de relaves. También debemos conocer todos los usos potenciales de los varios productos minerales y de rocas que vienen de la mina, los cuales para un contador o ingeniero pueden ser considerados deshechos. Los geólogos deberían estar directamente involucrados cuando se toman las decisiones pos t-exploración. Además, los geólogos deben tener un rol directo en iniciar soluciones sustentables, ya que ellos generalmente son las primeras personas de una compañía en escena y las impresiones que ellos causan en la gente local pueden establecer la tónica para cualquier interacción futura. Yo planteo que en general los geólogos actualmente no se aplican a si mismos suficientemente en este sentido y existe una oportunidad de oro para que seamos líderes en el desarrollo de prácticas sustentables en la industria minera. También existe una oportunidad para re-definir el enfoque de investigación de depósitos minerales y de darles una relevancia directa a los problemas de la industria. Yo no promuevo como McCuaig and Hronsky (2000) que los investigadores académicos deben ser las divisiones consultoras externas de investigación de la industria, pero hay un desafío para mentes intelectuales que pueden justificar la continuidad de fondos para investigación en geología económica y enseñanza (Emery and Southern, 2000) y continuidad de empleo para los geólogos en la industria minera. También debemos estar moralmente satisfechos con este trabajo, en vez de tener que defendernos siempre por nuestra asociación con una industria sucia. 47

49 Procesos Mineralizadores 1 PROCESOS MINERALIZADORES Los depósitos minerales metálicos constituyen concentraciones anómalas de un elemento (u elementos) en la corteza terrestre. Ahora bien, para que un determinado elemento llegue a constituir un yacimiento explotable económicamente el metal debe estar concentrado muy por encima de su abundancia media en la corteza terrestre, el grado de enriquecimiento varía para cada elemento dependiendo del valor de cada metal, esto se ilustra en la tabla a continuación (tomada de Evans, 1980, pag. 4): Tabla 1.- Concentración mínima de elementos metálicos para constituir yacimientos Elemento Contenido promedio Ley promedio Factor de de la corteza mínima explotable concentración Al 8% 30% 3,75 Fe 5% 25% 5 Cu 50 ppm 0,4% 80 Ni 70 ppm 0,5% 71 Zn 70 ppm 4,0% 571 Mn 900 ppm 35% 389 Sn 2 ppm 0,5% 2500 Cr 100 ppm 30% 3000 Pb 10 ppm 4,0% 4000 Au 4 ppb 1 g/t 250 La tabla 1 muestra que para que se forme un yacimiento de cobre se requiere que este metal se concentre al menos 80 veces por encima del contenido normal en rocas de este elemento; en los grandes yacimientos cupríferos chilenos que se explotan con leyes de ~1% Cu y más la razón de concentración es >200 veces que el contenido normal de Cu en roca. Además, hay metales que requieren concentraciones varios miles de veces más altas que el contenido normal en rocas corticales (Ej. el Pb) para ser de interés económico. Consecuentemente deben existir procesos naturales que permiten la concentración anómala de elementos en ciertas partes de la corteza terrestre y aquí se presenta una revisión de dichos procesos mineralizadores. Cabe señalar, que si bien existe consenso respecto a los distintos procesos que pueden originar depósitos o yacimientos minerales metálicos, el origen de un tipo específico de yacimientos es en muchos casos controvertido y distintos autores tienen diferentes interpretaciones genéticas. 48

50 Procesos Mineralizadores 2 Tabla 2.- CLASIFICACION SIMPLE Y RESUMEN DE PROCESOS MINERALIZADORES PROCESOS ENDOGENOS: Procesos internos de la tierra Proceso Naturaleza del proceso Depósitos típicos Cristalización magmática Precipitación de minerales de mena como constituyentes mayores o menores de rocas ígneas en forma de granos diseminados o segregaciones. Diamantes diseminados en kimberlitas, tierras raras en carbonatitas. Pegmatitas de Li-Sn-Cs de Bikita, Simbabwe. Pegmatitas de uranio de Bancroft, Canadá y Rösling, Namibia. Granitos, basaltos, dunitas, sienitas de nefelina usados como rocas ornamentales. Segregación magmática Precipitación de minerales de mena por cristalización fraccionada y procesos relacionados durante la diferenciación magmática. 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. Capas de cromita del Gran Dique de Zimbabwe y el Complejo Bushveld de Sudáfrica. 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 pirometasomáticos (skarn) formados por reemplazo de rocas de caja adyacentes a una intrusión. Concentración de elementos de mena por procesos metamórficos iniciales o subsecuentes. Depósitos de andalusita de Transvaal, Sudáfrica; Depósitos de granate de N.Y., EEUU. 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. PROCESOS EXOGENOS: Procesos superficiales Proceso Naturaleza del proceso Depósitos típicos Exhalativos superficiales; volcanogénicos Exhalación de soluciones hidrotermales en la superficie, usualmente en condiciones submarinas y originando cuerpos estratiformes de sulfuros metálicos. Depósitos de metales base de Meggen, Alemania; Sullivan, Canadá; Mount Isa, Australia; Río Tinto, España; depósitos de tipo Kuroko, Japón; Mina La Plata, Ecuador; Depósitos de fuentes termales submarinas de los océanos modernos; Mercurio de Almaden, España; Depósitos de solfataras (caolín y alunita), Sicilia; Azufreras en volcanes del Norte Grande de Chile. 49

51 Procesos Mineralizadores 3 Sedimentarios Alóctonos (clásticos): concentración de minerales pesados y durables en sedimentos clásticos formando placeres. Autóctonos: precipitación de minerales en ambientes sedimentarios adecuados, con o sin la intervención de organismos biológicos. 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. 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. Meteorización Residuales: lixiviación de los elementos solubles de las rocas dejando concentraciones de elementos insolubles en el material restante. Supergenos: lixiviación y oxidación de elementos valiosos de la parte superior de depósitos minerales y su precipitación en profundidad con concentraciones más altas. 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. Lateritas de Ni de Nueva Caledonia; Bauxitas de Hungria, Venezuela, Guyana, Jamaica y Arkansas, EEUU; Depósitos de caolín de Nigeria. 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. 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 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). 50

52 Procesos Mineralizadores 4 a) Cristalización fraccionada: Esta incluye cualquier proceso por el cual cristales formados tempranamente no pueden quedar dispersos en el magma en el que crecieron. Durante el período de cristalización monomineral los cristales pueden hundirse en la cámara magmática para formar una capa de un solo mineral. Estos precipitados se denominan acumulados y ellos comúnmente alternan con capas de otros minerales formando capas o bandeamiento rítmico en rocas ígneas. Las cromitas (FeCr2O4) y las ilmenitas (FeTiO3) pueden acumularse de esta forma. Las cromitas en rocas ultrabásicas y las ilmenitas en anortositas y gabros anortosíticos (rocas máficas). La asociación de estos acumulados minerales exclusivamente con rocas ígneas son la evidencia de su origen magmático directo. b) Líquidos inmiscibles: De la misma manera que el agua y el aceite no se mezclan, sino que forman glóbulos inmiscibles de uno dentro del otro, una mezcla de magma (mezcla silicatada fundida) con contenido de sulfuros metálicos formará dos líquidos que tenderán a segregarse. Se separan gotas de sulfuros y coalescen para formar glóbulos, los cuales al ser más densos que el magma se hunden para acumularse en la base de una intrusión o flujo de lava. El principal constituyente de esas gotas es el sulfuro de hierro (pirita Fe 2 S), 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 51

53 Procesos Mineralizadores 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 18 O/ 16 O 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. δ Rmuestra = Rstandard

54 Procesos Mineralizadores 6 Las razones isotópicas 18 O/ 16 O y D/H se presentan como δ 18 O y δd (per mil) donde Standard (SMOW) standard mean ocean water corresponde a un valor medio de aguas marinas. Las razones 18 O/ 16 O 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: H 2 18 O+ ½ Si 16 O 2 H 2 16 O+ ½ Si 18 O 2 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 18 O/ 16 O en el agua de la inclusión. Por otra parte, el fraccionamiento de 18 O/ 16 O 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 18 O/ 16 O, pero por lo mismo no puede utilizarse como geotermómetro. Existen evidencias que distintos tipos de aguas pueden formar depósitos similares y que aguas de dos o más tipos han jugado roles importantes en la formación de algunos depósitos minerales. Ahora bien, De donde viene el contenido de materiales disueltos? Los datos que poseemos provienen de inclusiones fluidas, sistemas geotermales modernos, fuentes termales y aguas encontradas en perforaciones profundas en campos petrolíferos. Los constituyentes mayores son Na, K, Ca y Cl. En cantidades menores (<1000 ppm) se presentan Mg, B, SO 4-2, Fe, Zn, Cu, He, Pb, Sr. La fuente de estos componentes en sentido estricto se desconoce, pero en el caso del He, Pb y Sr los estudios isotópicos entregan indicios de su fuente. Los pocos estudios de isótopos de He indican un origen en el manto (magmático). Los estudios de isótopos de Pb de yacimientos hidrotermales más numerosos sugieren que el Pb puede derivarse, al menos en parte, de sedimentos subyacentes, de rocas metamórficas del basamento, de rocas ígneas asociadas o directamente del manto. Sin embargo, los otros componentes metálicos en un depósito mineral no necesariamente pueden tener el mismo origen que el Pb. Existen menos trabajos en isótopos de Sr en depósitos minerales, los cuales tienden a realizarse en las rocas de caja alteradas de los depósitos. Resultados de los depósitos de sulfuros masivos de cobre de Chipre concuerdan con que estos depósitos exhalativos volcanogénicos se formaron a partir de aguas marinas Cretácicas calentadas y recirculadas. Por otra parte, mineralización de molibdeno cerca de Central City, Colorado, EEUU se indica una derivación magmática de los fluidos mineralizadores. 53

55 Procesos Mineralizadores 7 El conocimiento actual indica que la mayoría de las rocas pueden constituir fuentes de elementos geoquímicamente escasos como los metales (normalmente son elementos trazas en las rocas), los cuales pueden ser lixiviados (extraídos) bajo condiciones adecuadas por soluciones hidrotermales. Por ejemplo, experimentos de laboratorio han mostrado que los metales pesados presentes en una arenisca se fraccionan hacia el agua de mar o una salmuera natural a 350 C. Esto significa que las rocas de caja de una región podrían constituir la fuente de los metales concentrados en los depósitos existentes en ella, si por las rocas de la región circularon aguas calientes. Existe una relación espacial entre muchos depósitos hidrotermales y rocas ígneas, por lo existe una fuerte escuela de pensamiento que sostiene que los magmas en consolidación son la fuente de muchas, sino de todas, las soluciones o fluidos hidrotermales. Lo seguro es que una masa ígnea constituye la fuente de calor para establecer sistemas hidrotermales, pero el agua o su contenido metálico puede venir del mismo magma o de otras fuentes. Las soluciones hidrotermales de derivación magmática se consideran fluidos residuales que quedan luego de la cristalización de la masa ígnea fundida y que contienen metales base y otros elementos incompatibles que no pueden acomodarse en los minerales que cristalizan dentro de un magma. El magma tiene varios role posibles en sistemas hidrotermales; puede ser la fuente del agua, de los metales y otros componentes en solución y provee el calor que hace circular los fluidos en celdas convectivas en torno a la masa ígnea caliente. La concentración de agua en magmas félsicos parece variar desde 2,5 a 6,5% H 2 O en peso con una media de 3% H 2 O en peso (el contenido es mayor si se considera en proporción de volumen, dada la relativamente baja densidad del agua). La solubilidad de agua en magmas es dependiente principalmente de la presión y a profundidades mayores de 3 5 km el agua permanece en solución debido a la alta presión confinante, pero al ascender el magma la presión decrece progresivamente y se produce la saturación del agua resultando en la exsolución de una fase volátil del magma. Además, al cristalizar los magmas se producen principalmente minerales anhidros, lo cual redunda en que puede liberarse un enorme volumen de agua a partir de un magma en enfriamiento. 1 km 3 de magma félsico con 3% en peso de agua puede liberar aproximadamente 100 millones de toneladas (10 11 litros) de agua. Pero el agua no es el único componente volátil del magma, este contiene también H 2 S, HCl, HF, CO 2 y H 2. El H 2 S y HCl pueden ser de particular importancia y son componentes que se fraccionan o particionan fuertemente en la fase acuosa en exsolución del magma. Todos los metales base y muchos otros pueden ser extraídos eficientemente de una fase silicatada fundida (magma) hacia una fase acuosa, siempre que exista suficiente agua para ser liberada. En teoría con un 3% en peso de agua en una fase silicatada fundida, podría ser extraído aproximadamente un 95% del Cu contenido en un magma félsico. 54

56 Procesos Mineralizadores 8 En Diciembre de 1986 el volcán Monte Erebus en la Antártica se descargó cerca de 0,1 kg de Au y 0,2 kg Cu, lo que extrapolando a años equivaldría a 360 ton de Au. Esta evidencia, así como otros volcanes, demuestra la capacidad de los magmas de generar volátiles con contenidos metálicos. Existen depósitos metalíferos asociados a cuencas sedimentarias. Sin embargo, en muchos campos petrolíferos (asociados a cuencas sedimentarias) no existen intrusiones que puedan ser fuentes de menas. Algunos autores han postulado orígen en fuentes magmáticas más remotas, tal como la corteza inferior o, más frecuentemente, procesos magmáticos profundos en el manto, mientras que otros han favorecido la depositación de menas a partir de soluciones de formación (aguas connatas). Esto es agua que fue atrapada en sedimentos durante la depositación y que ha sido movilizada por el aumento de temperatura y presión causado por el enterramiento profundo. Este enterramiento puede ocurrir en cuencas sedimentarias y las soluciones de este tipo se denominan salmueras de cuenca ( basinal brines ). Un gradiente geotérmico normal de 1 C/30m implica que a los 9 km de profundidad hay temperaturas de ~300 C. Las soluciones calientes de esta fuente pueden lixiviar metales, pero no necesariamente azufre de las rocas a través de las cuales circulan, para precipitarlos cerca de la superficie en los borde de las cuencas y lejos de intrusivos o rocas ígneas. El modelo anterior es el que corrientemente de utiliza para explicar la formación de depósitos de baja temperatura de Pb-Zn-fluorita-baritina hospedados en rocas carbonatadas (calizas-dolomitas) conocidos como Missisipi Valley-Type (MVT) existentes en Norteamérica. Hay otros autores que objetan que el volumen de aguas de formación sea suficiente para transportar la cantidad de metal presente en esos depósitos y algunos sugieren la circulación de agua bajo gradiente hidrostático (como los pozos artesianos) a través de una cuenca sedimentaria para producir el fluido mineralizador. Sistemas Geotermales Los sistemas geotermales en los que circulan aguas calientes por rocas y frecuentemente afloran como fuentes termales o geysers, pueden ser generadores de depósitos minerales. Estos sistemas se forman donde existe una fuente de calor (usualmente magmática) a pocos km de profundidad que genera la circulación de aguas subterráneas profundas (celda hidrotermal convectiva). Esta agua son generalmente de orígen meteórico, pero en algunos sistemas pueden estar presentes aguas de otras fuentes (de formación, de salares) y puede haber adición de agua magmática desde la fuente de calor. Los componentes disueltos pueden originarse desde la fuente magmática en profundidad, así como de las rocas por las que circula el fluido caliente. En el sistema geotérmico de Broadlands, en Nueva Zelandia, las aguas calientes depositan un precipitado amorfo de sulfuros de Sb-As-Hg-Tl con leyes de oro y plata; asimismo en cercano el sistema geotermal de Rotokawa precipitan metales base acompañados de acantita (sulfuro de plata). Desde la formación de un cráter de explosión hidrotermal (explosión que se produce por sobrepresión de agua a alta temperatura, la que al descomprimirse se transforma violentamente en vapor) hace 6060 años atrás, donde se 55

57 Procesos Mineralizadores 9 ubica el lago de aguas termales de Rotokawa en la actualidad pueden haber sido transportadas 360 ton de oro en las rocas debajo del cráter. Medios de transporte de metales Los sulfuros y otros minerales metalíferos tienen muy baja solubilidad en agua, de modo que debe existir otra forma de transporte de metales en fluidos hidrotermales. Sabemos que muchos elementos precipitan como sulfuros a partir de fuentes hidrotermales (los campos geotérmicos son un ejemplo y otro son las fuentes termales submarinas black smokers ), pero si los metales son insolubles como iones simples debe haber otro modo de transporte y este es como complejos o iones complejos en los cuales los cationes metálicos se unen a grupos complejos (ligantes). Los ligantes más importantes son HS - o H 2 S, Cl - y OH -. Para que los complejos sulfurados sean estables se requieren altas concentraciones de H 2 S y HS - (Ej. PbS(HS) - ). Muchos autores favorecen el transporte de metales como complejos clorurados tales como AgCl 2 - y PbCl 3-. En la práctica ambos tipos de iones complejos juegan un rol en el transporte de metales (así como otros complejos menos relevantes); los datos experimentales indican que los complejos clorurados son estables a altas temperaturas en fluidos hidrotermales, pero se descomponen al bajar la temperatura, mientras que los complejos sulfurados son estables hasta temperaturas más bajas siempre y cuando exista una alta actividad de H 2 S y HS -. Para ilustrar como los iones complejos pueden transportar metales, cabe mencionar que el proceso industrial más utilizado en la recuperación del oro es la lixiviación con cianuro. Este proceso (cianuración) aprovecha el hecho que el oro forma un complejo estable a temperatura ambiente que es el dicianato de oro: Au(CN) 2 -. Este anión es altamente soluble y permite extraer el oro de una pila o de mineral pulverizado a una solución de la cual luego se precipita el oro, ya sea incorporando zinc en polvo o haciendo pasar la solución por carbón activado. Fuente del azufre: La fuente del azufre que permite la precipitación de sulfuros metálicos en yacimientos hidrotermales es un problema aparte. En algunos casos de mineralización (Ej. vetas de sulfuros profundas en granitos y cuarcitas) es obvio que el azufre debió ser transportado en solución al igual que los componentes metálicos. El azufre es un componente notable en erupciones volcánicas (aporte magmático) y es el principal componente de solfataras en los volcanes (fumarolas azufrosas). La evidencia isotópica de sistemas geotermales modernos, fuentes termales submarinas y datos de inclusiones fluidas muestra que las soluciones hidrotermales pueden tener concentraciones relativamente altas de metales y de azufre. Consecuentemente, para muchos depósitos hidrotermales se favorece que tanto el azufre y los metales son transportados por el fluido mineralizador. Si los metales de mena han sido transportados por complejos bisulfurados, sin duda debe haber existido abundante azufre para la precipitación de sulfuros en el lugar de depositación. 56

58 Procesos Mineralizadores 10 En los casos en que los metales fueron transportados por complejos clorurados, que es la hipótesis más favorecida por los estudios de depósitos Pb-Zn hospedados en carbonatos, se plantea el problema en lo que se refiere al aporte de azufre ya que los complejos clorurados a temperaturas inferiores a 150ºC no pueden transportar suficiente Pb y H2S para formar yacimientos. Existen tres alternativas para este problema: a) El azufre se agrega desde otra solución en el sitio de depositación (modelo de mezcla). El azufre derivaría de la reducción de sulfatos por materia orgánica en el sitio de depositación. b) Un solo fluido: metal transportados en complejos orgánicos, lo que permitiría que el azufre fuera transportado junto con los metales como H2S. c) Transporte de metales con azufre como sulfato, el cual sería reducido por reacción con compuestos orgánicos para precipitar como sulfuros metálicos. Precipitación de sulfuros: Este es un campo complejo de debate. El ascenso de soluciones hidrotermales hacia zonas saturadas con aguas subterráneas va a producir precipitación por dilución de los materiales disueltos y por cambios en el estado de oxidación o ph de la solución. La ebullición del fluido al acercarse a la superficie redunda en la liberación de H2S y aumento del ph de la solución con la consecuente precipitación de los materiales en solución. Por lo que la ebullición se plantea como un medio eficiente de precipitación en algunos tipos de depósitos. El descenso de la temperatura del fluido también reduce drásticamente las solubilidades, asimismo cambios en el fluido tales como el aumento de especies sulfuradas reducidas, aumento de la concentración de metales, descenso de la concentración de ligantes, oxidación o reducción son fenómenos que producen precipitación. Hay autores que asignan un rol fundamental a la mezcla de fluidos hidrotermales con aguas oxidantes superficiales o con aguas sulfatadas ácidas, mientras que otros favorecen la ebullición para depósitos formados a profundidades someras. En síntesis, cambios físico-químicos de las soluciones hidrotermales producen la precipitación de los materiales transportados en solución. La precipitación de sulfuros metálicos en el sector donde ocurren cambios físicos o químicos de la solución ( trampa de mena ) a medida que continúa la circulación de fluido hidrotermal redunda en la concentración local de elementos metálicos precipitados que puede dar origen a yacimientos hidrotermales. 3. Procesos Metamórficos. El metamorfismo de muchas rocas puede producir materiales que tienen uso industrial directo. Un ejemplo obvio son los mármoles, producidos por metamorfismo de contacto o regional de calizas y dolomitas. Otro caso son las pizarras muy utilizadas para techos desde tiempos antiguos, sobre todo en Europa. Otros minerales industriales de origen metamórfico son: asbestos, corindón, granate, algunas gemas, grafito, magnesita, pirofilita, sillimanita, talco y wollastonita. El metamorfismo puede estar acompañado de metasomatismo y puede conducir a la formación de depósitos metalíferos tipo skarn que pueden ser de alta ley. 57

59 Procesos Mineralizadores 11 Metamorfismo: ajuste mineralógico, químico y estructural de rocas sólidas sometidas a condiciones físicas y químicas impuestas a profundidad, debajo de las zonas de meteorización y cementación, las cuales difieren de las condiciones en las que las rocas se originaron. Metasomatismo: proceso de solución capilar y depositación prácticamente simultánea (metamorfismo aloquímico), por el cual un nuevo mineral puede crecer en el cuerpo de un mineral pre-existente o agregado mineral. La presencia de líquidos de poro químicamente activos o gases dentro de la roca o introducidos de una fuente externa son esenciales para el proceso, el cual a menudo (pero no necesariamente) ocurre a volumen constante, con escasa perturbación de características texturales. Nota: los procesos de metamorfismo, metasomatismo y alteración hidrotermal involucran cambios mineralógicos de rocas pre-existentes, aunque los procesos difieren substancialmente entre sí los límites entre ellos son difusos. Los cambios metamórficos que involucran recristalización o redistribución de materiales por difusión iónica en estado sólido o a través de medios volátiles, especialmente agua, pueden resultar en el transporte de constituyentes de mena móviles a sitios de menor presión, tales como zonas de cizalles, fracturas o charnelas de pliegues. Esta es la manera que se han formado vetas de cuarzo-calcopirita-pirita en anfibolitas y muchas vetas (mesotermales) con oro en fajas de rocas verdes (facies metamórfica de esquistos verdes). Estudios recientes de cambios que ocurren en rocas acompañando el desarrollo de foliación y que consideran balance de masas, han mostrado que los terrenos metamórficos regionales son grandes sistemas hidrotermales análogos a los sistemas a menor escala en corteza oceánica joven. Estos sistemas tienen la capacidad de lixiviar una amplia gama de componentes, incluyendo minerales de mena, desde un gran volumen de rocas de la corteza. Para que exista flujo en estos sistemas debe desarrollarse una permeabilidad regional. Las zonas de cizalle mayores pueden proveer tales conductos y este mecanismo permite explicar la existencia de numerosos depósitos de oro en zonas de cizalle particularmente del Arcaico (Precámbrico >2.500 Ma). 4. Procesos exhalativos superficiales: Existe un grupo de depósitos minerales llamados exhalativos que incluyen a los sulfuros masivos volcanogénicos (VMS), los que están asociados a secuencias volcánicas submarinas y a depósitos de sulfuros en secuencias sedimentarias (SEDEX; sedimentarios exhalativos). Actualmente existe consenso que estos depósitos se forman por efluentes hidrotermales submarinos, aunque no hay consenso si las soluciones que precipitan los sulfuros en los fondos marinos corresponden a fluidos de derivación magmática o de agua marina en circulación. Las fuentes termales submarinas conocidas como black smokers, porque parecen humos negros en las profundidades oceánicas, se descubrieron en los años 70s durante las investigaciones de los fondos marinos utilizando submarinos que alcanzan grandes profundidades (ALVIN). Estas son fuentes de fluidos a alta temperatura que son expulsados en el fondo marino (típicamente a ºC) en chimeneas de sulfuros 58

60 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. 5. Procesos Sedimentarios: Los procesos sedimentarios pueden dar origen a 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 59

61 Procesos Mineralizadores 13 embargo, para los efectos de este curso es más relevante la formación de depósitos metálicos por precipitación química tales como las formaciones de hierro bandeado (BIF: banded iron formations ) del Precámbrico, los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos y los depósitos sedimentarios de manganeso. Las formaciones de hierro bandeado se presentan en forma de secuencias que alcanzan centenas de metros de potencia y cientos a miles de kilómetros de corrida. Constituyendo enormes depósitos de óxidos de hierro que fueron depositados entre 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 60

62 Procesos Mineralizadores 14 principalmente por estos compuestos, los que si están mezclados no tienen valor. Sin embargo, si las lateritas tienen un solo metal concentrado, como el aluminio, pueden constituir depósitos económicos, excepto en las lateritas de Fe que son muy pobres como para ser de interés económico. Cuando una laterita está constituida de casi puro hidróxido de Al se denomina bauxita y es la principal mena de aluminio. Otros depósitos residuales de interés económico son los de níquel, los que se forman por meteorización intensa en climas tropicales de rocas ricas en Ni, tales como peridotitas y serpentinitas que tienen alrededor de 0.25% Ni. Durante la lateritización de tales rocas se libera el Ni, pero este rápidamente precipita ya sea con óxidos de Fe o en filosilicatos niquelíferos en la roca meteorizada debajo de la laterita. El cobalto también puede ser concentrado de la misma manera, pero generalmente es fijado en óxidos de Mn. Depósitos supérgenos: las aguas superficiales que percolan a través de cuerpos mineralizados de sulfuros hipógenos producen su oxidación y liberan solventes que disuelven otros minerales. La pirita es uno de los sulfuros más comunes y se descompone en hidróxidos de Fe y ácido sulfúrico. Las soluciones supérgenas pueden lixiviar cobre, zinc y plata, redepositandolos como sulfuros supérgenos (secundarios) inmediatamente debajo del nivel de aguas subterráneas; esto puede producir enriquecimiento del contenido metálico del mineral pre-existente. Tanto la zona superior oxidada, como la enriquecida por los procesos supérgenos de los depósitos tienen importancia económica: la primera porque en general los óxidos son más baratos de beneficiar y la segunda porque el mineral sulfurado con enriquecimiento supérgeno tiene mejores leyes que el mineral primario. Depósitos exóticos: La migración lateral de soluciones supérgenas a partir de depósitos cupríferos mayores, tales como los pórfidos cupríferos chilenos, puede transportar su contenido metálico a través de sistemas de paleodrenaje hasta distancias de 8 km del depósito fuente y producir mineralización cuprífera oxidada dentro de sedimentos o rocas del sustrato. Ej. Depósitos Mina Sur de Chuquicamata (Exótica), Damiana, El Tesoro, Sagasca, Hiquintipa. 61

63 TRANSPORTE Y PRECIPITACION DE METALES EN FLUIDOS HIDROTERMALES 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 -, NH 3, OH - y CH 3 COO - (otros están listados Seward y Barnes, 1997). En el caso de Cl -, si bien existen complejos que son más estables como por ejemplo As 3 S -3 6, 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 62 32

64 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, SO 4 2- tiende a HSO 4 - 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, CO 2 y H 2 S son componentes altamente volátiles cuya química acuosa es muy sensible a separaciones de fase o ebullición. La separación de CO 2 y H 2 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 S x 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

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

66 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 (FeF 2+ ), el cual es alrededor de cuatro ordenes de magnitud más estable que el complejo formado con el ion I. El SO 4 2- es también un ion duro, formando complejos estables, por ejemplo con Fe +2 (FeSO 4 0 ). Los metales blandos, en contraste a los metales duros, prefieren a donantes blandos donde la interacción del tipo blando-blando tienen mayormente un carácter covalente. De esta forma, los metales blandos se asocian con los haluros en una secuencia de estabilidad opuesta a la de los metales duros, F << Cl < Br < I, donde la interacción más estable es con el donante polarizable blando I (ej. metales blandos Ag + y Hg 2+ ). La tabla 1 muestra los metales y ligantes más comunes (de interes geoquímico) en terminos de su comportamiento duro-blando. Tabla 1 : Clasificación de algunos Metales y Ligantes (captores y donantes de electrónes) en terminos de su comportamiento duro (clase "a") o blando (clase "b"). Metales clase "a" Intermedio Metales clase "b" H +, Li +, Na +, K + Metales de transición divalen Cu +, Ag +, Au +, Au 3+ Be 3+, Ca 2+, Mg 2+, Sr 2+ tes, incluyendo Zn 2+, Pb 2+ Hg 2+, Cd 2+, Sn 2+ Al 3+, Fe 3+, Cr 3+,La 3+ y Bi 3+ Tl +, Tl 3+ Ligantes clase "a" Intermedio Ligantes clase "b" F -, OH -, NH3, NO3 - Cl -, Br - I -, HS -, S 2 O 2-3, HCO - 3, CO 2-3, HSO - 2-3, SO 4 SCN -, CN - H 3 SiO - 4, HPO , PO 4 CH 3 COO - Precaución es necesario en el empleo de esta clasificación duro-blando, porque ella es ambiente y temperatura dependiente, y se basa en agua como solvente a temperaturas 100ºC. A temperaturas más elevadas (fluidos hidrotermales) cambios en la estructura del agua dan lugar a un descenso de la constante dieléctrica. Mientras más bajo la constante dieléctrica del medio, más fuerte, más electroestáticas y más duro será la interacción entre un metal y un ligante. Haciendo uso de la teoría duro-blando, es posible predecir cuales complejos serán los de mayor relevancia en el transporte hidrotermal de metales. Estas predicciones deben eso si tomar en cuenta no solo la estabilidad de los complejos, pero también la disponibilidad de ligante. Por ejemplo, los complejos bromurados AgBr 0 y AgBr - 2, son más estables que su equivalente con cloro, AgCl 0 y AgCl - 2. Sin embargo, fluidos hidrotermales normalmente tienen en el orden de tres veces de magnitud más cloro 65 35

67 que bromo, haciendo a los complejos clorurados de plata potencialmente más importantes en el transporte. La plata forma también complejos bisulfurados muy estables, y fluidos hidrotermales tienen por lo general un contenido importante de sulfuro reducido, solo uno o dos ordenes de magnitud menos que el cloro, sugiriendo que estos complejos pueden ser - también importantes agentes de transporte. Complejos del tipo AgCO 3 (metal blando - ligante duro) son de baja estabilidad y probablemente de poca relevancia en transporte de mena hidrotermal. La debilidad fundamental en la evaluación de potenciales procesos es la falta de datos termodinámicos a alta temperatura y presión. Consecuentemente, el criterio duro-blando, siendo imperfecto, es de todos modos de considerable valor. Algunos metales como vanadio, cromo, molibdeno y tungsteno forman estables complejos aniónicos (ej. HWO 4 - ), pero existen pocos datos termodinámicos de alta temperatura. La formación de thio aniones con sulfuro reducido puede ser otra forma importante de transporte para estos metales (ej. WO 4-n S n 2- ). Estos thio- aniones pueden ser también importantes en el transporte de arsénico y antimonio. En el caso de los metales de transición la secuencia correlacionada de estabilidades de complejos queda modificada fundamentalmente porque la estabilidad de estos se halla influenciado por efectos de campo de los ligantes. En el caso de la primera fila de metales de transición bivalentes, el orden de estabildad con la mayoría de ligantes es Mn 2+ < Fe 2+ < Co 2+ < Ni 2+ < Cu 2+ > Zn 2+ 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 Pb 2+ y Zn 2+ 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 Pb 2+ libre y no se detecta PbCl 4 2-, mientras que en el caso del cloruro de Zn 2+, cabe destacar que ZnCl 3 - desaparece previo ZnCl 4 2- debido a motivos estequiométricos. La presencia de 66 36

68 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)

69 ZnCl 2-4 es considerablemente reducido y es indetectable a 350ºC. Condiciones similares se dan para Ag + y Fe 2+ (ej. FeCl + a 25ºC es la especie dominante, FeCl 0 2 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 WO 4 2-, 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 Mn 2+ + SO 4 2- <=> MnSO 4 0 el cambio parcial de volumen molar standard Vº = +7.4 cm 3 /mol a 25ºC, y la presión entonces favorecera la disociación de MnSO 4 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 Fe 3+ + Cl - <=> FeCl 2+ donde un incremento de presión de 1 a 2067 bares a 25ºC provoca un fuerte decrecimiento de la estabilidad del complejo FeCl 2+. 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) 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 68 38

70 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 = 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 ( 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 69 39

71 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 > Fe 2+. 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 70 40

72 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)

73 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 H 2 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 CaCO 3 (s) + 2H + (aq) <=> Ca 2+ (aq) + H 2 CO 3 (aq) entonces el incremento de ph asociado puede provocar precipitación de sulfuros ZnCl n 2-n (aq) + H 2 S (aq) <=> ZnS (s) + 2H + + ncl - Por 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 H 2 S (aq) + 2O 2 (aq) <=> 2H + + SO 4 2- y HS - (aq) + 2O 2 (aq) <=> H + + SO 4 2- Estos 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 H 2 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 ZnCl 4 2- (aq) + H 2 S (aq) <=> ZnS (s) + 2H + + 4Cl

74 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, 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, 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, Burnham, C.W. y Ohmoto, H. (1980). Late-Stage Processes of Felsic Magmatism. Mining Geology Special Issue, No. 8, Candela, P.A. (1994). Combined chemical and physical model for plutonic devolatization: A non-rayleigh fractionation algorithm. Geochimica et Cosmochimica Acta, 58, 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, 75 th Anniversary Volume, 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,

75 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 = Zn 2+ + S 2- K= a Zn 2+. as 2- Los valores de log K para ZnS a 25, 100 y 200ºC y ph neutro son , y Para HgS ellos son 46.8, y 31.4! Los metales son insolubles como iones simples y consecuentemente son transportados como complejos. Algunos ejemplos: ZnCl 2, PbCl4 2-, FeCl +, Au(HS) 2-, HWO4-, Pd(OH)2 Ligantes importantes: Cl-, H2Sº, HS-, H+, H2O, CO3, moléculas orgánicas. Zn Cl- = 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 WO H+ = HWO4-74

76 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+ + Cl- Para 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. adición simple de H2S o HSb. Reducción de especies oxidadas de azufre (SO4 2- o HSO4-) 3. Cambio de ph de la solución 4. Aumento de la concentración de metales 5. Descenso de la concentración de ligantes 75

77 Alteración Hidrotermal 1 ALTERACION HIDROTERMAL La alteración hidrotermal es un término general que incluye la respuesta mineralógica, textural y química de las rocas a un cambio ambiental, en térmicos químicos y termales, en la presencia de agua caliente, vapor o gas. La alteración hidrotermal ocurre a través de la transformación de fases minerales, crecimiento de nuevos minerales, disolución de minerales y/o precipitación, y reacciones de intercambio iónico entre los minerales constituyentes de una roca y el fluido caliente que circuló por la misma. Aunque la composición litológica inicial tiene una influencia en la mineralogía secundaria (hidrotermal), su efecto es menor que el debido a la permeabilidad, temperatura y composición del fluido. En efecto, la temperatura del fluido y el ph del mismo son los factores más relevantes en la asociación mineralógica resultante de los procesos de alteración hidrotermal, más que la litología. Ej., La asociación mineralógica: cuarzo, albita, feldespato-k, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se ha encontrado en basaltos en Islandia, areniscas en Imperial Valley, riolitas en Nueva Zelanda y andesitas en Indonesia. Esa asociación de minerales de alteración se ha producido en el rango de temperatura de 250º-280ºC. La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado primero a ópalo, smectita, calcita o zeolita y luego a minerales de arcilla. En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidad a la alteración de los minerales, a saber: Olivino > magnetita > hiperstena > hornblenda > biotita = plagioclasa El cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperaturas de 300ºC, pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primarios. La característica esencial de la alteración hidrotermal es la conversión de un conjunto mineral inicial en una nueva asociación de minerales más estable bajo las condiciones hidrotermales de temperatura, presión y sobre todo de composición de fluidos. La textura original de la roca puede ser modificada ligeramente o completamente obliterada por la alteración hidrotermal. La alteración hidrotermal es un tipo de metamorfismo que involucra la recristalización de la roca a nuevos minerales más estables bajo las condiciones hidrotermales. La caracteráitica distintiva de la alteración hidrotermal es la importancia del fluido hidrotermal en transferir constituyentes y calor. En efecto, la alteración hidrotermal involucra la circulación de volúmenes relativamente grandes de fluidos calientes atravesando las rocas permeables debido a la presencia de fisuras o poros interconectados. El fluido tiende a estar considerablemente fuera de equilibrio termodinámico con las rocas adyacentes y esto genera las modificaciones en la composición mineralógica original de las rocas, puesto que 76

78 Alteración Hidrotermal 2 componentes en solución y de los minerales sólidos se intercambian para lograr un equilibrio termodinámico. El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos estancados en los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente. Factores que controlan a la alteración hidrotermal de las rocas. a) Temperatura y la diferencia de temperatura ( tº) entre la roca y el fluido que la invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía original. b) Composición del fluido; sobre todo el ph del fluido hidrotermal: mientras más bajo el ph (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales. c) Permeabilidad de la roca: Una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de minerales generando permeabilidad secundaria en ellas. d) Duración de la interacción agua/roca y variaciones de la razón agua/roca. Mientras mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las modificaciones mineralógicas serán más completas. e) Composición de la roca; la proporción de minerales: es relevante para grados menos intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente independiente del tipo de roca original. f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales. Los dos factores iniciales temperatura y composición del fluido hidrotermal son lejos los más importantes para la mineralogía hidrotermal resultante de un proceso de alteración. Esto es relevante porque las asociaciones de minerales hidrotermales nos dan indicios de las condiciones en que se formaron depósitos minerales de origen hidrotermal. La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración. Sin embargo, se han propuesto los términos pervasividad para indicar la intensidad de la alteración y extensividad para indicar la distribución espacial de la alteración hidrotermal. Estos últimos términos fueron propuestos para cuantificar porcentualmente la intensidad y extensión de alteración hidrotermal. Sin embargo, en la práctica nunca se generalizó su uso en tal sentido, pero el término pervasivo se utiliza corrientemente para referirse a que tan penetrativa es la alteración de las rocas. Una alteración pervasiva se refiere a aquella en 77

79 Alteración Hidrotermal 3 que una roca está completamente alterada en todo su volumen, en contraposición a alteraciones poco pervasivas donde la alteración se limita a las vecindades de las fracturas por donde circuló el fluido, pero las partes masivas de las rocas están inalteradas. Productos típicos de reemplazo por alteración Aunque como se indicó anteriormente dependiendo de la intensidad de la alteración la mineralogía final hidrotermal puede no ser influenciada por la composición mineralógica inicial de la roca. La composición de algunos minerales proporciona los componentes para ciertos minerales hidrotermales, a saber: Mineral Original Vidrio Volcánico Magnetita/ilmenita/titanomagnetita Piroxena/anfíbola/olivino/calcita/biotita Plagioclasa cálcica, biotita Plagioclasa cálcica Ortoclasa/sanidina Productos de reemplazo hidrotermal 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 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 H 2 S, la solución ácida resultante (por la presencia de H 2 SO 4 ) 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. 78

80 Alteración Hidrotermal 4 La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes. Ciertos componentes son extraídos selectivamente de las rocas de caja y son agregados al fluido y otros componentes (incluyendo metales de mena) son selectivamente incorporados por las rocas (o forman una cubierta sobre ellas) y son removidos del fluido hidrotermal. El resultado de este proceso depende de las condiciones físicas en la interfase fluido-roca y en las cantidades relativas de fluido y roca involucradas en el proceso de intercambio químico (razón agua/roca). Solo la roca alterada es el resultado visible del proceso, porque el fluido es removido del sistema, a excepción de posibles inclusiones fluidas en los minerales precipitados. Algunos tipos de alteración involucran solo una transferencia en un sentido del fluido a la roca o viceversa, a saber: Ganancia o pérdida de Hidratación / deshidratación, H 2 O Carbonatación / decarbonatación, CO 2 Oxidación / reducción, O 2 Sulfuración / reducción S 2 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 Mg 2+ por Ca 2+ (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 Ca 2+ 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. 79

81 Alteración Hidrotermal 5 El comportamiento típico de los elementos mayores durante la alteración hidrotermal en rocas volcánicas reaccionando con un fluido caliente son los siguientes: Elemento mayor Cambio Mineral hidrotermal en el que se incorpora SiO2 Agregado Cuarzo, cristobalita, silicatos TiO2 No cambia Esfena, leucoxeno Al2O3 Agregado y removido Muchos silicatos, algunos óxidos. Fe2O3 y FeO Agregado y removido Cloritas, pirita, pirrotita, siderita, epidota, hematita. MnO No cambia MgO Removido Clorita, biotita CaO Agregado y removido Calcita, wairakita, epidota, prehnita, anhidrita, montmorillonita, esfena, fluorita, zeolitas, wollastonita Na2O Agregado y removido Albita K2O Agregado Adularia, illita, alunita, biotita CO2 Agregado Calcita, siderita S, SO3 Agregado Anhidrita, alunita, pirita, pirrotina, baritina H2O Agregado Todas las arcillas, epidota, prehnita, zeolitas, diasporo, pirofilita, anfíbolas P2O5 No cambia o agregado Apatita Cl Removido Halita F Agregado o no cambia 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 +, Ca 2+, 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 - = H 2 O 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. 80

82 Alteración Hidrotermal 6 Ejemplo: Alteración hidrotermal de plagioclasa sericita arcillas cuarzo En términos químicos esto se puede representar por las reacciones siguientes: Andesina sericita cuarzo 0.75 Na 2 CaAl 4 Si 8 O H + + K + = KAl 3 Si 3 O 10 (OH) Na Ca SiO 2 Sericita (mica potásica) caolinita KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 + H H 2 O = 1.5 Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + K + Caolinita Cuarzo 0.5 Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 3H + = SiO H 2 O + Al 3+ Otros ejemplos de hidrólisis: Andesina caolinita cuarzo Na 2 CaAl 4 Si 8 O H + + 2H 2 O = 2 Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4SiO 2 + 2Na + + Ca 2+ Sericita pirofilita cuarzo KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 + H + + 3SiO 2 = 1.5 Al 2 Si 4 O 10 (OH) 4 + 4SiO 2 + 2Na + + Ca + Albita montmorillonita-na cuarzo 1.17 NaAlSi 3 O 8 + H + = 0.5 Na 0.33 Al 2.33 Si 3.67 O 10 (OH) SiO 2 + Na + Montmorillonita caolinita cuarzo 3 Na 0.33 Al 2.33 Si 3.67 O 10 (OH) 2 + H H 2 O = 3.5 Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 + 4SiO 2 + Na + Sericita alunita cuarzo KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 + 4H + + 2SO 2- = KAl 3 (SO 4 ) 2 (OH) 6 + 3SiO 2 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 SiO 2 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. 81

83 Alteración Hidrotermal 7 Clasificación de Alteración Hidrotermal La alteración hidrotermal produce un amplio rango de mineralogía, abundancia mineral y texturas en distintas rocas. Esto hace que sea complicado tener un criterio uniforme para la clasificación de tipos de alteración. Los autores de mapeos y de estudios de alteración generalmente han simplificado sus observaciones clasificando las rocas alteradas en grupos. El método más simple es mediante la utilización del mineral más abundante y más obvio en la roca alterada. De ahí derivan denominaciones como: Denominación Silicificación Sericitización Argilización Cloritización Epidotización Actinolitización Etc. Presencia dominante de sílice o cuarzo sericita minerales de arcilla clorita epidota actinolita Aunque esta nomenclatura simple se emplea comúnmente, en realidad los minerales de alteración no se presentan individualmente sino que forman ciertos grupos o asociaciones de minerales de alteración. Otra aproximación al problema de clasificar alteraciones hidrotermales es basarse en los cambios químicos dominantes durante la alteración. Un ejemplo de esto son los términos: metasomatismo de hidrógeno, metasomatismo portásico o metasomatísmo de flúor. Sin embargo, esta clasificación no es muy práctica debido a que son varios los elementos que son introducidos o removidos de las rocas en distintas proporciones, lo que complica este tipo de clasificación en detalle. Es más práctico clasifica las alteraciones hidrotermales por la asociación de minerales de alteración presentes en las rocas. Una asociación de minerales de alteración refleja las condiciones de temperatura, presión, composición química del fluido hidrotermal, mineralogía de la roca original y el tiempo que tomó para lograr un equilibrio termodinámico entre la roca y el fluido. Se requiere una observación detallada de los minerales y sus texturas para identificar la asociación de minerales correcta. Por otra parte, existe una variedad de términos para designar tipos de alteración basados en este criterio que han usado diferentes autores. Ej. alteración argílica intermedia y avanzada, propilítica, biotita-ortoclasa. No siempre los términos para tipos de alteración han sido utilizados con un criterio uniforme por distintos autores. Por ejemplo el término alteración fílica fue originalemente propuesto por Burnham (1962) para incluir alteraciones que produzcan filisilicatos, tanto alteraciones sericíticas, como biotíticas. Sin embargo, Lowell y Gilbert (1970) y otros autores en adelante han usado el término alteración fílica a rocas con alteración serícítica o cuarzo-sericítica. 82

84 Alteración Hidrotermal 8 Figura 1 (a-e). Asociaciones minerales de ocurrencia común en los principales tipos de alteración en rocas alumino-silicatadas; el cuarzo usualmente está presente en todas (basado en Meyer y Hemley, 1967). A altas temperaturas se presenta andalucita en alteración argílica avanzada. Puntos entre sericita y clorita indican separación de tipos (tomado de Rose y Burt, 1979). Meyer y Hemley (1967) clasificaron la alteración hidrotermal en los tipos: propilítica, argílica intermedia, argílica avanzada, sericítica y potásica (Fig. 1). Propilítica: Presencia de epidota y/o clorita y ausencia de un apreciable metasomatismo catiónico o lixiviación de alcalis o tierras alcalinas; H2O, CO2 y S pueden agregarse a la roca y comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. Este tipo de alteración representa un grado bajo de hidrólisis de los minerales de las rocas y por lo mismo su posición en zonas alteradas tiende a ser marginal. Argílica Intermedia: Importantes cantidades de caolinita, montmorillonita, smectita o arcillas amorfas, principalmente reemplazando a plagioclasas; puede haber sericita acompañando a las arcillas; el feldespato potásico de las rocas puede estar fresco o también 83

85 Alteración Hidrotermal 9 argilizado. Hay una significativa lixiviación de Ca, Na y Mg de las rocas. La alteración argílica intermedia representa un grado más alto de hidrólisis relativo a la alteración propilítica. Sericítica o cuarzo-sericítica: Ambos feldespatos (plagioclasas y feldespato potásico) transformados a sericita y cuarzo, con cantidades menores de caolinita. Normalmente los minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración. Argílica avanzada: gran parte de los minerales de las rocas transformados a dickita, caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo. Este tipo de alteración representa un ataque hidrolítico extremo de las rocas en que incluso se rompen los fuertes enlaces del aluminio en los silicatos originando sulfato de Al (alunita) y óxidos de Al (diásporo). En casos extremos la roca puede ser transformada a una masa de sílice oquerosa residual ( vuggy silica en inglés). Potásica: Alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita. Esta alteración corresponde a un intercambio catiónico (cambio de base) con la adición de K a las rocas. A diferencia de las anteriores este tipo de alteración no implica hidrólisis y ocurre en condiciones de ph neutro o alcalino a altas temperaturas (principalmente en el rango 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 84

86 Alteración Hidrotermal 10 magma o por incorporación de fluidos provenientes de la deshidratación de las rocas intuidas. Figura 2. Asociaciones de minerales de alteración comunes en sistemas hidrotermales (tomado de Corbett y Leach, 1998). 85

87 Alteración Hidrotermal 11 Corbett y Leach (1998) publicaron un diagrama de clasificación de tipo de alteración hidrotermal en que se incluyen los principales tipos clásicos de tipos de alteración ordenados en función del ph del fluido y de la temperatura (Fig. 2). Estos autores separaron además grupos caracterizados por ciertos minerales a saber: Grupo de la Sílice: estos son los únicos minerales estables en forma significativa en fluidos de ph bajo (<ph 2; Stoffregen, 1987). - Sílice opalina, cristobalita y tridimita ocurren en ambiente superficial de un sistema hidrotermal. Típicamente a tº<100ºc. - Cuarzo es el mineral principal a mayores temperaturas. A ph más altos se forma sílice amorfa a tº<100ºc. El cuarzo está siempre presente prácticamente a >100ºC, pero se puede formar sílice amorfa de un fluido a 200ºC si este se enfría rápidamente. - Calcedonia generalmente se forma en el rango 100º-200ºC Grupo de la Alunita: Un fluido con un ph ligeramente superior a 2, forma alunita en un amplio rango de tº (Stoffregen, 1987). Esta se presenta con andalusita a altas tº (típicamente >350º-400º) y con corindón a temperaturas aún mayores (> ºC). 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 H 2 S, 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. 86

88 Alteración Hidrotermal 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 (< ºC), y pirofilita se forma a profundidades mayores y a mayor temperatura. En un rango intermedio entre ambos se forma dickita. Localmente se encuentra diásporo con alunita y/o minerales del grupo del caolín, comúnmente en zonas de intensa silicificación, donde este se forma a expensas de pirofilita por la reacción: Cuarzo + diásporo pirofilita (Hemley et al., 1980) Grupo de la Illita: En fluidos con un ph 4-6 dominan los minerales del grupo de la illita y coexisten con el grupo del caolín en ph del fluido 4-5, dependiendo de la temperatura y salinidad del fluido. Las relaciones profundidad/tº del grupo de la illita están bien documentadas tanto de cuencas sedimentarias como de campos geotermales activos. A baja tº se presenta smectita (< º), illita-smectita interlaminada a alrededor de ºC, illita a aprox ºC, y muscovita >250ºC. La sericita es una muscovita de grano fino que puede contener alguna illita y es transicional entre la illita y muscovita bien cristalizada. El contenido de smectita dentro de las arcillas interlaminadas de illita-smectita decrece progresivamente al aumentar la temperatura sobre el rango ºC. La cristalinidad de la illita y sericita aumentan con el aumento de la tº y pueden monitorearse con análisis de XRD. Los cambios de cristalinidad de la muscovita también pueden ser monitoreados con XRD; al aumentar la tº hay un cambio progresivo desde una mica 1M desordenada a una muscovita bien cristalizada 2M. En algunos sistemas se presenta paragonita (cuando la plagioclasa es albita). La mica de vanadio roscoelita y la mica de cromo fuchsita se presentan cuando los fluidos han migrado a través de rocas máficas. Grupo de la Clorita: en condiciones levemente ácidas a neutras de ph los minerales clorita-carbonatos son dominantes, coexistiendo con el grupo de la illita en ambientes cuyo ph es 5-6. Clorita-illita interlaminada ocurre a baja tº gradando a clorita a mayor tº. Grupo de los Calco-silicatos: estos minerales se forman en condiciones de ph neutro a levemente alcalino. En condiciones frías se forma zeolitas-clorita-carbonato y epidota seguida de anfíbolas secundarias (princ. Actinolita) se desarrollan progresivamente a mayores temperaturas. Las zeolitas son particularmente sensitivas a la tº. Zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan en 87

89 Alteración Hidrotermal 13 condiciones frías ( ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita ( ºC) y wairakita ( ºC) se presentan progresivamente en niveles más profundos y calientes del sistema hidrotermal. En algunos sistemas se encuentra prehnita y/o pumpellita a temperaturas de ºC, asociadas a veces con epidota. La epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de ºC y como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (> ºC). La actinolita es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas > ºC. Los carbonatos se encuentran en un amplio rango de ph y de temperatura y se asocian con caolín, illita, clorita, y fases calco-silicatadas. Una zonación de minerales carbonatados que se correlaciona con el aumento de ph se encuentra en muchos sistemas hidrotermales. Carbonatos de Fe-Mn (siderita, rodocrosita) coexisten con caolín y arcillas del grupo de la illita, mientras que carbonatos de Ca-Mn-Mg-Fe mezclados (rodocrosita- ankeritakutnahorita-dolomita) coexisten con arcillas del grupo de la illita y cloríticas, y los carbonatos de Ca-Mg (calcita-dolomita) coexisten con clorita-minerales calco-silicatados. Esta zonación se interpreta como el reflejo de la decreciente movilidad del Fe, Mn y Mg al aumentar progresivamente el ph del fluido. Los carbonatos se presentan típicamente en todos los niveles de sistemas hidrotermales, desde la superficie hasta ambientes de tipo pórfido o skarn. Los feldespatos están asociados tanto con clorita como con minerales calco-silicatados. Los feldespatos secundarios son generalmente estables en condiciones de ph neutro o alcalino. La albita se presenta cuando los fluidos tienen una alta razón ana+/ak+ y feldespato potásico a bajas razones ana+/ak+. Adularia se presenta como especie de feldespato secundario de baja tº en sistemas epitermales, mientras la ortoclasa en alta tº dentro de ambiente de tipo pórfido (>350 a 550ºC). La adularia se presenta en condiciones permeables de alto flujo de fluido y la albita bajo permeabilidad baja. Los sulfatos se encuentran en amplios rangos de tº y regímenes de ph en sistemas hidrotermales. Mientras la alunita (sulfato de aluminio) se forma en condiciones de bajo ph (<3-4), la anhidrita (sulfato de calcio) se forma a ph más alto y tº > ºC, 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,

90 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 (FeCr 2 O 4 ), 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. 89

91 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. 90

92 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. Estos pueden representar el avance incompleto del frente de reemplazo. Sin embargo, los entrecrecimientos vermiculares también se 3. Formación de entrecrecimientos vermiculares: en distintos sitios a lo largo de grietas y en los límites de áreas no relacionadas con direcciones cristalográficas. 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. 91

93 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. 92

94 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 93

95 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 (Ag 16 Sb 2 S 11 ) atacada por soluciones ricas en Ag, un cristal de polibasita se transformará primero en acantita (Ag 2 S) 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. 94

96 Texturas 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. 95

97 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 96

98 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 97

99 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 98

100 Texturas 11 permanecerían indefinidamente en solución. La presencia de metales raros en psilomelano o wad se debe a esto. 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 H 2 S. La acción reductora de l H 2 S 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 Texturas de menas y características de minerales en secciones pulidas con luz reflejadas pueden ser vistas en la página web: 99

101 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. 100

102 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. 101

103 Inclusiones Fluidas 1 INCLUSIONES FLUIDAS El crecimiento de cristales a partir de un fluido hidrotermal puede llegar a atrapar gases o líquidos dentro de imperfecciones de la estructura cristalina, al formarse cavidades que se cierran y quedan selladas a medida que el cristal sigue creciendo. Consecuentemente, las inclusiones fluidas ocupan cavidades microscópicas que quedan dentro de minerales depositados a partir de una solución hidrotermal, mismas que pueden contener distintas fases, a saber: líquidos, sólidos y/o gases. En inclusiones primarias el contenido corresponde al fluido hidrotermal atrapado durante la cristalización del mineral y representa una pequeña muestra de la solución hidrotermal original. El tamaño de estas inclusiones usualmente varía entre 3 y 20 µm (aunque puede variar entre 1 a 100 µm). Las inclusiones fluidas se producen tanto en minerales traslúcidos (Ej. cuarzo, calcita esfalerita, etc.), como en minerales opacos (Ej. calcopirita, pirita, magnetita, etc.), pero solamente se pueden estudiar ópticamente en los minerales traslúcidos o transparentes, aunque ha habido algunos intentos recientes de estudiar inclusiones fluidas en minerales opacos utilizando rayos infrarrojos. Para estudiar inclusiones fluidas se realizan secciones finas pulidas por ambos lados, las que pueden observarse en un microscopio y calentadas o enfriadas en una platina especialmente diseñada para este propósito. Las inclusiones fluidas están presentes en casi todo cuarzo lechoso y pueden observarse con aumentos grandes en cualquier microscopio petrográfico. Las inclusiones fluidas permiten obtener datos del sistema hidrotermal en el que se formó el mineral: Temperatura (geotermometría) Presión (geobarometría) composición general del fluido 102

104 Inclusiones Fluidas 2 densidad del fluido Las suposiciones básicas para el uso de las inclusiones fluidas son: 1. La inclusión atrapa un fluido hidrotermal homogéneo antes de enfriarse (dentro de una inclusión fluida actual hay un conjunto de fases, pero fue un solo un fluido en el momento del atrapamiento a temperaturas elevadas). Dentro de las inclusiones pueden haber cristalizado fases sólidas o minerales hijos al disminuir la temperatura y presentarse una burbuja de gas, pero originalmente los componentes estaban disueltos en un fluido homogéneo. 2. m = K; el sistema es cerrado, no hay pérdidas de fluido y la masa ha permanecido constante. 3. v = K; el volumen ha permanecido constante. En ambientes sedimentarios y metamórficos puede haber problemas con el volumen o masa de inclusiones fluidas (pueden haber variado), lo que inutiliza o complica su utilización para determinar condiciones físicas de atrapamiento en estos casos. Asimismo, en ocasiones se observa que inclusiones en minerales hidrotermales se han estrangulado desùes de su formación, lo cual también las inutiliza para determinaciones termométricas. Los minerales hijos comunes en inclusiones fluidas son halita, silvita, magnetita, anhidrita, calcopirita, pirita y otras sales. Estas pueden identificarse por sus características ópticas o cristalográficas o por técnicas de microanálisis. 103

105 Inclusiones Fluidas 3 Si originalmente se atrapa un líquido homogéneo (L) a cierta presión y temperatura; este líquido al enfriarse se mantiene a lo largo de una línea de isodensidad en el diagrama de fases del H2O hasta interceptar la línea líquido - vapor, donde se origina una burbuja (L+V) y continua su enfriamiento por la línea de fase líquido - vapor. Gráfico mostrando la trayectoria al descender la temperatura en un diagrama de fases de H2O de un líquido (L) atrapado en una inclusión fluida (V= vapor). Si tenemos una inclusión fluida con líquido + vapor, en el laboratorio podemos revertir el proceso calentando la inclusión fluida hasta el punto en que desaparece la burbuja y registrar esta temperatura que es la temperatura de homogenización. La temperatura de homogenización es una temperatura mínima del atrapamiento del fluido hidrotermal (menor que la temperatura verdadera) ya que no conocemos la presión a la que fue atrapada. tº de atrapamiento tº de homogenización = corrección por presión La corrección de presión no es significativa en depósitos formados a bajas temperaturas y poca profundidad con fluidos salinos y densos, habitualmente en estos casos la corrección no excede de 25ºC. Sin embargo, en minerales formados a altas temperaturas a partir de fluidos de baja salinidad y a profundidades mayores de 10 Km, la corrección puede exceder de 300ºC. La corrección de presión se puede realizar si existen datos independientes de la profundidad en que se emplazó el depósito mineral hidrotermal y si la depositación ocurrió en condiciones de presión hidrostática o litostática. Si se atrapa una fase vapor (V) la inclusión se enfriará a lo largo de una línea casi paralela con el eje de la temperatura y aparecerá líquido al interceptar la línea de fase líquido vapor (L+V). Una inclusión rica en vapor no dará una buena estimación de la temperatura, porque las líneas de isodensidad son planas y porque en el microscopio es muy difícil 104

106 Inclusiones Fluidas 4 apreciar la homogenización de una inclusión fluida rica en vapor; pero puede dar una estimación de la presión de atropamiento (ver más abajo). Gráfico indicando la trayectoria al descender la temperatura de un vapor (V) atrapado en una inclusión (L= líquido). Si el mineral se depositó en condiciones de ebullición del fluido hidrotermal en el diagrama de fases del H2O esto corresponde a una posición en la línea de fase líquido vapor y las inclusiones formadas tendrán distintas proporciones de líquido y vapor. Gráfico indicando la trayectoria al descender la temperatura de un fluido de dos fases (agua en ebullición; L= líquido, V= vapor). 105

107 Inclusiones Fluidas 5 Si existen en un mineral hidrotermal coexisten inclusiones ricas en vapor y líquidas se puede obtener una buena estimación de la temperatura y presión verdaderas de atrapamiento. Sin embargo, cabe señalar que las condiciones para la ebullición de un fluido hidrotermal solo se dan en condiciones cercanas a la superficie y en condiciones hidrostáticas. Por otra parte, los fluidos hidrotermales son en general soluciones salinas y otro antecedente de interés a obtener de las inclusiones fluidas es la salinidad del fluido atrapado y esto se obtiene en términos relativos a partir de la temperatura de fusión de una inclusión, la que es dependiente de la salinidad de l fluido. Para determinar la temperatura de fusión se congela la inclusión, con nitrógeno líquido, mucho más allá de la temperatura de solidificación, porque por razones cinéticas no se congela inmediatamente. Luego se deja que su temperatura vuelva a subir gradualmente y se llega al punto en que comienza a derretirse, el que corresponde a la composición del eutéctico de 23,3% NaCl, luego comienza a disolverse la sal y cuando desaparece el último cristal de hielo se mide la temperatura. Esta última es la que interesa. La temperatura de fusión permite determinar la salinidad del fluido en % peso NaCl equivalente de acuerdo a curvas determinadas experimentalmente. Cabe señalar que las inclusiones frecuentemente tienen otras sales disueltas Ej. KCl, CaCl, etc., pero como la determinación es indirecta se asume un sistema simple de H2O + NaCl y se determina la salinidad relativa a este sistema. Ahora bien existen fórmulas que permiten el cálculo numérico de la salinidad, a saber: a) cuando no hay sales (sólidas) en la inclusión, la salinidad puede determinarse por la fórmula planteada por Potter (1977): % peso NaCl eq. = 1,76958θ - 4,2384 x 10-2 θ 2 x 5,2778 x 10-4 θ 3 ± 0,028 NaCl eq. Molar = 0,30604θ - 2,8598 x 10-3 θ 2 + 4,8690 x 10-6 θ 3 ± 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, ,0072t + 0,000106t 2 ± 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). 106

108 Inclusiones Fluidas 6 También puede estimarse la salinidad de inclusiones fluidas utilizando la temperatura de disolución de las halita o silvita del gráfico de Shepperd et al. (1985). Gráfico de Shepperd et al. (1985) indicando las curvas de solubilidad para NaCl y KCl; en el eje X temperatura de disolución de halita o silvita y en el eje Y salinidad del fluido en la inclusión. Ahora bien, si en la inclusión existe halita (NaCl) y silvita (KCl) es posible calcular una salinidad en % peso de NaCl + KCl equivalente, pero la estimación debe realizarse en un diagrama ternario de H2O - NaCl - KCl. Porción del sistema NaCl-KCl- H2O 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 107

109 Inclusiones Fluidas 7 la línea B-C, hacia el NaCl. En el punto C (330ºC), todos los sólidos se habrán disuelto, resultando en una solución de composición C (28% en peso de NaCl, 24% en peso de KCl y 48% en peso de H2O). Si existió ebullición coexistirán inclusiones fluidas ricas en líquido con inclusiones ricas en vapor y ambas deberían homogenizarse dentro de un mismo rango de temperatura tanto a líquido como a vapor respectivamente (haciendo la salvedad que no es fácil determinar al microscopio la temperatura de homogenización de inclusiones ricas en vapor porque estas homogenizan justamente a vapor y es casi imposible apreciar la fina película de líquido que queda dentro de la inclusión antes que llegue a ser vapor homogéneo). Dadas estas condiciones la presión de vapor puede usarse para estimar la profundidad de atropamiento (presión) asumiendo condiciones de presión hidrostática (sistema hidrológico abierto hacia la superficie) como se muestra en la figura siguiente. Isotermas del sistema H2O-NaCl, mostrando la relación existente entre la temperatura de ebullición, la presión en bares y el contenido salino de la solución (X = indica la saturación de la halita a temperatura ambiente). En este caso particular la fórmula que relaciona la presión con la profundidad es: P = hρg Donde h = profundidad P = presión ρ = densidad g = aceleración de gravedad Para siplificar los cálculos la profundidad (h) se expresa en m y la presión P en bares (Shepperd et al., 1985). En la mayoría de los estudios de inclusiones fluidas (en casi todos en realidad) la presión no se determina a partir de las inclusiones. Muchas inclusiones son atrapadas a presiones mayores que su presión de vapor y generalmente la presión a que esto ocurrió se determina a partir de evidencias geológicas independientes de la profundidad de la cubierta al tiempo del atropa miento (Ej. a partir de reconstrucciones geológicas del material removido por erosión desde la formación del yacimiento); entonces esta presión se usa junto con datos termodinámicos para soluciones apropiadas para calcular la corrección por presión. Sin embargo, normalmente habrá incerteza en la composición del fluido y a priori no se puede asegurar si la inclusión fluida fue atrapada en condiciones hidrostáticas o litostáticas, de modo que habitualmente esta condición debe ser supuesta. Consecuentemente, generalmente la geobarometría de inclusiones fluidas es poco precisa y no es exacta ya 108

110 Inclusiones Fluidas 8 que algunos de los métodos comunes usados para determinar presión de inclusiones fluidos dan valores de presión erróneos (Roedder, 1984). Por otra parte, la densidad del fluido atrapado en una inclusión fluida puede derivarse de las relaciones de fase y la temperatura de homogenización de la inclusión. Esta es la única manera que tenemos de estimar la densidad del fluido hidrotermal que circuló durante la formación de un depósito mineral, lo que tiene importancia dado que la circulación de fluidos hidrotermales se debe principalmente a diferencias de densidad. Tipos de inclusiones Primarias : atrapadas durante el crecimiento del cristal a partir de un fluido hidrotermal. 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 109

111 Inclusiones Fluidas 9 - forma de cristal negativo (hueco con forma cristalina del mineral que contiene la inclusión fluida) Las aplicaciones de los estudios de inclusiones fluidas en geología económica son en la investigación de los procesos de mineralización y en la exploración minera en la determinación de las condiciones de formación de los prospectos o blancos de exploración. En algunas inclusiones puede ocurrir el fenómeno de estrangulamiento debido a depositación de minerales (ej. sílice), esto genera inclusiones secundarias que no pueden entregar ninguna información útil para determinar las condiciones de formación de los cristales formados a partir de fluidos hidrotermales. Las inclusiones formadas a <60ºC serán homogéneas, sin burbuja. En rocas sedimentarias existen inclusiones fluidas que contienen petróleo; para determinar si se trata de petróleo se requiere un microscopio dotado de luz ultravioleta, lo que produce la fluorescencia del hidrocarburo. Nash (1976; USGS Professional Paper 907D) presentó una clasificación de inclusiones fluidas basada en las fases observables a temperatura ambiente; esto tiene importancia genética. Tipo I Líquidas con una pequeña burbuja de vapor, sin minerales hijos: originadas por un fluido subsaturado, rico en H 2 O (líquido), <26% en peso de NaCl eq; se homogenizan a líquido al calentarlas. Tipo II Liquidas con una gran burbuja de vapor, sin minerales hijos: fluido original rico en vapor; al calentarlas la burbuja se expande y se homogenizan a vapor. Tipo III Polifases (líquido+vapor+sólidos), contienen uno o más minerles hijos: fluido original saturado, con >26% NaCleq., contienen fases sólidas halita o silvita a temperatura ambiente. Existen dos subtipos (a) fluido subsaturado al atrapamiento; al calentarlas desaparece primero la sal y luego la burbuja y (b) fluido saturado al atrapamiento: al calentarlas desaparece primero la burbuja y luego la sal. Tipo IV Dos líquidos y minerales hijos. Son inclusiones con CO 2 ; típicamente presentan doble burbuja, porque incluyen líquido rico en H 2 O y líquido rico en CO 2 y vapor + CO 2 gaseoso, además de fases sólidas. 110

112 Inclusiones Fluidas 10 Tipo V CO2 líquido con vapor, sin minerales hijos. Contienen agua líquida, CO 2 líquido y una burbuja pequeña de vapor. Corresponden a un fluido subsaturado en sales y rico en CO 2. Aunque no relacionadas con procesos hidrotermales existen también las inclusiones fluidas de petróleo: desde traslúcidas a negras; se puede determinar microscopio con luz ultravioleta por la fluorescencia de los hidrocarburos. La presentación de datos de inclusiones fluidas se realiza mediante histogramas en los que se representan las temperaturas de homogenización medidas y mediante gráficos xy en los que se plotean la salinidad de las inclusiones versus la temperatura de homogenización. Como se indicó anteriormente la ebullición del fluido hidrotermal producirá el atrapamiento de fluidos en la línea de fase entre líquido y vapor, consecuentemente las evidencias de ebullición en inclusiones fluidas serán: 1 Coexistencia de inclusiones ricas en líquido y ricas en vapor en las cuales el atrapamiento fue contemporáneo (Cuidado: un mineral con microfracturas puede 111

113 Inclusiones Fluidas 11 contener 2 tipos de inclusiones ricas en líquido y ricas en vapor, pero formadas en distintos períodos; en este caso no son evidencia de ebullición). 2 La temperatura de homogenización es igual en ambos tipos de inclusiones 3 La salinidad debe corresponder entre ambos tipos de inclusiones. Problemas: Obtener la salinidad de inclusiones ricas en vapor normalmente es imposible en el laboratorio. En términos reales es bastante improbable obtener la misma temperatura de homogenización. La temperatura de homogenización de una inclusión rica en vapor es casi imposible de obtener. En depósitos epitermales las inclusiones ricas en vapor se ven negras al microscopio, de modo que nunca se ve líquido y no es posible determinar una temperatura de homogenización. La mejor evidencia de ebullición es una zona de crecimiento de un cristal con inclusiones ricas en líquido e inclusiones ricas en vapor. (Precaución: el estrangulamiento de inclusiones fluidas puede producir lo mismo). Si existen inclusiones de una sola fase líquida con inclusiones de líquido con burbuja esto es el resultado de estrangulamiento y no evidencia de ebullición. Si coexisten inclusiones de vapor con contenido variable de líquido pero aproximadamente del mismo tamaño e inclusiones líquidas que tiene la misma relación vapor/líquido y distinto tamaño; estas son buenas evidencias de ebullición. Inclusiones en Pórfidos Cupríferos; Ej. Pórfido Santa Rita (Reynolds y Beane, 1985). Venillas tempranas cuarzo, feldespato-k, biotita a) Inclusiones de tres fases (líquido, vapor, sal) en que la sal se disuelve primero al calentarlas y luego desaparece la burbuja (subsaturadas al entrampamiento), con temperaturas de homogenización >775ºC; >40% NaCleq. b) Inclusiones de tres fases en las que desaparece primero la burbuja al calentarlas y luego se disuelve la sal (saturadas al entrampamiento), con temperaturas de homogenización entre 250º-500ºC; >40% NaCleq. c) Inclusiones ricas en vapor (H2O + CO2) que homogenizan entre 300º-500ºC d) Inclusiones ricas en líquido que homogenizan a temperaturas entre ºC, con <15% NaCleq. Venillas tardías: Clorita, feldespato-k, calcopirita, pirita Cuarzo, sericita, pirita Contienen: e) inclusiones ricas en líquido que homogenizan entre ºC, con <15% NaCleq y corresponden a fluidos meteóricos. Las inclusiones (a, b y c) se atribuyen a fluidos de derivación magmática; las inclusiones a y c representarían una separación de fases a altas temperaturas (líquido salino + vapor 112

114 Inclusiones Fluidas 12 diluido), las inclusiones b corresponderían a un líquido saturado en sales por pérdida de vapor. Las inclusiones d podrían ser de derivación magmática, pero de acuerdo a datos isotópicos de oxígeno e hidrógeno corresponden a aguas meteóricasy lo mismo es válido para las (e). Todos estos tipos de inclusiones resultan del atrapamiento del mismo fluido hidrotermal en diferentes posiciones del espacio presión-temperatura. En yacimientos epitermales Son muy abundantes las inclusiones primarias ricas en líquido y ocasionalmente se presentan además inclusiones ricas en vapor (ebullición). Las temperaturas de homogenización frecuentemente son <290ºC y las salinidades son variable, pero en general <12% NaCl eq. En fuentes termales (campos geotérmicos) Inclusiones fluidas con proporciones altamente variables de vapor/líquido, estrangulamiento común. Las temperaturas de homogenización <200ºC y las salinidades <2% NaCl eq. Bibliografía Nash, J.T., Fluid inclusión petrology data from porphyry copper deposits and applications to exploration. U.S.G.S. Professional Paper 907D, 16 p. Potter. R.W., Pressure correction for fluid inclusions homogenization temperatures based on the volumetric properties of the system NaCl H2O. U.S. Geological Survey Journ. Res. 5, p Reynolds, T.J., and Beane, R.E., Evolution of hydrothermal fluid characteriustics at the Santa Rita, New Mexico, porphyry copper deposit. Economic Geology, Agosto Roedder, E., Fluid Inclusions. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, Vol. 12, 644 p. Shepperd, T., Rankin, A.H., and Alderton, D.H.M., A practical guide to fluid inclusions studies, Blakie, Glasgow, 235 p. 113

115 LA VISUALIZACIÓN GRÁFICA DE REACCIONES DE ESTABILIDAD DE MINERALES HIDROTERMALES. Richard E. Beane, A graphic view of hydrothermal mineral stabilities, In: Lenz, D.R., (editor) Alteration Processes Associated with Ore-Forming Systems: Geological Association of Canada, Short Course Notes, V.11, p La alteración ha sido reconocida desde hace tiempo como parte integral de los sistemas mineralizados, particularmente de aquellos que involucran fluidos hidrotermales. El Glosario de la AGI (Bates and Jackson, 1980) define alteración como: Cualquier cambio en la composición mineralógica de una roca producido por medios químicos o mecánicos, especialmente por la acción de soluciones hidrotermales. La alteración es un sustantivo y generalmente se piensa que corresponde a los minerales de ganga que acompañan a la mineralización. Sin embargo, de acuerdo a la definición, los minerales de mena pueden ser ellos mismos componentes de la alteración. En éste documento tanto la ganga como las menas serán considerados alteración. De acuerdo a la misma definición la mineralización singenética aquella formada al mismo tiempo que la roca que la contiene no constituye alteración, al menos en la etapa de formación de mena. Esto se aplicaría, por ejemplo, a cromita en intrusiones máficas bandeadas. En este contexto la alteración puede ser considerada como restringida a sistemas epigenéticos y está ligada a la interacción entre un agente de transporte y la roca en la cual nuevos minerales se introducen. Este trabajo se enfoca en sistemas hidrotermales, aquellos en los que el agente de transporte de los materiales formadores de mena es un fluido rico en H 2 O a elevadas temperaturas. La mineralogía de alteración ha sido descrita en distintos niveles de detalle para virtualmente incontables sistemas hidrotermales que contienen metales. Tales estudios describen minerales, las relaciones espaciales y temporales entre ellos y su asociación con características geológicas específicas. Estos estudios de alteración se llevan a cabo normalmente después del descubrimiento y desarrollo de un depósito. Consecuentemente ellos tienen el beneficio de un contexto geológico en el cual se pueden integrar análisis químicos y descripciones petrográficas. Tales estudios contribuyen a la comprensión de procesos que operan en ciertos lugares específicos y para la exploración por mineralización similar en ambientes geológicos comparables. Los geólogos de campo usan estos estudios de alteración para explorar por nueva mineralización. Esto típicamente se hace comparando las características de un área prospectiva con descripciones de depósitos conocidos. Sin embargo, este uso empírico de la alteración falla cuando se encuentran rocas distintas o han operado procesos distintos a los del depósito de referencia. Se han acumulado muchos datos de estudios experimentales que definen las relaciones de estabilidad entre minerales hidrotermales bajo condiciones similares a aquellas con sistemas naturales (Ej. Hemley and Jones, 1964). Información adicional de las estabilidad de minerales pueden calcularse usando datos termodinámicos derivados de resultados experimentales y consideraciones teóricas (Ej. Helgeson et al., 1978). Consecuentemente, actualmente existen medios para describir e interpretar sistemas hidrotermales cuantitativamente o semi-cuantitativamente, como ambientes químicos. 114

116 2 El puente entre las descripciones de minerales hidrotermales de terreno y las de laboratorionuméricas es raramente cruzado por los geólogos de exploración. Este trabajo intenta ilustrar como la alteración hidrotermal puede ser usada por el geólogo en terreno en las etapas tempranas de exploración y desarrollo, cuando se dispone de limitada información mineralógica de detalle. Se revisarán primero varios métodos de representación gráfica de relaciones de estabilidad mineral. Luego la aplicación de esos diagramas a las relaciones de terreno se discute con referencia a depósitos de tipo pórfido cuprífero. Diagramas de estabilidad mineral La construcción de diagramas de estabilidad mineral a partir de datos termodinámicos requiere del conocimiento de varios parámetros, denominados variables termodinámicas Gibbsianas: temperatura, presión y composición. En la discusión que sigue, se le da importancia a estos parámetros. La mayor parte de los sistemas de alteración se han desarrollado dentro de un rango vertical relativamente restringido, de manera que las variaciones de presión no son significativas. El movimiento de las masas de fluidos hidrotermales a través de las masas de roca tiene el efecto de suavizar los gradientes de temperatura, particularmente en distancias cortas. Además, la determinación de temperaturas es una técnica de laboratorio que comúnmente no se utiliza hasta que un sistema mineralizado ha sido desarrollado. Las características químicas y mineralógicas son más fáciles de determinar y son más aplicables para la interpretación de alteración hidrotermal. Componentes químicos El uso efectivo de diagramas de estabilidad mineral para interpretar alteración requiere el uso de componentes químicos que de fácil comprensión en términos de procesos geológicos. Estos componentes no tienen que corresponder exactamente a la definición de la regla de las fases; Ej. el mínimo de elementos químicos o compuestos capaces de definir todas las fases presentes. Por el contrario, ellos deben ser especies químicas que describen la composición de los minerales presentes y que son convenientes para representar procesos de alteración. La composición de óxidos, silicatos, carbonatos y sulfatos se define convenientemente por medio de los óxidos componentes: Ej. KAl 3 Si 3 O 10 (OH) = 0,5 K 2 O + 1,5 Al 2 O3 + 3 SiO 2 + H 2 O Para sulfuros y telururos, los óxidos componentes pueden ser directamente transformados usando H2S o H2Te como componentes: FeS = FeO + H 2 S H 2 O Los minerales que contienen elementos polivalentes requiere componentes ya sea de óxidos / sulfuros para cada estado de oxidación: Fe 3 O 4 = FeO + Fe 2 O 3 115

117 3 o la inclusión de O 2 como un componente para acomodar cationes polivalentes: Fe 3 O 4 = 3 FeO + 0,5 O 2 Los componentes óxidos y sulfuros pueden convertirse en iones acuosos por la adición de H+ como un componente: K + = 0,5 (K 2 O H 2 O) + H + Basados en las consideraciones precedentes un conjunto de componentes: K 2 O, Al 2 O 3, CaO, MgO, SiO 2, FeO, Cu 2 O, H 2 O, H 2 S y SO 2, serán usados para describir la composición de la mayoría de los minerales de alteración comunes y el H+ se incluirá para designar la actividad de la especie i. La actividad de H 2 O será, por conveniencia asignada a un valor de unidad, como serán las actividades de sólidos puros. Las actividades de los componentes óxidos serán relacionados a las contrapartes acuosas con ecuaciones de la forma: K 2 O + 2 H + = H 2 O + 2 K + a (K 2 O) = a 2 (K + ) / a 2 (H + ) K 2 donde K j es la constante de equilibrio para la reacción j. La contraparte acuosa a los componentes óxidos todos tienen la forma general a(x z ) / a z (H + ) donde z es la carga en la especie acuosa X. Para SiO 2 H 4 SiO 4 º (con carga nula) el denominador de la expresión de arriba es unidad, así que el análogo acuosos para el componente SiO2 será a(h 4 SiO 4 º). Para SO 3 : SO 3 + H 2 O = 2 H+ SO 4-2 Y porque SO 4-2 tiene carga negativa a(h+) permanece en el numerador; Ej. a(so 3 ) = a(h+) a(so 4-2 ) / K 3 Estas expresiones que incorporan actividades sirven como puente entre composiciones de sólidos y especies acuosas en solución. Diagramas de composición Los análisis de rocas se presentan frecuentemente en términos de % en peso de óxidos. Estos componentes óxidos pueden plotearse en diagramas de composición para evaluar características específicas de las rocas. Por ejemplo, los diagramas triangulares de álcaliscalcio, AKF y AFM, se pueden usar para describir la evolución petrogenética o clasificación de las rocas. Para este tipo de aplicación, los análisis de % en peso pueden ser ploteados directamente después de que los componentes apropiados se convierten en los 116

118 4 porcentajes relativos de las tres variables. Se debe hacer notar que en un diagrama triangular solo dos de los componentes pueden variar independientemente. Tabla 1. Composiciones de minerales hidrotermales comunes del sistema K 2 O Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O listados en términos del número de moles (n) de K 2 O, Al 2 O 3 y SiO 2, y las razones molares de K/Al y Si/Al. El diasporo es la forma estable de Al 2 O 3 miembro extremo a 300 C. Mineral Composición n(k 2 O) n(al 2 O 3 ) n(sio 2 ) n K /n Al n Si /n Al Cuarzo SiO Diasporo AlOOH 0 0, Caolinita Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 0 0, Pirofilita Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 0 0, Feldespato-K KAlSi 3 O 8 0,5 0, Muscovita KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 0,5 1,5 3 0,33 1 Las composiciones de las rocas también pueden ser ploteadas en diagramas triangulares en base a los % molar de los óxidos componentes. Esto también es una manera conveniente de plotear minerales, ya que las composiciones minerales pueden ser escritas como cantidades molares. Para plotear análisis de óxidos en un diagrama molar los % en peso deben ser convertidos a % molares dividiendo por el peso atómico. En un diagrama conteniendo análisis de rocas y composiciones minerales, la mineralogía de la roca puede ser analizada y en un sistema que contiene solo unos poco componentes, las composiciones de roca total pueden ser usadas directamente para definir minerales de alteración y tendencias. Los diagramas de composiciones minerales se convierten en diagramas de estabilidad de minerales mediante líneas que conectan minerales que coexisten en equilibrio. Las líneas de conexión se dibujan en base a experimentos y/o cálculos usando datos termodinámicos. Sin embargo, las líneas de conexión pueden también dibujarse en base a métodos ópticos de identificación de minerales y establecer, en base a evidencia textural, equilibrio o crecimiento simultáneo. Cuando las líneas se dibujan en base a experimentos y cálculos, es importante tener en cuenta que los dos tipos de información deben ser derivados para la misma temperatura y presión que se han fijado como condiciones para dicho diagrama. Por otra parte, las líneas dibujadas en base a examen óptico se aplican a la roca o rocas en las cuales se hicieron las observaciones sin conocimiento de temperatura o presión. La Tabla 1 contiene las composiciones de minerales seleccionados en el sistema K 2 O Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O. La Fig. 1A es un ploteo de las composiciones de esos minerales con H 2 O en exceso. La presión y temperatura para este diagrama está especificada como 300 C y una presión de saturación de vapor-h 2 O respectivamente. En la ausencia de restricciones de temperatura y presión más de una fase puede plotearse en una posición dada del diagrama, por ejemplo corindón, gibbsita, boehmita y diasporo en el ápice del Al 2 O. Sin embargo, para la temperatura y presión dadas en la Fig. 1A el diasporo ocupa ese sitio. Las líneas de unión no pueden pasar a través de fases, de modo que la línea que va de la caolinita al cuarzo consiste en dos líneas, una de la caolinita a la pirofilita y una de la 117

119 5 Fig. 1. Métodos gráficos para representar las relaciones de estabilidad para algunos minerales del sistema K 2 O Al 2 O 3 SiO 2 con H 2 O omnipresente con presión de vapor de saturación. Construidos usando datos de Bowers et al. (1984). Los paréntesis encerrendo las especies acuosas en (C) y (D) indican la actividad de ellas. (A) Diagrama triangular de composición, los puntos corresponden a composiciones minerales y las líneas de unión conectando las fases estables a 300ºC. (B) Ploteo ortogonal de (A) con moles (n) de K 2 O y SiO 2 referidos a moles de Al 2 O 3. (C) Estabilidad de minerales a 300ºC como un componente. (D) Estabilidad de minerales como función de temperatura en términos de razones de actividad (K+)/(H+) en una fase acuosa con saturación de cuarzo, conservando Al2O3 entre los sólidos. DI: diásporo; KA: caolinita; KF: feldespato-k; MU: muscovita; PP: pirofilita; Q: cuarzo. pirofilita al cuarzo. El cuarzo no coexiste con la caolinita a 300 C, porque esas dos fases se combinan para formar pirofilita de acuerdo a la reacción. Al 2 Si 2 O 5 (OH) SiO 2 = Al 2 Si 4 O 10 (OH) 2 + H 2 O 118

120 6 Sin embargo, a 250 C la reacción de caolinita-cuarzo no procede, de manera que a ese punto la pirofilita no aparece en el diagrama de estabilidad K 2 O Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O para esta temperatura. Otra restricción para las líneas de unión es que ellas no pueden cruzarse. Entonces tampoco pueden haber líneas entre el feldespato-k y caolinita y la muscovita y la pirofilita; una de esas líneas debe eliminarse. La línea de muscovita-pirofilita se preserva en base a resultados experimentales (Montoya y Hemley, 1975) y cálculos termodinámicos (Helgelson et al., 1978). La estimación de los cambios químicos producidos por la alteración necesita de la consideración del volumen de roca que esta siendo alterado, no la masa de roca. Si por ejemplo todo el K 2 O se lixivia de una roca que inicialmente contenía feldespato-k y cuarzo de manera que forme una alteración de caolinita + cuarzo y si todo el Al 2 O 3 y SiO 2 se retienen, entonces el volumen representativo de la roca debe, necesariamente, tener una disminución de masa. Los estudios de rocas alteradas frecuentemente han mostrado que, excepto en condiciones de extrema acidez, el aluminio es inerte dentro de un volumen de roca. Ej. el número de moles de Al 2 O 3 se conserva (Thompson, 1955). Por lo tanto el número de moles de Al 2 O 3 en una roca en alteración puede usarse como referencia con la que otros óxidos componentes pueden ser comparados. Como resultado, el triángulo de composición puede reducirse a coordenadas ortogonales n(k 2 O)/n(Al 2 O 3 ) y n(sio 2 )/n(al 2 O 3 ) donde n(i) se refiere al número de moles de ese componente en el volumen de roca representativo. La Fig. 1B muestra el resultado de esta transformación usando los datos de la Tabla 1. El componente Al 2 O 3 se plotea en el origen y los otros componentes K 2 O y SiO 2 están localizados en las posiciones en los ejes respectivos. Las líneas de unión conectando las fases que pueden coexistir son las mismas de la Fig. 1A. Equilibrio acuoso El equilibrio hidrotermal entre minerales se identifica usando reacciones que involucran especies acuosas. Las reacciones involucrando alumino-silicatos se escriben convencionalmente conservando aluminio entre los sólidos tal como se describe arriba. Un ejemplo de tal reacción y la expresión correspondiente para la constante de equilibrio es: y 3 KAlSi 3 O H H 2 O = KAl 3 Si 3 O 10 (OH) K H 4 SiO 4 K 4 a = 2 ( K + ) a a 2 6 ( H ( H SiO 4 + ) 4 ) Cuando se escribe en términos logarítmicos, la expresión anterior puede ser reordenada para dar: a( K log a( H + + ) = 3 log a( H ) SiO 4 4 ) + 0,5 log K 4 119

121 7 Esta ecuación lineal con una pendiente de 3 y un intercepto de 0,5 log K4 en términos de dos composiciones logarítmicas variables: log a(k+)/a(h+) y log a(h4sio4). Una serie de reacciones comparables para cada una de las líneas de unión en la Fig. 1B se listan en la Tabla 2. Se construyen los diagramas de estabilidad para esos minerales usando las ecuaciones de la Tabla 2, tal como se muestra en la Fig. 1C. Los límites de equilibrio de las fases mostradas en la Fig. 1C también pueden determinarse directamente de todos los posibles conjuntos de fases coexistentes usando condicionantes de eliminación. Los campos de estabilidad de minerales individuales en este diagrama de equilibrio acuoso se definen por conjuntos de líneas que se interceptan. Dos minerales coexisten a lo largo de una línea límite entre dos campos y tres minerales coexisten en el punto de intersección de tres líneas o campos. Esto se compara con la Fig. 1B donde solo se plotea la composición de un solo mineral en un punto, una composición correspondiente a un par de minerales coexistentes se plotean a lo largo de una línea de unión y una composición que conforma un conjunto de tres minerales se define por un área limitada por líneas de unión entre cada de los tres pares de minerales. Tabla 2. Reacciones entre varios pares de minerales de la Tabla 1, escritos conservando Al entre los sólidos, en términos de variables acuosas a(k + )/a(h + ) y a(h 4 SiO 4-2 ). La pendiente de la línea que describe una reacción de equilibrio es el cambio en log a(h 4 SiO 4 o ) dividido por el cambio en log a(k + )/a(h + ) de acuerdo a la expresión de constante de equilibrio para esa reacción. Expresión de Equilibrio Pendiente Al 2 Si 2 O 5 (OH) H 2 O = 2 AlOOH + 2 H 4 SiO 4 Al 2 Si 4 O 10 (OH) H 2 O = Al 2 Si 2 O 5 (OH) H 4 SiO 4 2 KAl 3 Si 3 O 10 (OH) H H 2 O = 3 Al 2 Si 2 O 5 (OH) K KAl 3 Si 3 O 10 (OH) H H 2 SiO 4 = 3 Al 2 Si 2 O 5 (OH) K H 2 O 3 KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 + H H 2 O = 3 AlOOH + K H 4 SiO KAlSi 3 O H H 2 O = KAl 3 Si 3 O 10 (OH) H 4 SiO K KAlSi 3 O H H 2 O = Al 2 Si 2 O 5 (OH) K H 4 SiO KAlSi 3 O H H 2 O = Al 2 Si 4 O 10 (OH) K H 4 SiO 4-1 En la Fig. 1C el valor límite para a(h 4 SiO 4 ) se fija por la saturación de una fase acuosa con respecto a cuarzo (o cualquier otra forma de SiO 2 ). A 300ºC la línea correspondiente a la saturación del cuarzo no cruza los campos de estabilidad de la caolinita o del diásporo (Fig. 1C). Esto significa que ninguno de estos minerales coexistirá en equilibrio con cuarzo. Esta misma característica se ve en las Figs. 1A y 1B donde las líneas de conexión no pueden dibujarse, tal como se discutió antes desde la caolinita al cuarzo. El movimiento a lo largo de la línea achurada corresponde a a(h 4 SiO 4 ) = saturación de cuarzo desde valores bajos a altos de a(k + )/a(h + ) mostrando que el cuarzo coexiste sucesivamente con pirofilita, muscovita y feldespato potásico. Si se especifica que el cuarzo está presente en exceso en el sistema en consideración, entonces a(h 4 SiO 4 )se fija y puede eliminarse como una variables para diagramas de estabilidad. Esto permite la inclusión de una variable adicional, tal como temperatura u otro catión. Por ejemplo, los valores de equilibrio 120

122 8 a(k + )/a(h + ) para reacciones minerales en la presencia de cuarzo en una variedad de temperaturas se plotean en función de la temperatura en la Fig. 1D. Se han mostrado dos tipos de diagramas de estabilidad para el sistema K 2 O Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O H + usando a(k + )/a(h + ) como una variable de composición fundamental. En un conjunto se mantuvo la temperatura constante y a(h 4 SiO 4 ) fue la segunda variable; en el otro a(h 4 SiO 4 ) se mantuvo constante con saturación de cuarzo y se permitió variar a la temperatura. Un segunda razón catión : hidrógeno puede también incorporarse como variable de composición, lo cual permite la adición de nuevos minerales a los diagramas de estabilidad. Sin embargo, cuando se hace esto último, deben especificarse tanto la temperatura como a(h 4 SiO 4 ). Adicionalmente, siempre hay restricciones implícitas o explícitas para el diagrama, como una presión específica y constante, conservación del Al entre los sólidos y la presencia ubicua de H 2 O. La Fig. 2 muestra un conjunto de diagramas de estabilidad de minerales elaborados para una temperatura de 300ºC, presión de saturación de vapor y saturación de cuarzo, usando varias combinaciones de diferentes razones catión/h + como variables de composición. La Fig. 2A muestra fases en el sistema CaO MgO SiO 2 H 2 O conservando SiO 2 entre los sólidos. Un límite importante mostrado por la línea en torno al campo del cuarzo corresponde a composiciones de soluciones si está presente el cuarzo. Estos límites para las razones a(ca 2+ )/a(h + ) y a(mg 2+ )/a 2 (H + ) en presencia de cuarzo se aplican a varios ambientes de alteración. La Fig. 2B muestra las relaciones de estabilidad mineral del sistema K 2 O MgO Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O. En este diagrama se muestran dos discrepancias importantes por las líneas límites de fases. La primera es que los valores para la solución a(mg 2+ )/a 2 (H + ) están limitados por la saturación de talco a algo más debajo de la línea límite entre feldespato potásico flogopita. Sin embargo, datos de inclusiones fluidas y de estudios paragenéticos han mostrado que biotita-mg y feldespato-k se pueden formar a temperaturas cercanas a 300ºC en pórfidos cupríferos (ej. Reynolds y Beane, 1985) y el talco raramente está presente con ellos. También de acuerdo a la líneas en este diagrama la muscovita y biotita-mg (flogopita) coexisten con cuarzo a 300ºC, en vez de feldespato potásico y clorita magnésica (clinocloro). La intersección de los campos de muscovita, biotita-mg, y feldespato-k en presencia de cuarzo corresponde mineralógicamente a granitos de dos micas. Los estudios experimentales (Hoschek, 1973; Montoya y Henley, 1975) indican que la clorita-mg (clinocloro) y feldespato-k deben ser estables a 300ºC. Estas inconsistencias podrían deberse a datos termodinámicos incorrectos para una o más fases utilizadas para construir el diagrama. Otra explicación para las discrepancias es que las relaciones de estabilidad podrían ser modificadas como resultado de variaciones de composición de los sólidos. Los efectos de soluciones sólidas se discuten más adelante. Finalmente la Fig. 2C muestra las relaciones de estabilidad entre minerales del sistema K 2 O CaO Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O a 300ºC y saturación de cuarzo. En sistemas naturales, la margarita es un componente de montmorillonita-ca. El campo de la prehnita separa el de la zoisita y granate grossular, dos minerales que frecuentemente se encuentran juntos en skarns. Sin embargo, los últimos dos alumino-silicatos-ca comúnmente muestran solución sólida en la naturaleza, una característica que puede modificar dramáticamente las relaciones de estabilidad en la Fig. 2C. 121

123 9 Fig. 2. Estabilidades de minerales con respecto a las actividades de especies (entre paréntesis) con una fase acuosa omnipresente a 300ºC y presión de saturación de vapor de H 2 O. Diagramas construidos usando datos de reacciones de hidrólisis de Bowers et al., (1984), conservando Al entre los sólidos cuando es apropiado. (A) Algunos minerales del sistema CaO-MgO-SiO 2 -H 2 O en términos de a(ca 2+ )/a 2 (H + ) y a(mg 2+ )/a(h + ), conservando SiO 2 entre los sólidos. Q: cuarzo; DIO: diópsido; TC: talco; TR: tremolita; WO: wollastonita. Las líneas segmentadas muestran la expansión de los campos de estabilidad de diópsido y tremolita por la sustitución de un 30% molar del Mg 2+ por Fe 2+ en estos minerales magnésicos con una mezcla ideal para el cálculo de las actividades de los miembros extremos de Mg. (B) El sistema K 2 O-MgO-Al 2 O 3 -SiO 2 -H 2 O con saturación de cuarzo en términos de a(k + )/a(h + ) y a(mg2 + )/a 2 H + ). CL: clorita-mg (clinocloro); KF: feldespato-k; MU: muscovita; PH: biotita-mg (flogopita); TC: talco. La línea larga con achurado indica el límite impuesto por la saturación de talco en (Mg 2+ )/(H + ); las líneas segmentadas muestran el desplazamiento del campo de estabilidad de la biotita debido a la solución sólida Fe 2+ -Mg 2+ (Beane, 1974) y el ajuste esquemático del campo de la clorita para hacerlo compatible con feldespato-k. (C) El sistema K 2 O-CaO-Al 2 O 3 -SiO 2 -H 2 O con saturación de cuarzo en términos de a(k + )/a(h + ) y a(ca 2+ )/a 2 (H + ). GR: granate grossularita; KF: feldespato-k; MA: margarita; MU: muscovita; PP: pirofilita; PR: prehnita; WO: wollastonita; ZO: zoisita. La línea achurada es el límite impuesto por la saturación de wollastonita en (Ca 2+ )/(H + ). (D) Revisión de (C) incorporando minerales típicos de alteración propilítica y asociaciones de skarn de pórfidos cupríferos. AB: plagioclasa albita (Ab 85); EP: epidota; (90 mol % Fe 3+ en un sitio de intercambio con Al 3+ ); GT: granate grandita (90 mol % Fe 3+ en dos sitios de intercambio por Al 3+ ), con aplicación de mezcla ideal en el punto. 122

124 10 Solución sólida La mayoría de los minerales de sistemas hidrotermales tienen variaciones de composición en mayor o menor medida. Al calcular las estabilidades minerales, debe tenerse en cuenta la solución sólida usando algún modelo ideal-molecular, de sustitución de cationes, o alguna expresión de mezcla derivada empíricamente. Cuando la contaminación de composición es menor, la actividad de un sólido puede ser aproximada por la fracción molar (X) de acuerdo a la ley de Raoult para soluciones ideales. Además, cuando la sustitución es en varios sitios de la estructura mineral, puede aplicarse un modelo de sustitución ideal para el cual a = X n (n = número de sitios de intercambio). Sin embargo, cuando los iones sustitutos tienen diferencias de radio iónico y valencias considerables, relaciones más complicadas son necesarias entre composición y actividad. El efecto termodinámico de solución sólida en un mineral es aumentar la estabilidad de la fase. Si no fuera así, una mezcla de dos miembros extremos podría ser más estable que la solución sólida. En un diagrama de composición los miembros extremos de una solución sólida se juntan por una línea de unión entre ellos, la cual representa, todo o parte de la variación de composición. Adicionalmente, la estabilidad aumentada debido a la solución sólida puede resultar en la modificación de las líneas de unión que rodean al mineral impuro. En un diagrama de actividad de iones, la estabilidad de un mineral que exhibe solución sólida se ejemplifica por la expansión del campo de estabilidad de esa fase. La línea cortada en la Fig. 2A muestra el efecto en los campos de estabilidad de la anfíbola y piroxeno cuando un 0,3 % molar de Fe 2+ sustituye al Mg 2+. Las composiciones de los minerales usados son típicos de skarns en sistemas de pórfidos cupríferos (Einaudi, 1982). Como puede verse, los campos de la anfíbola y piroxeno se expanden relativo a aquellos del talco y wollastonita, los cuales no desarrollan solución sólida significativa y, por lo tanto, no cambian de tamaño independientemente. Una observación importante es que cuando los campos de estabilidad se expanden como en la Fig. 2A debido a solución sólida, las pendientes de los límites de fases permanecen sin variación, porque las pendientes están determinadas por la composición de los minerales que son miembros extremos en la expresión de equilibrio. La solución sólida solo cambia los interceptos de los límites de equilibrio. La línea cortada en el diagrama K 2 O MgO Al 2 O 3 SiO 2 H 2 O (Fig. 2B) muestra como el campo de la biotita se expande debajo del límite de saturación del talco como efecto de la sustitución de Fe 2+ lo que es consistente con composiciones observadas en pórfidos cupríferos. Adicionalmente el campo de estabilidad de la clorita se ha expandido para que se junte con el del feldespato-k y para que coincida con las observaciones de relaciones minerales reales. La falla de los datos termodinámicos para apoyar la coexistencia de feldespato-k y clorita-mg a 300ºC como se observa en experimentos de laboratorio se debe probablemente a errores en los datos para el clinocloro. Debido a esta incerteza el campo de estabilidad de la clorita puede solamente expandirse esquemáticamente de la manera mostrada. La expansión esquemática de un campo de estabilidad es posible por el hecho que las pendientes de los límites de equilibrio son fijas. La Fig. 2 D muestra las modificaciones al sistema K 2 O-CaO-Al 2 O 3 -SiO 2 -H 2 O-H+ cuando se incorpora Fe 2 O 3 en la zoisita y grossularita para formar epidota y granate-grandita 123

125 11 respectivamente. En este diagrama las composiciones de la epidota y granate son típicas de skarns asociados a pórfidos cupríferos (Ej. Beane and Titley, 1981; Einaudi, 1982). El campo de estabilidad de la anortita también se ha ajustado para corresponder a la composición de plagioclasa albítica, la cual coexiste con epidota en alteración propilítica de rocas graníticas (Ab 85 -An 15 ). Los efectos de varias soluciones sólidas incorporados en la figura 2B resultan en la eliminación de dos minerales que no muestran solución sólida (margarita, prehnita), la expansión significativa de los campos de estabilidad de la zoisita y del granate, la introducción de una nueva fase (plagioclasa albítica) y estabilización del granate en un valor de a(ca 2+ )/a(h + ) por debajo del límite impuesto en la solución por la saturación de wollastonita. Claramente los efectos de solución sólida tienen profunda influencia en las relacione de estabilidad en este sistema. Los efectos de variaciones de composición en las relaciones de estabilidad mineral en sistemas hidrotermales limita severamente la aplicación de puntos mineralógicos invariables o univariables derivados de estudios experimentales de fases puras para delimitar condiciones naturales de presión-temperatura. Es importante reconocer la flexibilidad que provee producir minerales hidrotermales cuando se permiten variaciones de temperatura, composición mineral y composición de la fase acuosa. Este último criterio es responsable del hecho que los ambientes hidrotermales son generalmente mucho más complicados, mineralógicamente, que aquellos sometidos a metamorfismo isoquímico. Diagramas de presión parcial Probablemente la manera más común de ilustrar estabilidades de minerales opacos de sulfuros y óxidos es en términos de actividades ( presiones parciales ) de los gases O 2 y S 2. 1 Cuando está involucrado un solo catión, el se considera conservado entre varios minerales que el pueda formar. Entonces las composiciones minerales se plotean en diagramas de composición, Ej. como razones de n(o2)/n(fe) y n(s2)/n(fe), con líneas de unión conectando las fases compatibles (Fig. 3A, B). En diagramas de presión parcial, los límites de fases se dibujan entre pares de minerales coexistentes usando constantes de equilibrio involucrando las dos especies gaseosas, Ej. 2 FeS 2 + 1,5 O 2 = Fe 2 O S 2 log K 5 = 2 log a(s 2 ) 1,5 log a(o 2 ) La expresión logarítmica para las constantes de equilibrio se plotea como una línea recta en términos de variables log a(s 2 ) y log a(o 2 ). La Fig. 3C muestra un diagrama de actividad para el sistema Fe-S2-O2 para una temperatura de 300ºC y la Fig. 3D muestra un diagrama comparable para el sistema Cu-S2-O2. La Fig. 3E combina loas Figs. 3C y 3D e incluye los campos de estabilidad para calcopirita y bornita las cuales contienen ambos metales. Los campos de estabilidad de la calcopirita y bornita están determinados por la evaluación 1 A menudo se objeta el uso del O 2 como variable para definir la s relaciones de estabilidad de minerales, ya que el O 2 está presente en pequeñas cantidades en fluidos hidrotermales naturales. En términos termodinámicos la magnitud de O 2 es inmaterial; simplemente es una variable que puede ser usada convenientemente para representar un estado de oxidación. Por ejemplo, el equilibrio entre magnetita y hematita se define por algún valor para a(o 2 ) no importando lo pequeño que sea. 124

126 125 12

127 13 Fig. 3. Relaciones de estabilidad entre sulfuros y óxidos de cobre y hierro a 300ºC y presión de saturación de vapor. Calculado usando datos de Helgeson et al., (1978). (A) Ploteo triangular de la composición molar de minerales (círculos sólidos) en el sistema Fe- S 2 -O 2 con líneas de unión conectando fases compatibles. FE: hierro nativo; HM: hematita; MG: magnetita; PO: pirrotina estoquiométrica (FeS); PY: pirita. (B) Representación ortogonal de (A) con (n) moles de O 2 y S 2 referidos a moles de Fe. (C) Relaciones de estabilidad entre minerales de (A) y (B) en términos de a(o 2 ) y a(s 2 ). (D) Relaciones de estabilidad entre minerales en el sistema Cu-S 2 -O 2 en términos de a(o 2 ) y a(s 2 ). CC: calcosina; CR: cuprita; Cu: cobre nativo; CV: covelina; TN: tenorita. (E) Combinación de (C) y (D) incorporando reacciones entre minerales traslapados de hierro y cobre, para formar bornita (BN) y calcopirita (CP). (F) Adición de CaO a (C) para mostrar reacciones de sulfuración de granate grandita (GT, Fe 3+ = 90% en dos sitios en andradita) y clinopiroxeno (PX, Fe2+ = 30% en un sitio en hedenbergita); AN: anhidrita. de las reacciones entre pares traslapados de sulfuros y/o óxidos con Fe y Cu cuando se superponen las Fig. 3C y 3D. Ej.: FeS 2 + CuS = CuFeS 2 + 0,5 S 2 Como en muchos sistemas naturales el hierro se considera presente en exceso en comparación al cobre en la Fig. 3E. Los diagramas de actividad de S 2 -O 2 pueden ser usados para mostrar las relaciones de estabilidad involucrando minerales silicatados con Fe así como fases opacas convencionales. Por ejemplo la andradita (Ca 3 Fe 2 Si 3 O 12 ) puede equilibrarse con pirita y wollastonita de acuerdo a: 2 Ca 3 Fe 2 Si 3 O S 2 = 6 CaSiO FeS O 2 Reacciones similares involucrando piroxeno, anfíbola, biotita, etc. sirven para ligar silicatos con minerales sulfuros y óxidos en sistemas de roca. Le Fig. 3F muestra un ejemplo para algunos minerales de alteración con Ca-Al-Fe-Si de skarns de pórfidos cupríferos. A partir de este diagrama es obvio que los skarns calco-silicatados que contienen piroxeno diópsido más pirita se forman en condiciones de a(o 2 ) y a(s 2 ) muy restringidas, limitadas por la ausencia de granate andradita, magnetita, pirrotina y anhidrita. En la Fig. 3E, el campo de estabilidad de la calcopirita, encerrado por la línea cortada, ocupa un área relativamente grande en términos de a(o 2 ) y a(s 2 ), pero cuando la calcopirita está acompañada de pirita y piroxeno diópsido (el área achurada en la Fig. 3F), el rango de condiciones ambientales es considerablemente más restringido. Las relaciones de estabilidad en la Fig. 3 están expresadas en términos de actividades de lo que normalmente se consideran gases. Estos gases están, en lo esencia, disueltos en soluciones acuosas, coexistiendo o no con una fase gaseosa, pero ellos no incluyen en forma explícita especies iónicas acuosas. Los componentes de azufre en soluciones acuosas son H 2 S y H 2 SO 4. Ambos componentes se disocian y el grado de disociación depende de, o está posiblemente controlando el ph. A temperaturas elevadas, la especies 126

128 14 acuosas más probables de sulfuro en sistemas de metales base son H 2 S y HS - y HSO 4 - y SO 4 = para sulfatos. Cual de estas especies reducidas y oxidadas son más importantes para un sistema hidrotermal depende del ph de la solución y de la temperatura. Las relaciones de fase en diagramas S 2 -O 2 están ligadas a relaciones de fase en fluidos hidrotermales con dos reacciones las cuales ligan S2 y O2 a las especies acuosas con azufre. Ej.: 2H 2 O + S 2 = 2 H 2 S + O 2 y 2H 2 O + S O 2 = 2 H HSO 4 - En una solución ácida en la cual las especies más significativas son H 2 S y HSO 4 -, entonces las especies acuosas de azufre pueden ser representadas en términos de S 2 y O 2 en un diagrama de actividad usando constantes de equilibrio para las reacciones de arriba: log a(s 2 ) = log a(o 2 ) + 2 log a(h 2 S) log K 6 y log a(s 2 ) = 2 log a(h + ) 3 log a(o 2 ) log K 7 Cuando se especifica la concentración de azufre total, entonces la reacción que involucra H 2 S se presenta como una línea con una pendiente positiva 1:1 en el diagrama de actividad O 2 -S 2 (Fig. 4A). Siendo especies neutras, el H 2 S tiene un coeficiente de actividad cerca de unidad, de manera que la concentración actividad. Para el HSO - 4 debe definirse el ph de la solución, total de azufre disuelto y un coeficiente de actividad para HSO - 4 para poder dibujar el contorno de la composición correspondiente a esta reacción. Este contorno tendrá una pendiente negativa 3:1 en términos de a(o 2 ) y a(s 2 ). La Fig. 4A muestra tres contornos de composición para azufre total disuelto, sin correcciones de coeficiente de actividad y ph = 3 a 300 C. La Fig. 4B muestra contornos de 0,01 m total de azufre disuelto a ph = 4 (línea sólida) y ph = 3 (línea segmentada). Los ápices de esas curvas coinciden con las actividades de O 2 a las cuales las concentraciones (actividades) de H 2 S y - HSO 4 son iguales. Los campos de estabilidad para la magnetita, hematita y pirita se muestran en las Fig. 4, así como los límites de equilibrio entre muscovita y alunita [KAl 3 (SO 4 ) 2 (OH) 6 ] para la reacción: KAl 3 (SO 4 ) 2 (OH) SiO 2 = KAl 3 Si 3 O 10 (OH) 2 + S O H 2 O Cual de los minerales opacos de Fe es estable se puede ver de la Fig. 4 que depende del contenido de azufre disuelto, ph de la solución y a(o 2 ). Este diagrama muestra que el proceso de oxidación de una solución hidrotermal que contiene azufre no se representa simplemente moviéndose hacia valores más altos de a(o 2 ) con a(s 2 ) fijo. Por el contrario, el proceso de oxidación seguirá un contorno de azufre disuelto. Por ejemplo, una solución con 0,001 m de azufre disuelto y ph = 3 será estable con magnetita, luego pirita, entonces hematita con la oxidación progresiva. La Fig. 4B muestra que a ph =3 la alunita es una fase casi estable relativa a muscovita en el campo de estabilidad de HSO 4 -, pero a ph = 4 127

129 15 Fig. 4. Isopletas mostrando concentraciones constantes de azufre disuelto en función de a(o 2 ) y a(s 2 ) a 300ºC y presión de saturación de vapor de H 2 O. Calculadas usando datos de Helgeson et al., (1978). No se ha hecho corrección entre actividades y concentraciones de especies de azufre disueltas. (A) Concentraciones de azufre total molar de 0,01 (línea de segmentos largos), 0,005 (línea sólida) y 0,001 (línea de segmentos cortos) con ph = 3. Se muestran como referencia los campos de estabilidad de hematita (HM), magnetita (MG) y pirita (PY). La línea con puntos muestra el límite de equilibrio entre alunita (AL) y muscovita (MU). (B) Concentración de azufre total de 0,01 molar con ph = 3 y 4 en la región dominada por HSO 4 -. (C) Isopletas de azufre a 0,01 molar (segmentos largos) y 0,001 molar (segmentos cortos) a ph = 3 de (A) impuesto sobre los campos de estabilidad de minerales de hierro y cobre de la Fig. 3E. (D) Isopletas de azufre a 0,01 molar (segmentos largos) y 0,001 molar (segmentos cortos) para ph = 3 de (A) combinado con los campos de estabilidad de minerales calco-silicatados de la Fig. 3F. La línea segmentada muestra el límite del campo de estabilidad entre la calcopirita y bornita de (C). Las abreviaturas de los minerales son los mismos de la Fig

130 16 la muscovita es claramente visible. La estabilidad de la alunita también se promueve por concentraciones más altas de azufre (Fig. 4A). Las Figs. 4C y 4D muestran claramente que resultan distintas asociaciones de minerales con azufre dependiendo de la concentración del azufre disuelto, ph de la solución y el nivel de oxidación relativo de la solución. En un ambiente donde una solución hidrotermal ha sufrido oxidación, el grado relativo de la oxidación puede identificarse a partir de las distintas asociaciones de sulfuros, óxidos, sulfatos y silicatos. Los procesos de oxidación y reducción en sistemas geológicos puede identificarse por relaciones paragenéticas entre distintas asociaciones minerales características, aunque estas mismas dependen de varios parámetros de la solución. También en base a los contornos del azufre resulta evidente que ciertas porciones químicas de este diagrama y los respectivas asociaciones minerales o secuencias no son probables de alcanzar a esta temperatura, debido a la composición inusual requerida para la solución. Equilibrio acuoso para sulfuros y óxidos minerales En forma similar a los silicatos, los diagramas de actividad pueden construirse para mostrar las relaciones de estabilidad entre sulfuros y óxidos minerales. Por ejemplo, el componente Cu 2 O puede expresarse como a(cu + )/a(h + ), pero debido a las múltiples valencias de los cationes metálicos en tales minerales es necesario incluir, en forma explícita o implícita, algunas provisiones para a(o 2 ). Una manera es incluir un componente para cada estado de valencia de los metales tales como Fe2 + y Fe3 +. Otra manera es escoger un estado de valencia único para cada catión y entonces acomodar las diferencias de valencia usando azufre de sulfuro(-2) y sulfato(+6); las especies dominantes para ellos en soluciones ácidas a alta temperatura son H2S y HSO 4 - respectivamente. El equilibrio acuoso entre calcopirita y pirita puede ser mostrado con cualquiera de dos reacciones: y 2 CuFeS H + = FeS H 2 S + Fe Cu + 14 CuFeS 2 + Fe HSO H + = 15 FeS Cu H 2 O En ambas reacciones el Cu y Fe están en sus estados reducidos, tal como normalmente se encuentran en soluciones acuosas a alta temperatura, pero en la ecuación de arriba el azufre está reducido y en la de abajo está oxidado. Lo que no es obvio de estas reacciones es que otras especies sulfuradas, aparte de las explícitamente escritas, se conservan en la reacción. Por ejemplo, las reacciones de disolución de calcopirita y pirita son, respectivamente: y 8 CuFeS H H 2 O = 8 Cu + + 8Fe H 2 S + HSO 4-4 FeS H H 2 O = 4 Fe H 2 S + HSO 4-129

131 17 La combinación de esas dos reacciones conservando uno u otra especie sulfurada da las dos reacciones de calcopirita pirita de arriba. La Fig. 5 muestra las reacciones de estabilidad de minerales del sistema Cu 2 O-FeO-SO 3 - H 2 S-H 2 O-H+, calculadas usando la técnica descrita arriba con las variables de composición log a(cu + )/a(h + ) y log a(fe 2+ )/a(h + ). Las Fig. 5A a la 5C conservan HSO - 4 y muestran valores de a(h 2 S) de 10-2, 10-3 y El cuarto diagrama (Fig. 5D) conserva H 2 S entre los sólidos y se dibuja para a(h+). a(hso - 4 ) = Este valor producto puede alcanzarse por varias combinaciones de actividades de H + y HSO - 4, Ej para cada uno, 10-2 y 10-4 para cada par, etc. Como se muestra las relaciones de estabilidad para los minerales son extremadamente sensitivas a variaciones de H 2 S. Sin embargo, los límites de equilibrio no cambian significativamente por variaciones de a(h+). a(hso - 4 ) de dos ordenes de magnitud para cada lado. Uno de los parámetros contenidos en los diagramas que involucran H 2 S y SO 3 es - oxidación-reducción. Si HSO 4 (Ej. SO 3 ) se conserva entre los sólidos, entonces las concentraciones decrecientes (actividades) de H 2 S corresponden a oxidación del sistema y - disminución de azufre total. Por otra parte, el aumento de H2S con HSO 4 constante, corresponde a reducción y aumento de azufre total. Analogías inversas se ven al conservar el H 2 S y variar a(h+). a(hso - 4 ). El efecto de disminuir H 2 S, sin variar SO3 pueden verse en las Figs. 5A a 5C. Los resultados obvios son la aparición (Fig. 5B) y expansión (Fig. 5C) de los campos de estabilidad de hematita y magnetita, así como la contracción de los campos de varios de los campos de sulfuros, excepto covelina (CuS), la cual contiene Cu 2+. DIAGRAMAS DE ESTABILIDAD EMPIRICOS A presión constante, las relaciones de estabilidad mineral varían en función de la temperatura y de la composición de la solución. La determinación de esos parámetros es generalmente una tarea difícil, pero con tiempo, referencias bibliográficas, computación y medios analíticos apropiados, se pueden calcular muchos de los datos necesarios para determinar diagramas de estabilidad mineral cuantitativos. El geólogo de exploración normalmente no tiene las herramientas, ni el tiempo para hacerlo. Sin embargo, el geólogo de terreno tiene otros métodos con los cuales construir diagramas de estabilidad cualitativos o esquemáticos. Esos medios son la lupa o microscopio y el conocimiento de las composiciones minerales. Usando esas herramientas e información, las composiciones minerales pueden plotearse y se pueden dibujar líneas empíricas en base a relaciones texturales observadas. Entonces a partir del diagrama de composición mineral, puede construirse directamente un diagrama de actividad. Minerales silicatados Una relación importante existe entre los minerales de composición minera (Ej. Fig. 1B) y diagramas de actividad (Ej. Fig. 1C), la que facilita el uso empírico de estos últimos para la interpretación de minerales de alteración. La Tabla 3 muestra las pendientes de varias líneas de unión entre pares de minerales (Fig. 1B) y los límites de equilibrio acuoso correspondientes para esos pares (Fig. 1C). La inspección de los dos conjuntos revela una relación inversa entre ellos. Esta relación matemática entre cambios en moles de 130

132 18 Fig. 5. Relaciones de estabilidad entre minerales en el sistema CuO-FeO-SO 3 -H 2 S-H 2 O- H + en la presencia de una solución acuosa a 300ºC y presión de saturación de vapor de H 2 O. Calculados usando datos de Bowers et al., (1984). (A) a(h 2 S) = 10-2 y SO 3 conservado entre los sólidos. Las líneas segmentadas muestran los límites impuestos a la solución por la calcosina (CC) y saturación de pirrotina (PP) estequiométrica (FeS). (B) Idem que (A) pero a(h 2 S) = (C) Idem que (A) y (B) pero a(h 2 S) = (D) a(h + ). a(hso 4 - ) = 10-6 conservando H 2 S entre los sólidos. La línea segmentada muestra la transición entre hematita y magnetita. BN: bornita; CC: calcosina; CP: calcopirita; CV: covelina; HM: hematita; MG: magnetita; PY: pirita. componentes y pendientes de límites de fases acuosas se ha derivado rigurosamente de relaciones Gibbs-Duhem (Ej. Korzhinskii, 1959) y demostradas empíricamente (Garrels and Mackenzie, 1971; Drever, 1988). Es importante notar que las pendientes de las líneas de unión y límites de equilibrio no cambian porque ellos están definidos solo por la composición mineral. Sin embargo, la posición o los interceptos de los límites de equilibrio están delimitados por la constante de 131

133 19 equilibrio para la reacción y actividades de sólidos, los que cambian en función de la temperatura y solución sólida. A menos que un conjunto diferente de líneas de unión sea aplicable o que el conjunto de minerales cambie, los únicos cambios que ocurrirán en diagramas de actividad acuosa son en los interceptos de los límites de estabilidad mineral. Consecuentemente, los únicos requerimientos para la construcción de un diagrama de estabilidad mineral empírico son: 1) conocimiento de las composiciones minerales y 2) definición de asociaciones de minerales en equilibrio estable. Tabla 3. Comparación de pendientes de líneas de unión (columna izquierda) de la Tabla 1 y límites de estabilidad mineral acuosa (columna derecha) de la Tabla 2, para pares de minerales. Par de minerales (K/A)/ (Si/Al) log(k + /H + )/ log(h4sio4) Caolinita - diásporo 0/2 Pirofilita caolinita 0/2 Muscovita diásporo 1/3-3 Muscovita feldespato-k 1/3-3 Muscovita caolinita (0,33/0) 0 Muscovita pirofilita -1/3 3 Feldespato-K caolinita ½ -2 Feldespato-K pirofilita 1/1-1 Se debe seguir el siguiente procedimiento para construir un diagrama de estabilidad mineral empírico: 1) Determinar los minerales presentes y definir los componentes químicos necesarios para definir esas fases. Escribir los componentes en términos de un átomo individual del elemento de interés; Ej. si el catión I tiene una carga de +Z, el óxido componente para ese catión tendrá la forma de IO Z/2. 2) Escoger algún elemento entre los varios minerales que sirva para conservarlo como la referencia a la que los otros elementos serán comparados en forma de razones molares; Ej. IO Z/2 /AlO 1,5 al usar aluminio como referencia. 3) Plotear las composiciones de los minerales comunes de alteración del sistema en coordenadas ortogonales usando las razones molares del paso anterior. Es importante incluir todos los posibles minerales en el diagrama de composición, ya sea que ellos estén o no presentes, a menos que las fases puedan ser eliminadas en base a su ausencia mientras las restantes fases están presentes. 4) Trazar las líneas de unión entre las composiciones de minerales que se observó juntas. Para resolver las elección de un par de líneas de unión que no pueden cruzarse, la progresión entre dos minerales en tiempo o espacio puede definir la línea de unión apropiada. Notese que cuando dos zonas que contienen distintos minerales se acuñan una contra la otra, el contacto entre ellas sirve como indicador de línea de unión. 5) Construir los límites de equilibrio como líneas perpendiculares a las líneas de unión de composición. Los límites de equilibrio partiendo de líneas de unión que radian de un mineral dado siempre se intersectarán. Esto deriva de la condición lógica que si A = B y A = C, entonces B = C. Con ésta restricción, los límites de fases perpendiculares a 132

134 20 líneas de unión que encierran áreas en el diagrama de composición se intersectarán mutuamente en esa área. 6) Un área limitada por un conjunto de al menos tres de los límites de fases perpendiculares corresponden al campo de estabilidad de la composición sólida incluida en esa área. Los ejes de este diagrama dibujado esquemáticamente a partir del diagrama de composición consistirán en razones de actividad de iones de la forma log a(i z ). a -z (H + ) donde z es la carga de la especie acuosa I. La Fig. 6A muestra este procedimiento para el sistema K 2 O-Al 2 O 3 -SiO 2 -H 2 O. Las líneas sólidas en este diagrama son las líneas de unión entre composiciones de minerales vistos y las líneas segmentadas son los límites esquemáticos de equilibrio. Se puede ver que estas líneas segmentadas son comparables a los límites de equilibrio mineral de la Fig. 1C. Los diagramas no son idénticos porque se necesitan las constantes de equilibrio par determinar la exacta posición de los límites de estabilidad mineral y por tanto el tamaño de los campos de estabilidad mineral. Sin embargo, las pendientes de estos límites dependen solamente de la composición de los dos minerales representados y son independientes de la temperatura, siendo los mismos en los dos diagramas. Sulfuros y óxidos minerales Al igual que los minerales silicatados, los diagramas cuantitativos de actividad pueden construirse para sulfuros y óxidos minerales en base a las composiciones minerales. Para diagramas esquemáticos de presión parcial las composiciones minerales se plotean, por ejemplo como razones molares S 2 /Fe y O 2 /Fe, para las fases minerales y entonces se trazan las líneas de unión entre minerales compatibles y los límites de estabilidad se dibujan perpendiculares a las líneas de unión. Las variables de composición en este diagrama de estabilidad serían a(s 2 ) y a(o 2 ). Es más complicado dibujar las composiciones de sulfuros y óxidos para derivar un diagrama esquemático para equilibrio entre fases en términos de log a(cu + )/a(h + ) y log a(fe 2+ )/a 2 (H + ) como variables de composición. Como se mencionó anteriormente se requieren dos estados de oxidación del azufre en las composiciones minerales para emular los metales polivalentes cuando ellos se presentan en forma de iones con carga única. Una de esas especies de azufre se mantiene entre los sólidos, como al aluminio y los silicatos, y la otra especie sulfurada debe ser fijada para eliminarla como variable en el diagrama de equilibrio. La Tabla 4 presenta composiciones minerales para el sistema Cu 2 O-FeO-SO 3 - H 2 S-H 2 O en términos de esos componentes. La Fig. 6B es un ploteo de esas composiciones en términos de razones n(cu + )/n(so 4 = ) y n(fe 2+ )/n(so 4 = ) conservando SO 3 entre los sólidos. Las razones componentes para los minerales usando esas variables son bastante diferentes que aquellos obtenidos cuando se usan razones simples de elementos para describir composiciones de minerales. Una vez que las composiciones han sido definidas y ploteadas en términos de las variables apropiadas (puntos en Fig. 6B) se dibujan las líneas de unión entre fases compatibles basado en observaciones que indican que la pirita coexiste con hematita, calcopirita y bornita. Entonces se construye un diagrama empírico de solución-composición (líneas segmentadas en Fig. 6B) trazando en ángulo recto a las líneas de unión de composición 133

135 21 (líneas sólidas). Las variables acuosas log a(cu+)/a(h+) y log a(fe2+)/a2(h+) sustituyen a las razones de componentes en los ejes apropiados. La similitud entre los diagramas calculados (Fig. 5B) y esquemático (Fig. 6B) es obvia. Tabla 4. Composiciones de minerales seleccionados en términos de los componentes Cu 2 O-FeO-SO 3 -H 2 S-H 2 O, usando H2S y SO3 para considerar el balance de cargas entre distintos minerales. Fase Cu 2 O FeO H 2 S SO 3 H 2 O FeS FeS ,75 0,25-1,75 Fe 2 O ,25 0,25 0,25 Fe 3 O ,25 0,25 0,25 Cu 2 S CuS 0,5 0 0,875 0,125-0,875 CuFeS 2 0,5 1 1,875 0,125-1,875 CuFeS 4 2,5 1 3,875 0,125-3,875 Fig. 6. Diagramas de estabilidad mineral construidos como está descrito en el texto. Las marcas en los ejes de (C) hasta (E) denotan cambios unitarios en variables, excepto para aquellos de a(k + )/a(h + ) en (C) los cuales representan dos unidades. (A) Correlación entre pendientes de líneas de unión (líneas sólidas de Fig. 1B) y límites de equilibrio de fases (líneas segmentadas de Fig. 1C) para el sistema K 2 O-Al 2 O 3 -SiO 2 -H 2 O(. H + ). Comparar con Tabla 3. (B) Correlación entre pendientes de líneas de unión (líneas sólidas) y límites de equilibrios de fases (líneas segmentadas de Fig. 5B) para el sistema Cu 2 O-FeO-SO 3 -H 2 S- H 2 O(. H + ) usando datos de la Tabla 4 y conservando SO 3 entre los minerales. (C) Adición de a(fe 2+ )/a 2 (H + ) al eje a(mg 2+ )/a 2 (H + ) en la Fig. 2B usando los límites segmentados de estabilidad de esa figura. El límite entre magnetita (MG) y pirita (PY) en términos de a(fe 2+ )/a(h + ) está colocado en base a asociaciones de minerales de pórfidos cupríferos. (D) Combinación de las Figs. 2D y 6C con a(k + )/a(h + ) correspondiente al límite del feldespato- K + muscovita a 300ºC. El límite magnetita-pirita está puesto igual que en (C). (E) Combinación de figuras 2D y 6C con a(k + )/a(h + ) = a 300ºC. Los límites magnetitapirita y magnetita-hematita-pirita corresponden a valores relativamente altos y bajos de a(h 2 S) respectivamente. (Figs. 5A y 5C) y están colocados a lo largo del eje a(mg 2+ Fe 2+ )/a(h + )basado en asociaciones minerales de pórfidos cupríferos. 134

136 135 22

137 RESEÑA METALOGENICA DE CHILE Y DE LOS PROCESOS QUE DETERMINAN LA METALOGENESIS ANDINA. Definiciones Básicas Victor Maksaev J. Septiembre, 2001 Metalogénesis: Término derivado del griego metaleion que significa mina, el cual se refiere al estudio de la génesis de depósitos minerales (metálicos o no-metálicos), con énfasis en sus relaciones espaciales y temporales (espacio-tiempo) con los rasgos geológicos regionales (tectónicos, petrográficos, etc). Es decir, el estudio de la relación de los depósitos minerales con su entorno geológico regional. Provincia Metalogénica: es un área caracterizada por una agrupación de depósitos minerales o por uno o más tipos característicos de depósitos. Una provincia metalogénica puede contener más de un episodio de mineralización. Epoca Metalogénica: Es una unidad de tiempo geológico favorable para la depositación de menas o caracterizada por una agrupación particular de depósitos minerales. En una misma área pueden estar representadas varias épocas metalogénicas. Metalotecto: Término que se refiere a una determinada característica geológica que se cree que ha jugado un rol en la concentración de uno o más elementos (o sustancias minerales) y ha contribuido a la formación de depósitos minerales; puede ser estructural, estratigráfico, litológico, geomorfológico, etc. y puede combinar espacio y tiempo. Ej. Orógeno Andino, una caldera volcánica, rocas volcánicas jurásicas, una falla regional, etc. Franja Metalogénica (id. Faja, cinturón.): Término utilizado en Chile por varios autores (incluyendo este trabajo) debido a un factor de escala. Las franjas metalogénicas existentes en Chile se ajustan a la definición de Provincia Metalogénica, pero en trabajos previos se ha considerado a Los Andes como una Provincia Metalogénica dominada por yacimientos cupríferos. Esto ha llevado a definir en detalle ya sea sub-provincias o franjas metalogénicas. Mapa Metalogénico: Mapa a escala regional que muestra la distribución de los depósitos minerales (metálicos o no-metálicos) sobre una base geológica adecuada para destacar características relevantes de la mineralización y con una simbología apropiada para indicar la forma, tipo de mineralización y magnitud de cada depósito (el tamaño de los depósitos se muestra independiente del nivel de explotación; no es un mapa de recursos mineros). El propósito de los mapas metalogénicos es proveer una base o punto de partida sólido para exploraciones mineras regionales. 136

138 2 Marco Geotectónico de la Mineralización Andina La metalogénesis de Chile y en general de la Cordillera de Los Andes está determinada por el marco tectónico de ésta cadena montañosa, el que corresponde a un margen continental activo con subducción de corteza oceánica bajo el continente sudamericano. Aunque este marco tectónico es común a toda la cadena andina, la evolución geológica tiene notables diferencias a lo largo de ella. Por ejemplo, Los Andes Septentrionales (Colombia y Ecuador) tienen una historia colisional, con acreción de terrenos alóctonos al borde continental; ésta es una situación tectónica similar a la de la Cordillera de British Columbia en Canadá. Por su parte, en los Andes Patagónicos existió el desarrollo de una cuenca marginal durante el Jurásico y Cretácico y un arco magmático estático. Los Andes Centrales (02-45 Lat. S), que son los más relevantes para la metalogénesis chilena, se consideran como un ejemplo clásico de un orógeno simple desarrollado en un margen convergente de placas (Dewey y Bird, 1970; James, 1971). Esto es una cadena montañosa no-colisional (sin colisión o acreción de fragmentos continentales o terrenos exóticos), formada sobre un sistema de subducción de larga vida y activo en la actualidad. La característica distintiva de esta cordillera respecto a otras cadenas montañosas en el mundo es la existencia de un enorme volumen de rocas ígneas generadas a lo largo de su historia geológica. Esto ha hecho que los Andes hayan sido llamados como una cadena montañosa magmática (Zeil, 1979) o un orógeno volcano-plutónico (Sillitoe, 1976). La mayor parte de los depósitos metálicos tienen una relación inherente y temporal con la actividad magmática y el origen de su contenido metálico se atribuye a procesos relacionados a la subducción a profundidad. Una significativa parte de la riqueza mineral de Chile está constituida por varios depósitos gigantes de tipo pórfido cuprífero, incluyendo los mayores depósitos de este tipo en el mundo. Algunos, como Chuquicamata o El Teniente contienen > 50 millones de toneladas de Cu fino, por lo que fueron denominados como monstruosos ( behemotian ) por Clark (1993), para indicar que son mayores que los pórfidos cupríferos super-gigantes a nivel mundial. En efecto la mayor parte de la producción cuprífera de Chile proviene de 16 pórfidos cupríferos, 12 en el Norte de Chile y 4 en la Zona Central. Es decir proviene de unos pocos depósitos gigantes de cobre. La segunda fuente de cobre chileno proviene de depósitos estratoligados hospedados por rocas volcánicas del Jurásico y del Cretácico Inferior. Para comprender la metalogénesis chilena es necesario entender el ambiente tectónico en el que la mineralización ocurre, la que corresponde a un margen convergente de placas o margen cordillerano como también se lo ha denominado. Este ambiente corresponde a una zona de suprasubducción (Nelson, 1996). El ambiente suprasubducción corresponde a cualquier corteza (que está o estuvo) sobre una zona de subducción y en el caso andino es corteza continental (Sial). El ambiente supra-subducción es un ambiente tectónico muy prolífico para la formación de depósitos metalíferos de origen hidrotermal. 137

139 3 La mineralización metálica en el ambiente de supra-subducción está controlada por 3 factores principales, los que son: Magmatismo Suprasubducción Estructuras Mayores Régimen de Tectónica de Placas Magmatismo Suprasubduccion El magmatismo asociado a zonas de subducción típicamente se presenta en un frente paralelo a la zona de subducción con actividad intrusiva y volcánica que constituye el arco magmático, pero también puede existir magmatismo en trás-arco como el magmatismo meso-cenozoico de Bolivia y Argentina y en situaciones excepcionales magmatismo de ante-arco como el existente en los Andes Patagónicos. En zonas de suprasubducción típicamente se desarrolla una actividad magmática volcanoplutónica de composición calcoalcalina (arco magmático), siendo la composición de los magmas progresivamente más alcalinos hacia el interior continental. De acuerdo a los estudios petrológicos los magmas de arco derivan de la fusión parcial del manto astenosférico, la cual es inducida principalmente por volátiles (agua) y una pequeña proporción de magmas que son liberados de la placa oceánica en subducción, cuyas rocas son sometidas progresivamente a condiciones de mayor temperatura y presión al subductarse, sufriendo metamorfismo, formando nuevos minerales anhidros más estables en condiciones de profundidad y liberando fluidos. La adición de componentes volátiles en rocas del manto astenosférico, sometidas a alta temperatura y presión, resulta en su fusión parcial y los magmas basálticos así generados ascienden debido a diferencia de densidad con las rocas que los contienen. Procesos subsecuentes de diferenciación (cristalización fraccionada) y asimilación de rocas suprayacentes (contaminación cortical) dan origen en último término a las rocas volcánicas o intrusivas ígneas características de los arcos magmáticos. En posición de tras-arco pueden darse condiciones para la fusión parcial de materiales corticales, ligadas al desarrollo de fajas corridas y plegadas, dando origen a un magmatismo peraluminoso. El magmatismo de ante-arco es raro en zonas de subducción, debido a que el ante-arco corresponde normalmente a una zona de bajo gradiente geotérmico. Sin embargo, en Aysén existe un magmatismo de ante-arco ligado a la subducción de la Dorsal de Chile. Esta es una situación excepcional donde el flujo calórico anómalo deriva de una dorsal activa en subducción. El magmatismo en zonas de suprasubducción provee calor, fluidos y metales. La fuente de los metales asociados a los magmas pueden corresponder a corteza oceánica subductada, la cuña de manto astenosférico sobre la placa en subducción y a rocas de caja a lo largo del camino de ascenso del magma y de los fluidos hidrotermales circulantes. 138

140 4 La mineralización en regiones de convergencia de placas es típicamente de tipo hidrotermal y está asociada espacial y temporalmente con actividad ígnea intrusiva o extrusiva de naturaleza calco-alcalina (Ej. Hedenquist y Lowerstern, 1994). En ambiente intrusivo la mineralización es comúnmente de tipo pórfido y existen abundantes evidencias para indicar que los fluidos mineralizadores han derivado directamente de magmas hidratados en cristalización. Por otra parte, en muchos sulfuros masivos y depósitos tipo veta en rocas extrusivas y sedimentos volcanogénicos los fluidos mineralizadores pueden haber sido derivados de aguas subterráneas meteóricas o de origen marino. A pesar de un origen no magmático de estos últimos fluidos, los magmas hidratados juegan un rol importante en la formación de los depósitos y en muchos casos las intrusiones en profundidad proveen el contenido metálico, aparte de ser la fuente de la energía térmica que permite la circulación de los sistemas convectivos de fluidos. El volcanismo explosivo, el cual crea amplios sistemas de fracturas (Ej. Calderas volcánicas) y otras condiciones geológicas que conducen a sistemas de circulación de fluidos a gran escala pueden ser ligados directamente al gran aumento de volumen que necesariamente se produce en cuerpos de magma hidratado en cristalización en zonas someras de la corteza (Burnham, 1979). Por lo tanto, existe una relación, ya sea directa e indirectamente, entre mineralización hidrotermal y magmas hidratados con la composición apropiada, en cualquier parte en que ese tipo de magmas se hayan emplazado a niveles someros como para causar fracturamiento al solidificarse. ESTRUCTURAS MAYORES En la corteza superior las estructuras frágiles o aquellas de la transición frágil - dúctil pueden actuar como conductos de fluidos, zonas permeables para depositación de minerales y/o como control de intrusión de magmas, por lo tanto ejercen un importante control metalogénico (Ej. Kutina, 1998). Existen estructuras ligadas a la subducción las que son paralelas al sistema de fosa oceánica (trench-linked faults) estas pueden ser fallas normales como las que limitaron la cuenca de trás-arco que existió durante el Jurásico y Cretácico Inferior en Chile o fallas transcurrentes que acomodan esfuerzos de cizalle que se desarrollan a lo largo del arco magmático y que están ligados a períodos de convergencia oblicua de placas como los Sistemas de Falla de Atacama y de Falla de Domeyko en el norte de Chile y el Sistema Liquiñe Ofqui en el sur de Chile. También pueden existir estructuras paralelas al arco resultantes de la acreción de terrenos alóctonos (suturas), pero este no es un fenómeno característico de Los Andes Centrales del Meso-Cenozoico, aunque fallas mayores o suturas que limitan terrenos acrecionados son comunes en Los Andes septentrionales (Ecuador, Colombia) y existirían suturas en el basamento Paleozoico de Los Andes, ya que la evolución geológica pre-andina involucró la accreción de terrenos alóctonos. Por otra parte, asociadas a la subducción se desarrollan estructuras transversales, normales al arco, que Corbett y Leach (1998) denominaron fallas de transferencia. Estas 139

141 5 estructuras acomodan variaciones de manteo y de razones de convergencia a lo largo de segmentos de la zona de subducción. Existen también sistemas conjugados de fallas de transferencia asociados a convergencia ortogonal y que se desarrollan en ángulo respecto a la zona de subducción. Un margen continental activo como el Andino posee también estructuras heredadas (pre- Andinas) las que están en posiciones oblicuas a la cadena. El rol específico de este tipo de estructuras es discutible, pero ciertamente ellas también pueden actuar como conductos de fluidos, zonas permeables para depositación de minerales y/o como control de intrusión de magmas, tal como lo sugieren Tosdal y Richards (2001) para los pórfidos cupríferos. De hecho, las estructuras pre-andinas que son visibles como lineamientos mayores de rumbo NW en la Cordillera Argentina parecen ejercer un control en la ubicación de centros volcánicos recientes a lo largo de Los Andes y es probable que ejercieran un rol similar en la localización de sistemas de tipo pórfido cuprífero en el pasado. REGIMEN DE TECTÓNICA DE PLACAS La tectónica de placas es dinámica y la interrelación entre placas es continuamente variable en espacio y tiempo debido a una serie de factores, los que se revisan a continuación. Angulo de subducción: Actualmente en Los Andes existe una marcada segmentación tectónica que coincide con variaciones del manteo de la zona de Benioff a lo largo de la zona de subducción (Barazangi e Isacks, 1976; Jordan et al., 1983). La coincidencia de las variaciones de la geometría de la placa de Nazca descendente y cambios en la fisiografía y geología a lo largo de Los Andes es notable. En Chile esto se traduce en la existencia de dos zonas con volcanismo activo (desde los 27 S hacia el norte y desde los 33 S hacia el sur) ambas sobre segmentos de la zona de subducción con 30 de manteo y separadas por el segmento entre los 27 a 33 en el que la zona de subducción mantea entre 2 a 15 (subducción plana) sin volcanismo activo (Thorpe et al., 1982). Los distintos segmentos actuales tienen características muy distintas en cuanto a morfología y tectónica (Jordan et al., 1983). La variaciones de ángulo de subducción también deben haber existido en el pasado y pueden haberse reflejado en las características tectónicas y metalogénicas de los distintos segmentos de Los Andes. Sillitoe (1974) identificó 16 límites transversales de segmentos tectónicos a lo largo de la cadena andina y atribuyó las variaciones longitudinales en la naturaleza de las franjas metalogénicas a la segmentación tectónica de esta cadena montañosa. Vector de convergencia: la convergencia ortogonal (recta) es la más eficiente en los sistemas de subducción y hay una tendencia del sistema mundial de placas a reorganizarse para mantener esa configuración (Ej. Scotese y Rowley, 1985), pero durante la larga historia de convergencia continua de placas en zonas de subducción individuales es probable que se produzcan períodos de convergencia oblicua y que se desarrollen sistemas de fallas transcurrentes. Estos sistemas de fallas transcurrentes son actualmente reconocidos como un proceso común en la mayor parte de arcos magmáticos en ambiente cordillerano (Ej. Jarrard, 1986; Sylvester, 1988; Holly y School, 1989; Busby-Spera y 140

142 6 Saleeby, 1990; Saint Blanquat et al., 1998). Las fallas transcurrentes ligadas a la subducción se nuclean y se desarrollan en la zona débil a lo largo del arco magmático (debilitamiento termal de la litosfera por el calor adicionado por el magmatismo) y acomodan el componente de desplazamiento horizontal en márgenes continentales activos durante períodos de convergencia oblicua (Woodckock, 1986; Beck, 1986; Busby-Spera y Saleeby, 1990). Por lo tanto fallas transcurrente y deformación de cizalle asociada se concentran a lo largo de la zona debilitada dentro del arco magmático relacionado a subducción. Esto es consistente con los modelos teóricos de Fitch (1972), Walcott (1978), Dewey (1980), Beck (1983, 1986), Saint Blanquat et al. (1998), Cembrano et al. (1997), etc. Razones de convergencia: éstas varían en el tiempo, lo que se traduce en variaciones de la posición y ancho del frente magmático. Por ejemplo entre los 26 y 4 Ma (anomalías magnéticas 8 a 3; Cande, 1983) están documentadas máximas razones de convergencia recta entre la placa de Nazca y el continente Sudamericano (del orden de 12 cm/año). Esto coincidió con una notable expansión del arco magmático Mioceno, el que alcanzó hasta 350 km de ancho desde Chile oriental hasta extensas áreas de Argentina y Bolivia. La reducción de las tasas de convergencia en el Plioceno fue acompañada por la restricción del magmatismo al límite entre Chile y Bolivia - Argentina. Las razones de convergencia tampoco son homogéneas a lo largo de una zona de subducción, las diferencias de velocidad son acomodadas en la placa oceánica por las fallas de transformación (transform faults) normales a las dorsales, mientras que en el continente deberían ser acomodadas por las fallas de transferencia normales u oblicuas a la subducción (Corbett y Leach, 1998). Erosión por subducción: Las rocas pertenecientes al arco magmático del Jurásico a Cretácico Inferior en Chile se encuentran en el borde continental Sudamericano relativamente cercanas a la profunda fosa oceánica que bordea el margen activo del continente. Es improbable que el mencionado arco magmático se halla generado en el borde continental mismo, porque hoy existe una distancia del orden de 240 Km entre la posición de la fosa y el eje del arco magmático activo. Consecuentemente, es altamente probable que parte del borde continental haya sido erosionado por subducción como resultado de las condiciones de esfuerzo compresivo existentes en el margen activo desde el Cretácico Superior (subducción tipo Chileno). La subducción de sedimentos ha sido documentada por estudios geofísicos de la Fosa de Chile-Perú (Ej. Kulm et al., 1977; Schweller et al., 1981; Hilde, 1983) y por estudios de 10 Be en lavas recientes de arco (Brown et al., 1982; Tera et al., 1986; Morris et al., 1987). Esto se considera una parte esencial de los modelos modernos de márgenes convergentes (Ej., Cloos y Shreve, 1988). Sin embargo, también deben haberse subductado bloques de rocas continentales arrastradas en la zona de subducción, al menos hasta donde su flotabilidad haya superado el arrastre descendente. Stern (1988, 1989) atribuyó a la erosión por subducción la participación de materiales corticales en la génesis de magmas de la zona volcánica sur de Los Andes y atribuyó al aplanamiento de la zona de subducción un incremento de la participación de estos materiales en la génesis magmática, sugiriendo que esos procesos no solo eran importantes para definir las características de los magmas eruptados en el frente volcánico actual entre los 33 y 34 S, sino que también en la génesis de los pórfidos cupríferos del 141

143 7 Mioceno Superior-Plioceno presentes en esta zona. Aunque las interpretaciones de Stern (op. cit.) son controvertidas, no es posible desligar el efecto de materiales corticales subductados en la actividad magmática de márgenes convergentes erosivos como el chileno. En otros sectores de Los Andes y en otros márgenes convergentes se desarrollan prismas de acreción, pero esta característica está ausente de Los Andes centrales actuales, de modo que no es necesario extenderse en este aspecto. Subducción de Dorsales y otras estructuras del fondo oceánico: Un ejemplo clásico de esta situación es la subducción de la activa Dorsal Chilena en Los Andes de la Patagonia donde hay alto interés por conocer los efectos de esta situación tan particular. Sin embargo, dorsales antiguas inactivas o alineamientos de islas y montes submarinos como el Cordón de Juan Fernandez (Vergara, 1997) podrían también tener efectos significativos en la geología y el magmatismo en la zona central de Chile y se ha sugerido incluso una posible relación con la génesis de los pórfidos cupríferos del Mioceno Superior Plioceno de la zona central de Chile (Stern y Skewes, 1997). Esta posibilidad no se puede descartar, pero es difícil establecer su importancia real. Condiciones de esfuerzo en el margen convergente: Los trabajos comparativos de zonas de subducción de Uyeda y Nishiwaki (1980) y Uyeda (1987) mostraron que existen dos tipos extremos de zonas de subducción en las cuales existe marcada diferencia en las condiciones de esfuerzo dominantes y en su metalogénesis. La denominada subducción tipo Mariana (por el arco de las Marianas en el Pacífico occidental) donde existen condiciones no compresivas, alto ángulo de subducción y desarrollo de una cuenca marginal de trás-arco y en contraposición la subducción de tipo Chileno, compresiva, con erosión por subducción, desarrollo de una faja de pliegues y fallas trás-arco. En márgenes tipo Mariana están dadas las condiciones para la generación de depósitos exhalativos submarinos como los Kuroko de Japón, mientras que los márgenes tipo Chileno son favorables para la generación de pórfidos cupríferos. La subducción de tipo Chileno imperante en la actualidad en Los Andes Centrales es una situación que se mantiene desde el Cretácico Superior, mientras que durante el Jurásico y Cretácico Inferior habría imperado un sistema de subducción más afín con la subducción tipo Mariana (Davidson, 1987; Boric et al., 1990). MAGMATISMO Y MINERALIZACIÓN Considerando que en zonas de convergencia de placas la metalogénesis está fuertemente interrelacionada con la actividad magmática, sobre todo al emplazamiento de cuerpos intrusivos, es adecuado revisar cual es la relación existente entre granitoides y mineralización metálica. Aquí se aprovecha una excelente revisión del tema realizada por Richard H. Sillitoe, de modo que una parte de la sección a continuación de este texto es una traducción libre del trabajo de Sillitoe (1996), Granites and Metal Deposits, Episodes, V. 19, pp , con algunos agregados referidos en el texto. 142

144 8 Los granitoides incluyendo las intrusiones de pórfido asociados, están espacial, temporal y genéticamente asociados a muchos de los depósitos mayores a nivel mundial. Casi todo el Mo, Sn y W están asociados a granitoides, muchos depósitos de metales raros (Ta, Nb, Bi, Be, Zr, Ga, REE), más del 60% de los recursos de Cu y hasta 10% del Fe, Au, Zn, Pb, Ag, y U, así como todo o muchos de varios metales menores (Bi, Cd, Sb, Te, Re, In, Sc) se presentan dentro y alrededor de plutones o stocks emplazados principalmente en el ambiente epizonal, es decir entre 1 y 5 km de profundidad desde la superficie de la tierra. Adicionalmente, los intrusivos graníticos (en sentido amplio) pueden haber sido la fuente de metales de otros ambientes, incluyendo depósitos epitermales asociados a rocas volcánicas subaéreas, sulfuros masivos volcanogénicos generados en el fondo oceánico o inmediatamente bajo él, y depósitos de oro diseminado de reemplazo (tipo Carlin) hospedados por rocas sedimentarias. Tipos de magmas y metales correspondientes La mayor parte de los metales considerados aquí están relacionados a granitoides de carácter calcoalcalino de bajo- a alto-k o carácter alcalino, los cuales varían en composición entre metaluminosos a peraluminosos y cubren un amplio rango de contenido de sílice (diorita a granito, en sentido estricto). Los controles fundamentales que controlan los contenidos metálicos de las menas asociadas son la composición, grado de fraccionamiento y estado redox de los magmas (Blevin y Chappell, 1992). El fraccionamiento en suites graníticas involucra una variedad de procesos ígneos, de los cuales la cristalización fraccionada parece ser la más importante (Lehmann, 1993). La clasificación de granitos en Tipo I y Tipo S, la cual refleja la naturaleza de la fuente del magma (Blevin y Chappell, 1992), o Series Magnetita o Ilmenita, que describe el estado de redox de las rocas mismas (Ishihara, 1981), puede ser usada como base para una subdivisión metalogénica mayor. Esencialmente todos los intrusivos de Tipo S pertenecen a la Serie Ilmenita, mientras que los de Tipo I incluyen a los de la Serie de Magnetita y, en forma menos común, rocas de la Serie Ilmenita (Ishihara, 1981). Los granitos Tipo A (Collins et al., 1982) han generado mineralización de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb), pero pocos depósitos mayores. Dioritas cuarcíferas, granodioritas y monzonitas cuarcíferas, con poco fraccionamiento y del Tipo I/ Serie de Magnetita así como sus contrapartes alcalinas pueden originar depósitos mayores de Cu, Mo y/o Au como los que se encuentran en Chile. La razón Cu/Mo de los depósitos típicamente decrece con el grado de fraccionamiento. El extremo se alcanza en los depósitos de tipo pórfido de Mo de tipo Climax, los que son deficientes en Cu, están enriquecidos en W, Sn, Ta, Nb y F y se asocian a pórfidos riolíticos alcalinos de alta sílice (>75% en peso; Carten et al., 1993). Los magmas altamente oxidados parecen favorecer la concentración de Au (Ej. pórfidos de Au de Maricunga), aunque rocas graníticas relativamente reducidas de Tipo I parecen asociarse con algunos tipos de depósitos de oro (Ej. skarns ricos en Au; Meinert, 1993). 143

145 9 Mientras que los intrusivos félsicos más evolucionados y reducidos de Tipo I tienden a estar pobremente mineralizados. En contraste, granitos fraccionados y relativamente reducidos del Tipo-S o de la Serie Ilmenita se asocian típicamente con depósitos de Sn ± W (wolframita). Sin embargo, Blevin y Chappell (1995) enfatizan que estos depósitos pueden ser los productos de granitos de tipo I o S siempre que haya un apreciable fraccionamiento por cristalización de plagioclasa durante la consolidación de la suite magmática relacionada. El fraccionamiento extremo de magmas de Tipo I o S bajo la influencia de un alto contenido de volátiles (F, B, P) puede conducir a la formación de granitos y pegmatitas con topacio y mica de Li, los que pueden contener concentraciones comerciales de metales raros. La correlación general entre razones de metales en depósitos y la composición de sus rocas graníticas asociadas provee una fuerte evidencia que los magmas graníticos son la fuente directa de los metales, tal como está implícito en la ya antigua teoría magmáticohidrotermal de formación de menas (Ej. Lindgren, 1933). Los depósitos metálicos pueden ser generados por procesos magmáticos normales y no se necesita un magma inicialmente enriquecido en metales, aun en el caso del Sn (Lehmann, 1990). Un corolario sobre una fuente magmática de los metales es que la formación de menas normalmente no resulta de la lixiviación y reconcentración de metales desde las rocas huéspedes de las intrusiones graníticas por aguas subterráneas o aguas de formación calentadas. Las intrusiones reducidas favorecen la concentración hidrotermal de Sn, el cual no entra en los sulfuros magmáticos e ilmenita que cristaliza temprano en la historia de enfriamiento de tales cámaras magmáticas (Ishihara, 1981). En contraste los magmas oxidados inhiben la precipitación de sulfuros magmáticos y el consecuente secuestro del cobre y oro, los cuales por lo tanto permanecen disponibles para particionarse en el fluido hidrotermal (Candela, 1989; 1991). Marcos Tectónicos La mayoría de los depósitos metálicos relacionados a granitoides se localizan dentro de arcos magmáticos o en posición de trás-arco, aunque también se presentan en sectores de colisión e intra-placa. La intrusión y la concentración de metales estaría favorecida por regímenes tectónicos distensivos o zonas de dilatación dentro de marcos globales compresivos. Muchos depósitos de Fe, Cu y Au relacionados a intrusivos se encuentran en arcos cordilleranos (márgenes activos continentales) o arcos de islas generados durante la subducción de litosfera oceánica. En efecto, para la generación de depósitos mayores se requieren contribuciones subcorticales a los magmas parentales, incluyendo H 2 O, Cl, S y metales. Varios depósitos mayores de Au y Cu-Au en los arcos de islas del Pacífico oeste y de otras partes del mundo se formaron a partir de intrusiones emplazadas inmediatamente después de eventos de colisión que produjeron la inversión de la polaridad de la subducción 144

146 10 y posiblemente una amplia fusión parcial de la parte superior de placas desprendidas en hundimiento (stalled plates). Sin embargo, unos pocos depósitos de Fe y Cu también se forman en marcos tectónicos de extensión intra-placa, como lo ejemplifica Olympic Dam en el sur de Australia. Los depósitos mayores de Zn-Pb-Ag se presentan típicamente en sectores donde cuerpos intrusivos cortan a secuencias sedimentarias normalmente a lo largo del sector interno de arcos cordilleranos (cuencas de trás-arco en márgenes continentales activos). Los depósitos de Mo ± Cu también se presentan en terrenos correspondientes a arcos magmáticos, pero los depósitos mayores de tipo pórfido Mo (±W) de tipo Climax fueron generados en posiciones de trás-arco durante modesta extensión de la corteza continental. La contaminación cortical de magmas, inferida a partir de características tales como altas razones iniciales de isótopos de Sr y presencia de circones heredados, es más evidente en granitos asociados con Sn, W, U y metales raros, de ahí que estos se asocien con marcos tectónicos compresivos de trás-arco (fajas corridas y plegadas o fold-thrust belts ) como en Bolivia y Perú (Sn) y en los Territorios del Noroeste en Yucón, Canadá (W) o zonas de colisión continental como en la faja Hercínica de Europa (Sn, U), sur de China (Sn, W) y la faja de Damara en Namibia (U). Magmatismo intraplaca, generado por actividad de plumas del manto, como en Brasil y Nigeria se asocian también con mineralización de metales litófilos. Concentración de metales Generalmente la extracción de metales y otros elementos desde magmas ocurre mediante la exsolución de una fase fluida acuosa. Cuando un magma se aproxima a la superficie se puede producir la exsolución de los volátiles contenidos en este (mayoritariamente H 2 O, pero también CO 2, SO 2, H 2 S, HCl, HF) en una fase acuosa en respuesta al descenso de la presión, lo que se ha denominado primera ebullición (first boiling), ahora bien cuando un magma hidratado comienza a cristalizar la fase fundida residual se sobresatura en fluidos y se produce también la exsolución de una fase acuosa, lo que se denomina segunda ebullición (second boiling) o ebullición retrógrada, porque se produce en respuesta al descenso de temperatura. Además, la fase fluida acuosa a altas temperaturas por razones termodinámicas se separa en una fase líquida salina y una fase vapor diluida. La eficiencia del transporte de la mayoría de los metales está controlada por el contenido de cloro de la fase fluida porque los metales de interés forman complejos solubles con iones de Cl. Las excepciones probables son el W y Mo, transportados como complejos hidroxiácidos. Algunos metales raros también son excepcionales, especialmente Ta y Li, los que alcanzan concentraciones comerciales por cristalización directa de minerales de magmas altamente evolucionados. La partición de Cu en una fase fluida (tanto vapor como un líquido hipersalino) es más eficiente a profundidades someras (aproximadamente 3-4 Km) a partir de magmas félsicos hidratados con altas razones Cl/H 2 O (Candela y Piccoli, 1995). 145

147 11 Para que un depósito metálico se forme en la parte apical de un plutón granítico, los fluidos con contenido metálico deben primero concentrarse en la porción superior de una cámara magmática, posiblemente por procesos de revuelta convectiva y cristalización en las paredes laterales de la cámara. La introducción de fluidos también puede ser el resultado de la intrusión de un magma máfico en la parte inferior de una cámara magmática félsica (Ej. Carten et al., 1993). El fluido entonces debe ser canalizado efectivamente hacia arriba a través de la columna magmática. Esto requiere permeabilidad en la cámara magmática, lo cual es favorecido por el alto contenido inicial de agua y otros volátiles concentrados, bajo grado de cristalización y bajas presiones, o sea profundidades someras (Candela, 1991). Los contactos intrusivos, fallas y litologías favorables constituyen medios efectivos para enfocar el ascenso de fluidos magmáticos más allá de la cámara magmática. Parte del magma y fluidos son introducidos a partir de la cámaras magmáticas parentales a través de las cúpulas, en las cuales los sistemas de pórfidos usualmente tienen la forma de cilindros subverticales que son más altos (>2 Km) que anchos. Se estima que cámaras magmáticas con volúmenes tan pequeños como 15 Km 3 pueden liberar suficiente fluido magmático para generar pórfidos cupríferos de tamaño moderado en sus cúpulas (Cline, 1995), aunque se supone que se requieren volúmenes iniciales de unas 20 veces más grandes para depósitos de Sn (Lehmann, 1990). Los depósitos mayores de metales se favorecen por el ascenso focalizado de fluido a través de una o más cúpulas. La rápida cristalización/ enfriamiento del magma en esas cúpulas origina la característica textura porfírica (Burnham, 1979). La liberación de energía mecánica durante el escape de fluidos genera enrejados de fracturas (stockwork o sheeted-vein), incluyendo brechas hidrotermales, los cuales proveen sitios para la depositación de los metales (Burnham, 1979). La depositación de metales en forma de sulfuros (Cu, Mo, Pb, Zn, Ag, Bi, Sb), óxidos (Fe, Sn, W), fluorcarbonatos (REE) o metal nativo (Au), se produce por la desestabilización de sus complejos iónicos solubles en medios acuosos, más comúnmente complejos iónicos clorurados. La desestabilización es inducida por enfriamiento, reacción con las rocas de caja en y alrededor de la cúpula y, sobre todo, por la mezcla con aguas subterráneas marginales. La precipitación secuencial de metales origina la zonación a escalas de depósitos y de distritos. Los ejemplos incluyen: incremento hacia fuera en Mo/Cu y Mo/Au e incremento hacia arriba de Au/Cu en muchos pórfidos cupríferos ricos en Au (Sillitoe, 1993) y concentración de Zn-Pb±Ag en la periferia de depósitos y distritos de Cu, Mo, W y Sn. Los estudios de inclusiones fluidas primarias en cuarzo y minerales asociados de depósitos minerales asociados a granitoides revelan que la mayor parte de los metales han sido introducidos como componentes de soluciones cloruradas ricas en Na-, K- y Ca- a temperaturas en el rango de 550º-300ºC. Los fluidos más diluidos y fríos son generalmente responsables solo de mineralización tardía y periférica (Roedder, 1984). Los microanálisis revelan que los líquidos hipersalinos contienen varios cientos a miles de ppm de metales de mena (Heinrich et al., 1992; Bodnar, 1995). Además, resultados recientes señalan que las razones Au/Cu de las soluciones hipersalinas primarias de alta temperatura es idéntica a la razón Au/Cu en dos de los mayores depósitos de Cu-Au (Bajo La Alumbrera, Argentina y 146

148 12 Grasberg, Indonesia). Esto indica que el contenido metálico global de estos depósitos está controlado primariamente por la composición del fluido magmático aportado, el cual a su vez probablemente está controlado por el proceso de cristalización de una cámara magmática subyacente (Ulrich et al., 1999). Las inclusiones fluidas muestran consistentes evidencias para el atrapamiento simultáneo de una solución salina (salmuera) y una fase vapor coexistente. Los microanálisis identifican dos grupos de elementos con comportamiento geoquímico drásticamente diferente. El Na, K, Fe, Mn, Zn, Rb, Cs, Ag, Sn, Pb, y Tl son particionados preferentemente en la fase líquida (probablemente como complejos clorurados), mientras que el Cu, As, Au (probablemente como complejos HS) y B se particionan selectivamente en la fase vapor. Esto indica que la separación de fases fluidas probablemente es un proceso mayor, previamente subestimado, en la diferenciación química contribuyendo al extremo rango de enriquecimiento selectivo en sistemas magmático-hidrotermales, desde plutones profundos, a través de estilo pórfido y depósitos de greisen, hasta mineralización epitermal y fumarolas volcánicas (Heinrich et al.,1999). Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno confirman que los fluidos tempranos fueron derivados del magma. Evidencias recientes indican que tanto la alteración potásica como la fílica pueden ser producidas simultáneamente por fluidos de derivación magmática cuyas composiciones difieren por la separación de fases (liquido, vapor) y no siempre la alteración fílica corresponde a un evento sobreimpuesto relacionado a la mezcla de fluidos magmáticos y meteóricos. Aunque hay evidencias isotópicas (O y H) que indican que los fluidos tardíos en las partes más someras y distales de depósitos o distritos muestran evidencias de mezcla de componentes magmáticos con hasta 50% de agua meteórica (Taylor, 1979). Tipos de Depósitos La mayor parte de los depósitos metálicos generados a partir de fluidos magmáticos pueden ser asignados a seis tipos mayores, los cuales pueden ocurrir solos o en varias combinaciones. Los más grandes, alcanzando a varios miles de millones de toneladas de mineral, son los de tipo pórfido, mientras que los menores son vetas, generalmente de menos de 10 millones de toneladas. Skarn mayores, reemplazo de carbonatos, greisen y depósitos hospedados por brechas son típicamente de tamaño intermedio. Depósitos tipo Pórfido: contienen principalmente Cu, Mo y/o Au, están centrados en stocks de pórfidos cilíndricos, desde menos de 100 m hasta varios Km de diámetro, que corresponden a apófisis porfíricas sobre cúpulas del techo de plutones graníticos. Los stocks son típicamente multi-fase en carácter (varias intrusiones sucesivas), con las leyes mayores comúnmente en las intrusiones porfíricas más tempranas y, en algunos depósitos, también en las rocas de caja (Ej. El Teniente donde el >70 % de la mineralización de Cu- Mo está en andesitas miocenas encajadoras). Pórfidos con mineralización más pobre intruyen durante y después de la alteración e introducción de metales principales (Gustafson y Hunt, 1975; Carten et al., 1988; Sillitoe, 1993). Mucho del metal en pórfidos se presenta en stockworks multidireccionales de venillas de cuarzo-sulfuros que acompañan a alteración potásico-silicatada tipificada por biotita post-magmática y feldespato-k. 147

149 13 Alteración sericítica, definida por cuarzo, sericita y pirita, comúnmente se sobreimpone sobre toda o parte de la zona potásica y en muchos casos produce la remoción parcial o total de metales. Depósitos de Skarn: se forman por la conversión de rocas carbonatadas a silicatos de calcio y magnesio con contenido de metales al lado o cerca de intrusivos graníticos. Las intrusiones pueden hospedar depósitos tipo pórfidos o ser estériles. Las asociaciones de silicatos de progrado, principalmente granate y piroxena en sistemas cálcicos, son normalmente deficientes en metales, mientras que las etapas retrógradas tardías introducen la mayor parte de los metales junto con asociaciones hidratadas conteniendo minerales como actinolita, biotita, muscovita, clorita, talco y carbonatos (Einaudi et al., 1981). Todos los metales concentrados por fluidos magmáticos están localizados por combinaciones de litologías favorables y fallas. Consecuentemente son comúnmente estratoligados, pero parcialmente tipo veta o controlados por fracturas. Depósitos de Reemplazo de Carbonatos: Se generan donde rocas carbonatadas interactúan con fluidos magmáticos diluidos, más allá del frente de skarn, y las calizas huéspedes o mármoles son reemplazados directamente por sulfuros masivos o semimasivos. Depósitos de Sn y Zn-Pb-Ag son comunes en depósitos de reemplazo de carbonatos, los cuales pueden ocurrir como extensiones distales de cuerpos de skarn (Einaudi et al., 1981). Mantos estratoligados interconectados con chimeneas subverticales son configuraciones típicas de los depósitos de reemplazo de carbonatos. Los intrusivos fuentes normalmente no ocurren dentro de 500 m de los depósitos de reemplazo de carbonatos, aunque diques de pórfidos usualmente ocupan las fallas controladoras de la mineralización. Los depósitos auríferos del distrito Agua de la Falda (mina Agua de la Falda y depósito Jerónimo) en la III Región de Chile corresponderían a depósitos de reemplazo de carbonatos (Gale, 2000). Depósitos de Greisen: contienen Sn, W (como wolframita) y a veces Mo, Bi o Be, acompañados de metales base paragenéticamente tardíos. La mineralización se presenta diseminada en rocas alteradas pervasivamente correspondientes a cúpulas de intrusiones y sus rocas de caja contiguas. Existe una relación estrecha con sistemas de vetillas dominadas por cuarzo en sistemas de stockwork o sheeted-vein. La alteración de greisen se compone de cuarzo y mica blanca, acompañada de topacio, fluorita y/o turmalina. Los Greisen tienen transiciones a pórfidos, skarn y depósitos de reemplazo de carbonatos. Vetas auríferas en batolitos jurásicos en la Cordillera de la Costa de Chile central presentan asociaciones de minerales de tipo Greisen. Cabe señalar, que muchos programas de exploración por sondajes han perforado prospectos con alteración similar a greisen en la creencia que se trataba de una alteración marginal de pórfidos de Cu o Mo. La mayoría de estas perforaciones encontraron una delgada cubierta con contenido anómalo de cobre sobre una roca intrusiva fresca a profundidad. Estas zonas parecen originarse a partir de intrusivos de emplazamiento profundo que absorbieron (incorporaron) fluidos para producir una cubierta con intensa alteración de cuarzomuscovita, a menudo con ortoclasa rosada. Esta alteración se extiende unos 50 a 100 m hacia el interior de los contactos de la roca intrusiva y las rocas de caja. Todos los 148

150 14 minerales máficos en la zona alterada se transforman a muscovita y su contenido metálico reaparece en la cubierta sobreyacente que puede contener hasta 5% de sulfuros como pirita y calcopirita comúnmente acompañadas de molibdenita, galena o esfalerita. Estos sistemas no presentan fluorita o topacio como los pórfidos molibdeníferos y no constituyen un verdadero greisen con fluorita, topacio, scheelita y otros minerales característicos formados a partir de fluidos que migran hacia fuera de un plutón. Ejemplos de este tipo de alteración son frecuentes y ampliamente distribuidos (Catheart Mountain, Maine), pero no se conoce depósitos de cobre económicos formados por este proceso (Williams y Forrester, 1995). Depósitos de Brechas: comúnmente comprenden chimeneas de gran extensión vertical que se desarrollan tanto dentro de intrusivos o en las rocas de caja sobreyacentes. La mayor parte de los minerales de mena, ya sea cementan la brecha o impregnan la matriz constituida por roca molida. Las porciones marginales de chimeneas de brecha, adyacentes a zonas de fracturamiento laminado (sheeted) son los lugares favorables para la concentración de menas. Brechas cupríferas se presentan dentro de y alrededor de pórfidos cupríferos o independientes de estos, pero las brechas pueden contener uno o más de otros metales contenidos (Sillitoe, 1985). Los depósitos de Río Blanco y Los Bronces en la Cordillera de Chile central son particularmente pródigos en cuerpos de brecha, de hecho en Los Bronces (Disputada de Las Condes) se explota un complejo de brechas mineralizadas con matriz de turmalina. Vetas: normalmente están controladas por fallas de alto o moderado ángulo de manteo que cortan intrusivos y/o sus rocas de caja. Las vetas mayores pueden extenderse hasta varios Km en su corrida y 1 Km en profundidad por el manteo. Las vetas pueden estar acompañadas de otros tipos de depósitos, pero las más grandes se presentan solas. Históricamente las vetas de alta ley fueron la fuente principal de metales, tal como de Cu en el norte de Chile hasta principios de este siglo y Sn en Cornwall, Inglaterra, pero hoy su importancia económica es menor. Depósitos de Metales Principales Hierro Chile posee grandes depósitos de hierro relacionados a intrusiones albianas, pero estos son enanos al compararlos con las enormes formaciones de hierro bandeado como las Itabiritas de Brasil. Los depósitos más grandes de hierro relacionados a intrusiones, consistentes principalmente en magnetita, se pueden separar en dos grandes categorías posiblemente transicionales: skarn ferríferos convencionales, como Marcona en Perú y los cuerpos hospedados por rocas ígneas como Kirunavaara en Suecia o los depósitos magnetita-apatita de la franja ferrífera chilena de la Cordillera de la Costa del Norte Chico. Desde hace tiempo que existe una clásica controversia, no conclusiva, respecto al origen de los depósitos de magnetita-apatito pobres en titanio como los existentes en Chile. Algunos autores (Ej. Nyström and Henriquez, 1994, 1995) postulan que muchos de estos depósitos se derivan por cristalización de magmas (magmas de mena), mientras otros sugieren que ellos corresponden a reemplazo hidrotermal (Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y 149

151 15 posiblemente se formaron a partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interacción con magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and Oreskes, 1999). Las rocas ígneas que contienen depósitos de magnetita-apatito típicamente contienen actinolita, con o sin piroxena, granate y escapolita y están acompañadas por alteración K- silicatada (dominada por biotita). La albitización se presenta en algunos distritos como una alteración profunda pre-mineralización (Hirtzman et al., 1992), tal como ocurre en ambientes de tipo pórfido cuprífero o de greisen. Las rocas ígneas que hospedan depósitos de hierro pueden continuar su evolución hidrotermal y, dada la disponibilidad de Cu y Au, sufrir adiciones paragenéticamente tardías de sulfuros de Cu y de Au (Ej. Candelaria, Chile) y más allá la transformación de asociaciones de alteración K-silicatada con magnetita hacia sericitización dominada por hematita (Ej. Manto Verde). En realidad, la brecha rica en hematita del depósito de Cu-U- Au-Ag de Olympic Dam se considera comúnmente como un miembro extremo del clan de yacimientos de óxidos de Fe-Cu-Au (Hirtzman et al., 1992; Williams et al., 1995). Cobre Los depósitos de cobre están dominados por aquellos de tipo pórfido, siendo los más grandes del mundo los depósitos de Cu-Mo de El Teniente y Chuquicamata en Chile. Chuquicamata debe su supremacía a la generación de menas oxidadas y enriquecidas por meteorización durante el Terciario medio. Otro gran pórfido de Cu-Mo, como es Río Blanco Los Bronces en Chile, está dominado por un complejo de brechas que destruyeron gran parte de una mineralización de tipo stockwork pre-existente (Serrano et al., 1996) y corresponde a un ejemplo de pórfidos cupríferos dominados por brechas en oposición a los dominados por venillas (Ej. Tosdal y Richards, 2001). El único depósito de Cu relacionado a granitoides que se aproxima en magnitud a los pórfidos cupríferos es el de Olympic Dam hospedado en brechas en el sur de Australia (Reeve et al., 1990). En realidad el depósito relacionado a alteración calco-silicatada y potásica-silicatada de Candelaria en Chile no solo posee un tamaño comparable al de un pórfido cuprífero mediano (366 millones de ton con 1,08 % Cu, 0,26 g/t Au y 4,5 g/t Ag; Ryan et al., 1995), sino que probablemente es un depósito genéticamente intermedio entre los depósitos de Fe de magnetita-apatito y los pórfidos cupríferos clásicos (Ej. Marschik y Fonbonté, 1996). En Chile existen también depósitos estratoligados de Cu-(Ag) ("mantos chilenos") hospedados en rocas volcánicas que, en general, son al menos un orden de magnitud más pequeños que los pórfidos cupríferos, pero que constituyen la segunda fuente de cobre del país. Aunque existe también una larga controversia respecto al origen de estos depósitos, actualmente los datos disponibles permiten, en gran medida, ligar esta mineralización cuprífera al emplazamiento de intrusivos en las secuencias volcánicas mesozoicas y la fuente de los metales y azufre estaría en las intrusiones. Recientemente Vivallo y Henriquez (1998) realizaron una comparación geoquímica e isotópica entre los depósitos de Cu estratoligados en rocas volcánicas y vetiformes en intrusivos del Jurásico Medio a 150

152 16 Superior en la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta y postularon una génesis común para ambos tipos de depósitos. Varios skarns de Cu, notablemente Tintaya en Perú y Ertsberg en Indonesia, son también importantes económicamente, aunque son al menos un orden de magnitud más pequeños que los grandes pórfidos cupríferos. Molibdeno Más de la mitad del Mo en el mundo es producido cómo sub-producto de menas de pórfidos, cupríferos principalmente en Los Andes y en el oeste de Norte América. La mayor parte del Mo restante viene de pórfidos molibdeníferos, principalmente Henderson en Colorado, USA, el cual está hospedado por un pórfido riolítico de alta-sílice y el depósito de baja ley de Endako en British Columbia, Canadá, hospedado por una monzonita cuarcífera. Zinc y Plomo Los depósitos mayores relacionados a intrusivos de Zn-Pb-(Ag) son ya sea skarns cálcicos, como Kamioka en Japón o depósitos de tipo manto-chimenea de reemplazo de carbonatos como Santa Eulalia en México. En ambos tipos de depósitos las menas se formaron en posición distal respecto a intrusivos félsicos de Tipo I, comúnmente asociados a diques y presentan enriquecimiento proximal de cobre. Sin embargo, estos depósitos son superados en volumen por los depósitos sedimentarios exhalativos de Zn-Pb-(Ag) (Sedex) no relacionados directamente a intrusivos (Ej. mina Aguilar en Argentina). En Chile la única mina productora de Zn es El Toqui en la Región de Aysén, este depósito corresponde a un skarn cálcico desarrollado en una secuencia sedimentaria calcárea del Cretácico Inferior. Plata La mayor parte de la producción mundial de Ag es sub-producto de la explotación de depósitos epitermales de Au y depósitos de tipo sedex de Zn-Pb. Depósitos de Ag grandes relacionados a granitos son raros y en la actualidad solo se explota Candelaria en Nevada, USA. Candelaria es un depósito diseminado y stockwork de gran tonelaje hospedado por rocas sedimentarias localizado en posición distal respecto a un pluton inferido en profundidad (Thompson et al., 1995). Las menas supergenas oxidadas y zonas enriquecidas de depósitos de tipo veta, muchos en secuencias volcano-sedimentarias con calizas en sectores vecinos a intrusivos graníticos o granodioríticos, se explotaron en Chile en el siglo pasado; el más grande fue Chañarcillo que corresponde a un sistema de vetas mesotermales en rocas calcáreas neocomianas. 151

153 17 Tungsteno La dramática caída del precio del W en la década de 1980 produjo el cierre de la mayor parte de las minas de W del mundo occidental. Los depósitos más grandes son sistemas de vetas bordeados por greisen dominados por wolframita y skarn cálcicos con scheelita. Los depósitos mayores de skarn de W (y greisen asociados) están en Shizhuyuan en la provincia de Hunan en China (Mao et al., 1995). Más de un 75% del W minado en el mundo proviene de depósitos de tipo veta bordeados por greisen, notablemente Xihuashan, asociado con granitos de Tipo S en la provincia de Jiangxi, China (Wu y Mei, 1982). Sin embargo, el sistema de vetas greisen de bajo manteo en Panesqueira, Portugal y el skarn Lermontow y depósitos greisen asociados en el oriente lejano de Rusia son también productores en la actualidad. Estaño Desde el colapso del precio del Sn en 1986 solo la explotación de depósitos de alta ley de Sn ha sido económicamente viable, además de depósitos profundamente meteorizados de placeres eluviales, aluviales y marinos de Sn. Los depósitos de gran volumen y baja ley de tipo greisen y stockwork han cesado casi completamente su producción, aunque la meteorización de tales depósitos origina los depósitos aluviales mayores y saprolitos con Sn-(Ta-Nb) en Pitinga, Brasil (Horbe et al., 1991). Actualmente, los mayores depósitos son de tipo veta (San Rafael, Perú) y de reemplazo de carbonatos (Dachang, provincia de Guangxi y Gejiu, provincia de Yunan, China; Renison Bell en Tasmania, Australia), formada en asociación con granitos peraluminosos ya sea de Tipo S o I. Sin embargo, los depósitos mayores de Sn fueron los stockwork y sistemas de vetas en pórfido latíticos sub-volcánicos de Tipo S en Llallagua, Bolivia (pórfidos estaníferos; Sillitoe, et al., 1975), los cuales son explotados solo en pequeña escala actualmente por cooperativas mineras locales. Vetas de Zn-Pb-Ag se presentan típicamente en un halo externo a los pórfidos de Sn. Metales Raros Los metales raros, Ta, Nb, Bi, Be, Zr, Ga, REE, (±Sn) están presentes en minerales magmáticos formados como parte de la secuencia de cristalización (en oposición a introducción hidrotermal) en algunos granitos de albita de Tipo S con topacio y mica de Li y en pegmatitas graníticas. Pegmatitas gigantes Precámbricas en Greenbushes, Australia occidental y Tanko, Manitoba, Canadá proveen gran parte del Li del mundo y una buen proporción de Ta (Pollard, 1995). Uranio Depósitos vetiformes de U, notablemente los del distrito Aue-Oberschlema, Alemania, son frecuentes en y alrededor de granitos fraccionados. Sin embargo, ellos usualmente se forman después que la exsolución de fluidos magmáticos ha cesado, debido a la alta 152

154 18 movilidad hidrotermal del U 6+ aun en aguas subterráneas de baja temperatura (Lehmann, 1993). El único depósito mayor de U relacionado a intrusión en producción es Rössling en Namibia, el que comprende una fina diseminación principalmente de uraninita en una pegmatita de alaskita de Tipo S. La alaskita se supone que es el producto de la fusión anatéctica de basamento gneissico (Berning, 1986). Sin embargo, el recurso de U más grande del mundo es el contenido de petchblenda como sub-producto en el depósito Olympic Dam, en Australia. Oro La mayor parte de los depósitos mayores de Au relacionados a intrusión son de tipo pórfido (Sillitoe, 1991) e incluyen ejemplos exclusivamente de Au como Refugio, Chile, además de aquellos en los que el cobre explotable es un componente menor (Cadia Hill, NSW, Australia; Boddington, Australia occidental) o un componente mayor (Grasberg, Indonesia). En Boddington una laterita aurífera, producida por intemperización fanerozoica de mineralización de tipo pórfido se explota en la actualidad (Symons et al., 1990). Adicionalmente, hay ejemplos únicos de depósitos de oro mayores: uno de reemplazo de carbonatos en Telfer, Australia occidental (Goellnicht et al., 1989); un stockwork hospedado en rocas sedimentarias con mineralización epitermal de oro en Porgera, Papua Nueva Guinea (Richards y Kerich, 1993) y un depósito de oro en sheeted-vein en Vasilkovskoye, Kazakhstan. Los depósitos de pórfido, junto con Telfer y Porgera, están todos relacionados con intrusivos de Tipo I oxidados ya sea de afinidad calcoalcalina o alcalina. Otros depósitos importantes, pero más pequeños relacionados a intrusivos que también pueden asignarse a la categoría oxidada de Tipo I son el depósito hospedado en brecha de Kingston en Queensland, Australia asociado a un pórfido con mineralización de Mo y el stockwork aurífero con F- y Te del depósito Zortman-Landusky, Montana, USA, en una sienita porfírica. En marcado contraste el depósito de oro de Vasilkovskoye junto con otros sheeted veins de cuarzo y depósitos en stockwork, caracterizados por alteración K-silicicatada y sericítica, en Mokrsko en la república Checa, Fort Knox en Alaska, USA y Omai en Guyana parecen asociarse con intrusivos calcoalcalinos o alcalinos Tipo I más reducidos (Ej. Thompson et al., 1995; Crepeau et al., 1996). Como consecuencia aparente estos depósitos contienen W (como scheelita), Bi, As y/o Sb en vez de Cu, Zn y/o Pb. Intrusivos moderadamente reducidos de Tipo I están también relacionados a skarns de Au (-As-Bi-Te), tales como Fortitude en Nevada, USA (Meinert, 1993). La mayoría de estos depósitos metálicos están ligados a rangos relativamente restringidos de composiciones de intrusivos, con la obvia excepción del Au. El Au parece adoptar ya sea una asociación calcófila (Cu, Mo, Ag, Zn, Pb) o litófila (W, Mo, Bi) y constituye 153

155 19 depósitos mayores en o alrededor de intrusiones que varían entre riolitas calcoalcalinas a basaltos-gabros alcalinos y que pueden poseer variados estados de redox. Factores determinantes de la metalogénesis andina La revisión anterior de Sillitoe (1996) permite visualizar claramente porque en Los Andes chilenos tenemos una mineralización principalmente de metales calcófilos Cu, Mo, Ag, Au, Zn, Pb. Estos son metales que se asocian típicamente a magmas calcoalcalinos o alcalinos y oxidados derivados de una fuente ígnea máfica subcortical (granitoides de Tipo I o de la Serie de Magnetita). Este es el tipo de magmas lejos dominante en arcos magmáticos cordilleranos como son Los Andes donde se originan por fusión parcial de materiales máficos de la cuña de manto astenosférico sobre la placa en subducción (James et al., 1975; Dostal et al., 1977; Hawkesworth, et al., 1979; Pearce, 1983; Harmon et al., 1984; Thorpe et al., 1984). La fusión parcial del manto es inducida por el flujo de fluidos derivados de la deshidratación de la placa oceánica en subducción (y un grado bajo de fusión parcial de la misma) hacia las rocas astenosféricas sometidas a altas presiones y temperaturas. Solo en posiciones de trás-arco donde se producen fajas de rocas plegadas y fallamiento inverso existen condiciones para la fusión de corteza y se generan granitoides peraluminosos con mineralización de Sn (W) como en Bolivia y sureste del Perú. Una característica distintiva de magmas graníticos generados en zonas de subducción es que ellas contienen varios % de agua desde etapas tempranas de su desarrollo (Burnham y Ohmoto, 1980; Burnham, 1981; Ishihara, 1985; Whitney, 1988). El agua aumenta significativamente la solubilidad de compuestos metálicos en magmas en comparación con magmas secos de la misma composición. Burnham (1981) destacó que esta es probablemente la razón porqué muchos depósitos metálicos están asociados a granitoides en cadenas orogénicas formadas en márgenes convergentes como Los Andes. Burnham (1979, 1981) mostró que el contenido de H 2 O en magmas félsicos es determinante de la capacidad de magmas félsicos para generar depósitos hidrotermales. Los magmas que contienen menos de 2 % en peso de H 2 O son relativamente ineficientes para concentrar metales y azufre en sus rocas fuentes (manto) y para liberar una significativa fase acuosa en el lugar de emplazamiento para producir procesos hidrotermales. Por el contrario, magmas que tengan 3 a 4 % en peso de H 2 O en el manto, o 6 % en peso H 2 O en la corteza inferior, son incapaces de alcanzar niveles epizonales (poco profundos) de la corteza antes de cristalizar completamente. Esto significa que el rango de % en peso de H 2 O óptimo es muy restringido para poder generar depósitos hidrotermales mayores (cualquier magma hidratado puede producir alguna actividad hidrotermal, pero para producir depósitos mayores es esencial contar con el contenido óptimo de agua). Esta probablemente es la razón porque los depósitos mayores son características anómalas a pesar de la asociación común de metales con granitoides en ambientes cordilleranos (Burnham, 1981). El porcentaje de agua en el magma fue también utilizado por Gustafson (1979) para explicar la formación de pórfidos cupríferos, haciendo hincapié, además, en el rol del CO 2, 154

156 20 el que ciertamente tiene (junto con otros volátiles magmáticos) un rol en la génesis de mineralización. La formación de depósitos minerales asociados a magmatismo requiere que se produzca la separación de una fase fluida a partir del magma y la solubilidad del agua en magmas depende poco de la temperatura, pero mucho de la presión, disminuyendo drásticamente a presiones <3 Kb (Burnham, 1979; Burnham y Ohmoto, 1980). Es decir que la liberación de fluidos y el desarrollo de actividad hidrotermal es más probable que ocurra a niveles someros de la corteza (<10 Km; Burnham, 1979). Algunos autores (Ej. Hollister, 1978; Titley, 1981; Kutina, 1998) han sugerido que las fallas mayores en el basamento, activadas por alzamiento tectónico, son importantes para la mineralización ya que permiten el acceso rápido para los magmas porfíricos a niveles corticales someros. El ascenso de magmas es un proceso complicado y pobremente comprendido, pero modelos recientes como el de Saint Blanquat et al. (1998) parecen confirmar que existe una estrecha relación entre deformación tectónica y magmatismo, específicamente en condiciones de transpresión. Una compresión tectónica produce un gradiente de presión que permite el rápido ascenso de magmas por fracturamiento hidráulico a niveles someros (en oposición a un lento ascenso diapírico en zonas de distensión regional). Este ascenso acelerado de magmas a niveles corticales se concentre en zonas tensionales o transtensionales locales dentro de fallas corticales profundas. Esto indica que probablemente no es casualidad que las fajas más importantes de pórfidos cupríferos chilenos (Paleoceno - Eoceno Inferior, Eoceno Superior Oligoceno Inferior, Mioceno Superior Plioceno Inferior) se formaron inmediatamente después de la ocurrencia de las etapas de deformación compresiva Peruana, Incaica y Quechua en Los Andes Centrales y particularmente en el caso de los depósitos del Eoceno Superior Oligoceno Inferior se localicen dentro del dominio de un sistema de falla mayor como es el Sistema de Falla de Domeyko. Consecuentemente, existe una fuerte interrelación entre deformación compresiva, estructuras, magmatismo y mineralización. Existen grupos distintivos de metales que se asocian a granitoides de acuerdo al estado de oxidación de magmas tal como lo destaca Sillitoe (1996). Esto es el producto de la fugacidad de oxígeno durante la cristalización magmática (Ishihara, 1980; 1981; 1985). La fugacidad de oxígeno regula la partición del azufre disuelto en el sistema magma-fase fluida. El azufre es disuelto en magmas hidratados en el tetrahedro de sílice como ión bisulfuro (SH - ) y está presente como H 2 S o SO 2 en la fase fluida (Burnham, 1979; Burnham y Ohmoto, 1980). Como el SO 2 es varios ordenes de magnitud menos soluble que el H 2 S en magmas, si la fugacidad de oxígeno sube (a una presión dada) entonces la cantidad de SO 2 aumenta relativo a H 2 S resultando en el incremento del coeficiente de partición de azufre hacia la fase fluida. Al ser fraccionado el azufre a la fase fluida en condiciones de alta fugacidad de oxígeno la fase acuosa tendrá probablemente más tendencia a formar depósitos de sulfuros de metales calcófilos (Cu, Mo, Ag, Pb, Zn, Au), mientras que en magmas reducidos gran parte del azufre se particionará en el magma aumentando la tendencia de las fases fluidas de formar óxidos de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb, Ta, Th). 155

157 21 Conclusiones Respecto a la relación entre granitos y mineralización (de Sillitoe, 1996) Esta revisión demuestra que un amplio espectro de depósitos metálicos es producto directo de la concentración de metales durante el fraccionamiento magmático y los procesos hidrotermales subsecuentes. La química magmática y consecuentemente el marco tectónico y la fuente del magma determinan el amplio recurso metálico, pero no aseguran la formación de depósitos, con la excepción de depósitos metálicos formados directamente por cristalización magmática. Los procesos físico-químicos que ocurren a partir de la exsolución y evolución de fluidos magmáticos controlan la formación de menas, y sobre todo el tamaño y contenido metálico de los depósitos resultantes. La separación temprana de grandes volúmenes de fluido magmático a partir de magmas ricos en Cl emplazados a poca profundidad parece favorecer la eficiencia de la génesis mineral. Depósitos relacionados a granitos incluyen a los ejemplos mayores en el mundo de Cu, Mo, Au, W, Sn, Ta y U además de una variedad de esos y otros metales. Los depósitos varían en edad entre el Arcaico y el Cenozoico con mayor abundancia de los últimos. TRABAJOS E INTERPRETACIONES METALOGÉNICAS PREVIAS DE LOS ANDES El antiguo concepto del Geosinclinal Andino y del ciclo geotectónico, basados en la teoría geosinclinal para el origen de las cadenas montañosas influenció fuertemente las primeras interpretaciones de la metalogénesis andina. Consecuentemente, en ellas se intentó ubicar la mineralización metálica dentro de etapas de ciclos geotectónicos clásicos más que buscar una causal genética primaria de la misma (Stoll, 1964, 1965). Por otra parte, no ha habido un criterio uniforme para la definición de las unidades metalogénicas básicas (espaciales y temporales), de modo que en los distintos trabajos se han separado provincias y épocas metalogénicas que no son equivalentes o comparables entre sí. Así, por ejemplo, el trabajo pionero de Ruiz y Ericksen (1962) presentó una clasificación genético-paragenética de los yacimientos de Chile y discutió su distribución espacial, identificando seis áreas con mineralización caracterizada por un metal individual o una determinada asociación de metales; éstas áreas incluían depósitos poliparagenéticos y fueron denominadas provincias metalogénicas de cobre, hierro, oro, plomo-zinc-cobre, plata y manganeso respectivamente. El enfoque en el trabajo posterior de Ruiz et al. (1965) fue bastante diferente, ya que se incluyó el norte de Chile en una Provincia Metalogénica del Geosinclinal Andino (polimetálica y poliparagenética) y se distinguió en ella, una serie de sub-provincias, franjas o lineamientos monoparagenéticos de depósitos metalíferos. Ruiz et al. (1965) no determinaron épocas metalogénicas propiamente tales, pero le asignaron edades a la mineralización metálica principal por asociación con etapas de la evolución del Geosinclinal Andino. Por su parte, Stoll (1964, 1965) distinguió, en Chile, una sola provincia metalogénica a la que denominó Faja Cuprífera Chilena (Chilean Copper Belt), en la cual predomina la 156

158 22 mineralización de cobre, pero es de carácter polimetálico y poliparagenético (en este sentido, comparable a la Provincia Metalogénica del Geosinclinal Andino de Ruiz et al., 1965). Stoll asignó la mineralización chilena al lapso del Jurásico al Eoceno, pero señaló que la más importante sería Larámica (Cretácico Superior - Paleoceno). Petersen (1970), a pesar de titular su trabajo Provincias Metalogénicas en Sudamérica, no definió provincias metalogénicas propiamente tales, sino que discutió la distribución espacial de los yacimientos de los distintos elementos metálicos a nivel continental. Este autor tampoco discutió mayormente la edad de los depósitos (que en la época era poco conocida) y su principal contribución fue la de describir una zonación de yacimientos en franjas longitudinales, que llegaría a considerarse típica en los Andes Centrales. Esta zonación consiste en la presencia de una franja de hierro adyacente a la costa, seguida por una franja cuprífera tierra adentro, una franja central de plomo-zinc y, finalmente, una franja oriental de estaño. La no persistencia, a lo largo de toda la cadena andina, de la zonación-tipo transversal fue atribuida por Petersen al efecto del nivel de erosión alcanzado en distintos sectores a lo largo de esta cadena montañosa y el contenido metálico de los fluidos hidrotermales se supuso determinado por la cantidad de metales en forma de elementos traza en las rocas de caja. El advenimiento de la tectónica de placas derribó la mayor parte de los conceptos geotectónicos y metalogénicos desarrollados bajo la perspectiva geosinclinal y condujo a la búsqueda de explicaciones alternativas para la zonación regional de yacimientos andinos descrita por Petersen (1970) y a relacionarla directamente con los procesos de subducción a profundidad en una hipótesis dinámica que unificara magmatismo y metalogénesis (Sillitoe, 1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972). Producto de ello surgió el popular concepto metalogénico del Geostill, hipótesis que sugería que la corteza oceánica en subducción, con su cubierta de sedimentos metalíferos, sufría fusión parcial y generaba magmas calcoalcalinos con contenidos metálicos y fluidos que ascendían, dando origen tanto a las rocas ígneas intermedias huéspedes, como los depósitos hidrotermales asociados típicos de terrenos cordilleranos (una especie de destilación fraccionada). El concepto Geostill deriva esencialmente de los trabajos de Sillitoe (1972, 1972b) y supone la extracción selectiva de distintos metales de la corteza oceánica y de sedimentos metalíferos saturados en agua de mar, debido a fusión parcial por el aumento progresivo de presión y temperatura durante la subducción. La extracción selectiva de los metales a distintas profundidades durante la subducción explicaba la zonación-tipo transversal de metales en Los Andes (Sillitoe, 1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972). A partir del Geostill se elaboraron otros modelos que utilizan el mismo concepto general, pero hacen énfasis en la liberación a diferentes profundidades en la zona de subducción de ciertos elementos que serían relevantes para la mineralización relacionada a arcos magmáticos en zonas de convergencia, tales como halógenos (Cl, F; Michell y Garson, 1972) o de H 2 S (Oyarzún y Frutos, 1974). Estudios posteriores mostraron que el Geostill no es más que una sobre-simplificación de procesos metalogénicos bastante más complejos (Ej. Burnham, 1981). En efecto, los depósitos metálicos que definen la zonación metálica transversal a la cadena andina son 157

159 23 significativamente diacrónicos y la supuesta zonación-tipo observada en el sur del Perú, no se mantiene en otros sectores de los Andes, lo cual no puede ser atribuido exclusivamente al rol de la erosión. Además, la evolución de las ideas respecto al origen de los magmas en las zonas de subducción, que señalan al manto litosférico como su fuente principal en zonas de convergencia de placas y no en la placa oceánica subductada, además de consideraciones físico-químicas respecto al rol de los fluidos en condiciones magmáticas (Burnham, 1979, 1981), hicieron que el popular concepto Geostill dejara de considerarse válido para los Andes Centrales (Zentilli, 1975; Clark et al., 1976). Zentilli (1974, 1975) realizó un estudio metalogénico de la Región de Atacama (26-29 S), donde comprobó que los yacimientos metalíferos se distribuyen en franjas longitudinales a las que denominó subprovincias metalogénicas; a estas últimas les dio una connotación cronológica apoyándose a un conjunto de dataciones radiométricas K-Ar. De oeste hacia el este éstas son: Subprovincia metalogénica jurásica: que incluye vetas de cobre en plutones y depósitos estratoligados de cobre en lavas. Subprovincia metalogénica cretácica: que incluye vetas de cobre, hierro, apatita, oro, plata y manganeso, así como skarn cupríferos, yacimientos mayores de hierro y depósitos estratoligados de manganeso, cobre, plata y hierro. Subprovincia metalogénica paleocena: que incluye vetas de oro, plata y cobre, así como chimeneas de brechas cupríferas. Subprovincia metalogénica del Eoceno Superior-Oligoceno Inferior: que incluye depósitos mayores de tipo pórfido cuprífero. Subprovincia metalogénica y centros neógenos: que incluye mineralización de oroplata-cobre y depósitos de azufre nativo. Este autor destacó, además, la importancia de los procesos supérgenos de enriquecimiento, los cuales asignó al Eoceno-Oligoceno (?) y señaló que podrían ser considerados como una época metalogénica supérgena. Entre sus conclusiones más importantes indicó que la zonación mineral observada no coincide con la zonación tipo descrita por Petersen (1970), existiendo en el segmento andino estudiado una especialización recurrente de mineralización cuprífera, que no puede ser explicada satisfactoriamente por el nivel de erosión alcanzando o por procesos de destilación selectiva, relacionados con la subducción de litosfera oceánica bajo el margen continental Sudamericano. Por lo tanto, consideró que la zonación mineral en subprovincias metalogénicas, paralelas a la costa, refleja la evolución magmática, tectónica y geomorfológica de la región, caracterizada por la existencia de arcos volcano-plutónicos longitudinales relacionados con la subducción de corteza oceánica bajo el borde continental sudamericano, los que migraron, sistemáticamente, hacia el este desde comienzos del Mesozoico hasta el Plioceno. Ericksen (1975, 1976) definió una Provincia Metalogénica Andina, la cual incluye a toda esta cadena montañosa y distinguió en ella cinco subprovincias longitudinales de hierro, cobre, polimetálica de metales base y plata, estaño y oro. La distribución de estas subprovincias coincide esencialmente con la zonación mineral descrita por Petersen (1970). 158

160 24 Este autor destacó la relación espacial y genética de los yacimientos con plutones, intrusiones subvolcánicas y volcanitas de carácter calco-alcalino, lo que consideró indicativo de una zona de subducción activa al menos desde el Triásico. La decreciente edad de oeste a este que muestran las rocas ígneas y yacimientos metálicos desde inicios del mesozoico, la atribuyó ya sea a la lenta migración de la zona de subducción hacia el este, a la generación cada vez más profunda de los magmas, a una disminución del ángulo de subducción o a una combinación de estas posibilidades. Sillitoe (1976) distinguió en los Andes Centrales, cinco Franjas Metalogénicas longitudinales, las que de oeste a este, corresponden a la de Fe, Cu (Mo-Au), Cu-Pb-Zn, Ag, Cu-Fe y Sn (W-Ag-Bi). Este mismo autor indicó que las referidas franjas terminan o cambian sus características en límites tectónicos transversales de acuerdo con la segmentación tectónica descrita en Sillitoe (1974). La distribución de los yacimientos en franjas la atribuyó a que la liberación de las distintas combinaciones de metales ocurrió progresivamente a mayor profundidad, en una zona de subducción estable de bajo ángulo. Oyarzún (1985a, b), en una extensa revisión de la geología y metalogénesis andina, distingue en los Andes, cuatro Provincias Metalogénicas: Fe (P), Cu (Mo-Au), Cu-Pb-Zn- Ag y Sn (W-Ag-Bi), las cuales son, esencialmente, las mismas que Sillitoe (1976) denominara Franjas Metalogénicas. Oyarzún (1985b) destacó el hecho que una parte importante de la mineralización andina está directamente relacionada con magmatismo calcoalcalino asociado a la subducción de corteza oceánica bajo el borde del continente sudamericano. La zonación metálica transversal de los Andes la explicó en términos de condiciones de oxidación de los magmas calcoalcalinos y de la consecuente distribución regional de elementos aniónicos. Este autor asignó también un rol a la evolución paleogeográfica para explicar la mineralización de Pb, Zn, y Ag, así como el reciclaje de materiales ígneos, el cual sería responsable de la maduración metalogénica de la cadena que habría culminado en el Terciario, entendiendo por esto último etapas múltiples de concentración o reconcentración de elementos metálicos en la corteza, siguiendo las ideas de Routhier (1980; concepto de herencia metalogénica). Frutos y Pincheira (1985) señalaron que la metalogénesis andina fue controlada por el emplazamiento relativo de la cuenca geosinclinal y la consiguiente actividad magmática asociada, vinculando la mineralización cuprífera con facies eugeosinclinales y la polimetálica, con ambientes miogeosinclinales. Estas hipótesis reflejan una fuerte influencia de la teoría geosinclinal ya en desuso y ya fueron impugnadas por Zentilli (1975). Además, Frutos y Pincheira (1985) mencionaron la existencia de dos tipos de zonación metálica en Los Andes, una transversal resultante del grado de evolución de la cadena, el grosor cortical y la profundidad de generación de los magmas y una longitudinal, la cual reflejaría el grado de evolución geológica de la cadena y la herencia metalogénica de cada sector. Ruiz y Peebles (1988), en un trabajo enfocado, esencialmente, en la descripción de los principales yacimientos metalíferos chilenos, mantuvieron la separación de provincias metalogénicas presentada en Ruiz et al. (1965). 159

161 25 En la carta metalogénica de la Región de Antofagasta (Boric, et al., 1990) se presenta una subdivisión en 3 franjas metalogénicas coincidentes con las unidades geomorfológicas principales de la región. Distinguen el desarrollo de sucesivos arcos magmáticos desde el Jurásico, los que migraron sistemáticamente hacia el continente (hacia el este) en forma de saltos precedidos por etapas de deformación compresiva. Los depósitos metalíferos mayores de Antofagasta se formaron en tres Epocas Metalogénicas, siendo la más relevante la del Eoceno Superior - Oligoceno, durante la cual se formaron los yacimientos mayores, de tipo pórfido cuprífero (Chuquicamata, La Escondida, Collahuasi, etc.) a lo largo de la Cordillera de Domeyko. Le siguen en importancia la del Jurásico Superior, durante la cual se originaron los numerosos depósitos estratoligados y vetiformes de cobre en la Cordillera de La Costa y la del Paleoceno, en la que se formaron importantes depósitos epitermales de plata y oro, así como pórfidos cupríferos y chimeneas de brecha cupríferas. Boric et al. (1990) destacaron entre las características metalogénicas de la Región de Antofagasta, la marcada especialización y recurrencia de la mineralización cuprífera en distintas épocas y franjas metalogénicas. Esta recurrencia de mineralización cuprífera se atribuye en primer término a la repetición de condiciones geotectónicas de generación magmática en la zona de subducción y luego controlada por los procesos asociados a las etapas finales del magmatismo félsico en las condiciones geológicas específicas de cada arco magmático. La revisión anterior muestra claramente que existe gran disparidad de criterios utilizados por los diversos autores en sus enfoques metalogénicos de Los Andes Chilenos, por lo que el intento de establecer comparaciones o equivalencias entre las distintas unidades metalogénicas definidas es fútil. Sin embargo, se observa claramente una evolución de los modelos metalogénicos desde aquellos que relacionaban dogmáticamente la mineralización metálica andina a etapas de ciclos orogénicos de un geosinclinal, hasta modelos dinámicos que consideran que la mineralización está íntimamente ligada en su origen al magmatismo asociado con la convergencia activa de placas litosféricas en Los Andes Chilenos. SINTESIS GEOLOGICA LOS ANDES DEL NORTE DE CHILE Las características geológicas de Los Andes del norte de Chile fueron determinadas por el marco tectónico de margen continental activo instaurado desde comienzos del Mesozoico. Se destaca el desarrollo durante el Mesozoico y Cenozoico de arcos magmáticos volcanicoplutónicos, los que migraron sistemáticamente en tiempo y espacio hacia el interior continental (hacia el este). La migración del frente magmático ocurrió en forma de saltos discretos siguiendo eventos de deformación compresiva de la corteza continental, de modo que la deformación tectónica también migró en el tiempo hacia el interior del continente (Boric et al., 1990). Los eventos deformativos a su vez son correlacionables con etapas mayores de reestructuración del sistema de placas (Hervé et al., 1987). En la evolución geológica andina se reconocen dos períodos principales: 1) desde el Jurásico hasta el Cretácico Superior cuando existió un arco magmático flanqueado por el oriente por una 160

162 26 cuenca de trás-arco y 2) a partir del Cretácico Superior en que se desarrollaron arcos magmáticos sin desarrollo de cuencas y localmente flanqueados por el oriente por fajas de rocas plegadas y falladas. El basamento sobre el que se construyó la cadena andina del norte de Chile corresponde principalmente a un prisma de acreción formado durante el Paleozoico Superior a Triásico Inferior en el borde del supercontinente de Gondwana y un arco magmático, ambos ligados a subducción (Mpodozis y Ramos, 1990). Aun cuando existen rocas del basamento ligadas genéticamente un arco magmático y existen ejemplos de pórfidos cupríferos paleozoicos en Argentina (Sillitoe, 1977) y pórfidos cupríferos del Pérmico Triásico en el norte de Chile (ver más adelante), en general las rocas del basamento pre-andino en general presentan limitada mineralización metálica y de poco valor económico. Esto quizás podría atribuirse a un nivel de erosión relativamente profundo (no preservación de los depósitos) más que a la ausencia de procesos mineralizadores significativos en el Paleozoico Superior, aunque existen evidencias de preservación de niveles altos de algunos sistemas que sugieren más bien que la erosión juega un rol metalogénico secundario. El Triásico Medio a Superior representa una etapa de transición entre la paleogeografía imperante en el Paleozoico Superior Triásico Inferior y la que dominaría a partir del Jurásico. La paleogeografía de este período de transición se relaciona al desarrollo de una serie de cuencas aisladas o grabens limitados por fallas normales; estas estructuras estarían ligadas al amplio tectonismo extensional que precedió la ruptura del supercontinente de Gondwana. En las cuencas triásicas existen depósitos clásticos continentales (Fms. La Ternera, San Felix, Las Breas) depósitos sedimentarios marinos en la Cordillera de la Costa y Cordillera de Domeyko (Fm. Cifuncho y Estratos del Cerro Minado) y rocas volcánicas andesíticas y basálticas (Estratos de Cerro Guanaco). En la zona correspondiente a la Cordillera de la Costa del norte de Chile durante el Jurásico y Cretácico Inferior se estableció un arco magmático el que se caracterizó por la efusión de una potente secuencia volcánica calco-alcalina a calco-alcalina rica en potasio (Rogers y Hawkesworth, 1989) con etapas iniciales de afinidades toleíticas (Pichowiak et al., 1989) y extensos batolitos dioríticos a granodioríticos y muchos plutones menores de naturaleza calco-alcalina (Marinovic et al., 1995). El basamento de este arco está compuesto por rocas metasedimentarias del Devónico a Carbonífero, rocas intrusivas graníticas del Carbonífero a Triásico (Boric et al., 1990) y en menor proporción por rocas metamórficas probablemente del Cámbrico, como las presentes en la península de Mejillones (Díaz et al., 1985; Damm et al., 1986). La pila volcánica relacionada al arco del Jurásico a Cretácico Inferior (6.800 a >7.000 m de potencia) está compuesta por andesitas basálticas, basaltos, andesitas y dacitas representadas básicamente por las formaciones La Negra y Aeropuerto en la II Región, formación Bandurrias en la III Región y formaciones Arqueros y Quebrada Marquesa en la IV Regiones. Estas rocas volcánicas típicamente muestran alteración regional caracterizada por cantidades variables de minerales secundarios tales como: epidota, clorita, calcita, cuarzo, zeolitas, albita, sericita, prehnita, pumpellita y actinolita. Estos minerales de alteración se concentran en las porciones fracturadas, brechosas y amigdaloidales de los flujos de lava y rocas piroclásticas asociadas, pero sus texturas primarias y estructura se preservan. Esta alteración regional de las rocas volcánicas del 161

163 27 Jurásico a Cretácico Inferior ha sido interpretada como un metamorfísmo de bajo grado (Losert, 1973, Palacios, 1977) y atribuido a metamorfísmo de carga (facies zeolita a esquistos verdes) en Chile central (Levi, 1970, Aguirre et al., 1978, Levi et al., 1989) y en Perú occidental (Offler et al., 1980), aunque el mismo fenómeno también se puede atribuir al emplazamiento de extensos batolitos y liberación de fluidos dentro de la pila volcánica (Losert, 1974). La mayor parte de las volcanitas jurásicas y neocomianas fueron eruptadas en condiciones subaéreas, pero intercalaciones sedimentarias marinas y localmente pillow lavas indican un ambiente de depositación más o menos a nivel del mar, por lo que la extrusión de las volcanitas debe haber sido acompañada de una considerable subsidencia, probablemente relacionada a un marco tectónico extensional de todo el sistema de arco al menos durante el Jurásico (Grocott et al., 1994; Dallmeyer et al., 1996). Las determinaciones de edades radiométricas indican que en el período comprendido de 200 a 110 Ma enormes batolitos costeros intruyeron la potente secuencia volcánica del Jurásico a Cretácico Inferior. Dallmeyer et al. (1996) basado en dataciones 40 Ar/ 39 Ar de plutones y enjambres de diques postuló episodios alternados de plutonismo y volcanismo. El mismo autor concibió un modelo de arco magmático en extensión en cual los batolitos se habrían emplazado por acumulación de magma dentro de rampas en sistemas de fallas extensionales dentro del arco durante períodos de distensión y habría volcanismo dominante durante los períodos con menor distensión dentro del arco. Muchos stocks pequeños, enjambres de diques y sills de diorita o gabro intruyen las volcanitas del Jurásico y a los batolitos costeros, algunos de estos han sido interpretados como alimentadores del volcanismo relacionado al arco (Espinoza y Palacios, 1982). El desarrollo del arco magmático del Jurásico a Cretácico Inferior fue acompañado por el desarrollo de una cuenca de trás-arco (Cuenca de Tarapacá; Mpodozis y Ramos, 1990). Las secuencias de trás-arco están preservadas como una faja de rocas sedimentarias marinas y continentales expuestas 70 a 110 Km al este del arco en la II Región (Reutter y Scheuber, 1988), extendiéndose hacia el sur por la porción media de Chile y engranando con las rocas volcánicas hacia el occidente (Ej. engrane entre Formación Bandurrias y el Grupo Chañarcillo). La cuenca de trás-arco tiene esencialmente depósitos sedimentarios al norte de los 27º Lat. S. (Cuenca de Tarapacá). En contraste al sur de los 27º Lat. S y al menos hasta los 35º Lat. S existen extensos depósitos volcánicos andesíticos y basálticos del Cretácico dentro de la cuenca con algunas intercalaciones sedimentarias. Estos depósitos se han interpretado como el resultado de la evolución de la cuenca de trás-arco hacia una cuenca marginal ensíalica o abortada en el sentido que se desarrolló sobre corteza continental estirada y adelgazada, pero no alcanzó a desarrollar corteza oceánica. Las rocas volcánicas de esta cuenca marginal ensiálica se interdigitan hacia el este con una estrecha plataforma de rocas carbonatadas y sedimentarias (Plataforma de Aconcagua). Una situación similar existe en Perú Central donde la formación Puente de Piedra del Cretácico fue interpretada por Atherton et al. (1983) como una cuenca margina ensiálica, en base a su litología y petroquímica. Lo anterior implica que si bien en Los Andes Centrales durante el Jurásico y Cretácico Inferior se mantuvo un esquema general de par arco magmático cuenca de tras arco existía una segmentación tectónica que se refleja mayormente en la naturaleza de los depósitos de la cuenca de trás-arco. 162

164 28 La contracción y emersión del sistema de cuenca de trás-arco ocurrió desde el Albiano a Santoniano como resultado de las etapas de deformación compresiva Mochica y Peruana que afectaron masivamente a todos los Andes (Megard, 1987; Coira et al., 1982; Mpodozis y Ramos, 1990). Las deformaciones compresivas del Cretácico Medio y Superior introdujeron cambios mayores a la paleogeografía del norte de Chile, produciendo el plegamiento y alzamiento de las unidades estratificadas pre-existentes, particularmente los estratos sedimentarios del Jurásico y Cretácico Inferior. La compresión que afectó a todos Los Andes se correlaciona con un aumento de las razones de expansión oceánica entre Africa y América del Sur alrededor de los 100 Ma (Larson y Pitman, 1972) y un cambio contemporáneo en el polo de rotación de América del Sur respecto a Africa (Dalziel, 1986). Las rocas intrusivas y volcánicas del Jurásico a Cretácico Inferior en la Cordillera de la Costa del norte de Chile están cortadas por el Sistema de Falla de Atacama. Este es un sistema de falla mayor que se extiende a lo largo de la Cordillera de la Costa por alrededor de Km desde los 20º30 hasta los 29º45 (Mpodozis y Ramos, 1990, Scheuber y Reutter, 1992, Brown et al., 1993). El sistema de falla se originó durante el desarrollo del arco como un sistema de falla transcurrente sinistral ligado a subducción (trench-linked fault system). Este sistema de fallas acomodó un componente de cizalle producto de la subducción oblicua entre las placas Aluk (Phoenix) y Sudamericana desde el Jurásico Superior y durante el Cretácico Inferior con el desarrollo de milonitas dúctiles (zonas de cizalle), con reactivaciones frágiles posteriores durante el Cenozoico con desplazamientos normales y de transcurrentes menores documentados (Naranjo et al., 1984; Hervé, 1987; Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y Reutter, 1992; Armijo y Thiele, 1990; Brown et al., 1993; Reijs y McClay, 1998). Durante el Cretácico Inferior a lo largo de la Cordillera de la Costa de Antofagasta está documentada la exhumación de milonitas al sur de Antofagasta (Scheuber y Andriessen, 1990) y al mismo tiempo subsidencia en la cuenca de pull-apart de El Way (Maksaev, 1990), lo que indica que se produjeron simultáneamente zonas de transtensión y transpresión a lo largo de esta estructura regional durante el Cretácico Inferior, lo que es típico en sistemas de fallas transcurrentes (Ej. Cembrano et al., 1997). También se ha postulado una zona de falla que limitaría por el oriente la Cordillera de la Costa del Norte de Chile. Esta zona de falla denominada Central Valley Shear Zone (Randall et al., 1996) la que habría sido una falla transcurrente sinistral maestra y explicaría la rotación en el sentido horario de bloques de la Cordillera de la Costa determinado por análisis de paleomagnetismo. La rotación de los bloques corticales en la Cordillera de la Costa del Norte de Chile no es explicable solo por la existencia de la zona de Falla de Atacama, puesto que se han medido rotaciones en el sentido horario de 25º que sugieren una tectónica de fallas en dominó. Si bien la ubicación de la hipotética falla o zona de falla corresponde al límite occidental de la Depresión Intermedia, por tanto cubierta por depósitos aluviales, su posición corresponde al límite occidental de la cuenca de trás-arco del Jurásico y Cretácico en el norte de Chile, la cual de todas maneras debe haber correspondido a un sistema de fallas extensionales, las que pueden haberse reactivado como de cizalle durante el Cretácico. 163

165 29 Las rocas volcánicas y plutónicas relacionadas al arco del Jurásico en el norte de Chile hospedan muchos depósitos de cobre y constituyen un distintivo metalotecto cuprífero. Los cuerpos mineralizados más significativos son los depósitos estratoligados de cobre hospedados por las rocas volcánicas del Jurásico (Ej. Mantos Blancos, Buena Esperanza, Michilla y Santo Domingo; Boric et al., 1990) y sistemas de vetas cupríferas de rumbo NE a ENE hospedadas por intrusivos dioríticos-granodioríticos (Ej. Minita-Despreciada, Toldo- Velarde, Naguayán-Desesperado, Montecristo; Boric et al., 1990; Vivallo y Henriquez, 1998). También existe un dominio de la mineralización cuprífera en el arco magmático del Cretácico Inferior y éste hospeda depósitos estratoligados de cobre en la zona central de Chile (Ej. El Soldado, Lo Aguirre, Cerro Negro, Talcuna), pero la mineralización del Cretácico Inferior es más variada incluyendo el pórfido cuprífero de Andacollo con depósitos de oro periférico (Reyes, 1991; Oyarzún et al., 1996), depósitos de skarn cupríferos (Distritos Cabildo, Punta del Cobre, Cerro Campana), mineralización de hierro en el dominio de la Zona de Falla de Atacama en la III y IV Regiones. El origen de la mineralización estratoligada de cobre ha sido controvertido desde hace tiempo. Los depósitos estratiformes fueron considerados primero como singenéticos y de origen volcánico exhalativo (Ruiz et al., 1965, 1967; Stoll, 1965), pero hoy su origen epigenético es ampliamente aceptado, debido al descubrimiento subsecuente de cuerpos de mena discordantes, la relación espacial con stock, diques y sills del Jurásico Superior con los cuerpos mineralizados en la Cordillera de La Costa de Antofagasta, y la significativa alteración hidrotermal (albita, clorita, cuarzo, sericita, calcita, esfena, escapolita, anatasa) asociada con la mineralización diseminada de sulfuros ricos en cobre (calcosina, bornita) dentro de las rocas volcánicas (Palacios y Definis, 1981, 1981b; Dreyer y Soto, 1985, Roquera, 1987, Espinoza et al., 1996). Todavía persisten dos hipótesis básicas para el origen de estos depósitos de Cu hospedados por rocas volcánicas: a) origen diagenéticometamórfico (Losert, 19973, Sato, 1984) y b) origen hidrotermal relacionado a intrusivos subvolcánicos (Espinoza, 1981, 1982, Chavez, 1985, Palacios, 1986, Espinoza et al., 1996). Las edades Cretácicas de trazas de fisión de apatitas de la Cordillera de la Costa de Antofagasta obtenidas por Maksaev (1990) implican que las rocas ígneas relacionadas al arco se enfriaron rápidamente y que probablemente nunca existió una cubierta suficiente para que se rejuvenecieran las edades de trazas de fisión en apatita, lo cual hace altamente improbable la ocurrencia de metamorfismo de carga y de procesos mineralizadores ligados a este proceso como responsables de la mineralización cuprífera. Consecuentemente, es más probable un origen hidrotermal de los depósitos, aunque es factible que en el proceso mineralizador hayan participado tanto fluidos de derivación magmática primaria mezclados con fluidos derivados de procesos metamórficos de deshidratación de la secuencia volcánica alterada por efecto térmico del emplazamiento de batolitos del Jurásico Superior dentro de la secuencia volcánica. Esto es consistente con el modelo de arco extensional concebido por Dallmeyer et al. (1996) en el cual grandes plutones se habrían emplazado dentro de sistemas de fallas extensionales dentro del arco magmático. Cabe destacar, que los datos radiométricos indican que la mineralización estratoligada de la cordillera de Antofagasta ocurrió en el Jurásico Superior (Vivallo y Henriquez, 1998) precediendo la actividad transcurrente sinistral del Sistema de Falla de Atacama. 164

166 30 A pesar que la mineralización cuprífera domina en las rocas ígneas asociadas al arco magmático del Jurásico a Cretácico Inferior, los pórfidos cupríferos son raros (solo Andacollo y algunos prospectos subeconómicos). En contraste los pórfidos cupríferos son los depósitos económicamente más importantes asociados a las rocas ígneas de los arcos magmáticos más jóvenes en el norte de Chile. En el Cretácico Medio (~Albiano) la cuenca de tras-arco emergió por los primeros movimientos compresivos que afectaron al borde continental activo (fase Mochica de Megard, 1987) y principalmente en el Cretácico Superior (~Senoniano) una fuerte compresión (fase Peruana o Sub-hercínica; Coira et al., 1982) produjo plegamiento y fallamiento de las secuencias estratificadas depositadas previamente en la cuenca transformándola en un área positiva (proto-cordillera de Domeyko; Mpodozis y Ramos, 1990). Esto representa un cambio paleogeográfico mayor en Chile y en Los Andes en general. Con posterioridad a la compresión Peruana se desarrolló un nuevo arco magmático en la posición de lo que es hoy la Depresión Intermedia de Chile y abarcando hasta la Cordillera de Domeyko. Sin embargo, la segmentación tectónica pre-existente en la cuenca de trasarco de alguna manera condicionó la actividad magmática subsecuente. De este modo en Antofagasta la actividad volcánica del Cretácico Superior es muy limitada y se registró principalmente la depositación de una secuencia sedimentaria clástica roja hacia el oriente (Formaciones Purilactis, Tolar y afines) y en el noroeste argentino y Bolivia con sedimentación marina ligada a un mar epicontinental que existió brevemente en el Cretácico Superior. Desde los ~27 Lat.S hacia el sur se desarrolló, en cambio, una actividad volcánica principalmente andesítica representada por la Fm. Cerrillos, Viñita y Las Chilcas, asimismo al norte de los 21 Lat. S. Se depositaron las lavas andesíticas de la Fm. Cerro Empexa. No es del todo claro si en Chile existió un equivalente de la fase Larámica de Norteamérica a fines del Cretácico, pero es claro que la actividad volcánica se generalizo a lo largo de este nuevo arco magmático en el Paleoceno, e incluyó localmente el desarrollo de calderas volcánicas (Caldera de Cachinal, Caldera El Durazno) y la consecuente presencia de importantes niveles de depósitos piroclásticos félsicos (tobas e ignimbritas) contemporáneos a un volcanismo de carácter intermedio (Fm. Augusta Victoria, Chile- Alemania, Fm. Hornitos, Formación Lo Valle). Diversos stocks, diques e intrusivos de varada composición se emplazaron contemporáneamente con el volcanismo, pero principalmente dentro de las unidades de rocas pre-volcánicas (basamento del arco). La actividad volcánica y plutónica continuó ininterrumpidamente hasta fines del Eoceno, pero una nueva fase de deformación ocurrió entre el Eoceno Medio a Superior (fase Incaica Maksaev, 1990) resultando en plegamiento, fallamiento inverso y el consecuente engrosamiento cortical. Esta es una fase deformativa mayor que produjo un importante alzamiento en la Cordillera de Domeyko y se refleja también por una fuerte discordancia en Los Andes de Perú. Subsecuentemente a la deformación Incaica la actividad ígnea en la Cordillera de Domeyko se redujo significativamente y se limitó a algunos centros distribuidos a lo largo de esta cordillera en los cuales tomo lugar durante el Eoceno Superior y Oligoceno Inferior ocurrió el emplazamiento de stocks con el desarrollo de 165

167 31 pórfidos cupríferos, que corresponden a la última actividad ígnea del arco magmático ya que posteriormente se formó una nueva cadena volcánica más al este en la frontera entre Chile y Bolivia y Chile y Argentina. En contraste, en Chile Central el Eoceno Superior - Oligoceno se caracterizó por persistente actividad volcánica representada por las Formaciones Abanico y Coya-Machalí. En el norte de Chile las rocas del arco del Paleógeno están cortadas por un sistema de fallas mayor este es el Sistema de Falla de Domeyko (cf. Boric et al., 1990) que se extiende a lo largo de la Cordillera de Domeyko y ocupa la posición correspondiente al borde oriental de la cuenca de trás-arco que existió en el Mesozoico, por lo que probablemente el sistema de falla se desarrolló en la zona de debilidad estructural heredada de las fallas normales que limitaron la cuenca de trás-arco. Sin embargo, su actividad transcurrente en el Cenozoico se correlaciona también con un período de convergencia oblicua de dirección NE con altas razones de convergencia (aprox. 12 cm/año; Cande, 1983) desde los 42 a los 26 Ma (anomalías magnéticas 18 a 13) basado en la reconstrucción del movimiento del fondo oceánico (Pilger, 1983, 1984; Cande y Leslie, 1986; Pardo Casas y Molnar, 1987). El cizalle dextral de este sistema de fallas previo y durante la mineralización de Chuquicamata (aprox. 37 a 31 Ma; Maksaev, 1990; Reutter et al., 1991; Lindsay, 1997) es consistente con su relación con la subducción oblicua NE. Por otra parte, también es evidente que el Sistema de Falla de Domeyko tiene un importante movimiento sinistral posterior a la mineralización de Chuquicamata (Reutter et al., 1996; Tomlinson y Blanco, 1997, 1997b) que no estaría directamente ligado a la subducción oblicua, porque es antitético a la dirección NE de subducción que persistió al menos hasta los 26 Ma. Consecuentemente, el movimiento sinistral de la Falla Oeste que tiene un orden de 30 Km se atribuye a movimientos horizontales que acomodan el fuerte acortamiento cortical producido en el codo de Arica a lo largo de la zona de debilidad previamente creada como falla ligada a subducción dentro del arco magmático que estuvo activo hasta alrededor de los 30 Ma (Tomlinson y Blanco, 1997). Si bien, puede resultar difícil creer la magnitud del desplazamiento atribuido a la Falla Oeste basado en correlaciones de unidades de roca a ambos lados de esa estructura e indicadores cinemáticos (Tomlinson y Blanco, 1997b), es necesario recordar que las razones de convergencia actuales de aprox. 10 cm/año pueden significar 100 Km de placa oceánica subductada bajo el continente en un millón de años y si esto se extiende a los 30 Ma significa una convergencia del orden de Km entre la placa oceánica de Nazca y la continental Sudamericana, por lo tanto 30 Km de componente horizontal lateral significarían solo 1% del total de movimiento convergente ortogonal u oblicuo entre estas dos placas litosféricas en ese período. El Sistema de Falla de Domeyko es muy importante, puesto que la mineralización de Chuquicamata (una concentración de cobre de clase mundial; Ossandón y Zentilli, 1997; Ossandón et al., 2001) ocurrió dentro de la zona de falla y durante la actividad de cizalle dextral de la misma (Lindsay et al., 1995; Lindsay et al., 1996; Rojas y Lindsay, 1997; Lindsay, 1997), pero los movimientos posteriores de gran magnitud del mismo sistema de falla pueden haber desplazado grandes distancias otros depósitos minerales o partes de ellos como el caso de los complejos ígneos de El Abra y Fortuna (Dilles et al., 1997). A partir del Mioceno Inferior se reinició la actividad volcánica en el sector que corresponde al límite entre Chile con Bolivia y Argentina, lo cual significó un desplazamiento hacia el 166

168 32 este de unos 100 a 150 Km del frente magmático. La convergencia oblicua existente durante el Oligoceno cambió a una convergencia ortogonal entre el continente Sudamericano y la placa de Nazca y aumentó la razón de convergencia alcanzando a 12 a 15 cm/año entre los 26 y 10 Ma. Este período de altas razones de convergencia coincide con una amplia expansión del arco mioceno que alcanzó un ancho de unos 350 km extendiéndose ampliamente en territorios Argentino y Boliviano y también coincide con varios empujes de deformación compresiva de la fase Quechua que originó fallamiento inverso, produjo engrosamiento cortical y un significativo alzamiento a lo largo de la Cordillera Principal y la Cordillera de Domeyko. La posterior disminución de las razones de convergencia a fines del Mioceno fue acompañada de una restricción del volcanismo al sector oriental de Chile y al emplazamiento de los pórfidos de oro y pórfidos cupríferos de Chile central y Norte Chico, así como al desarrollo de sistemas epitermales de metales preciosos en la porción superior de los sistemas de pórfido. La actividad volcánica continuó hasta la actualidad, pero se registró un leve desplazamiento hacia el este relativo a los sistemas de pórfidos del Mioceno Superior Plioceno. La expansión del magmatismo Mioceno es atribuido por otros autores (Kay y Mpodozis, 1999) al aplanamiento de la zona de subducción por el movimiento del continente Sudamericano sobre la placa de Nazca al aumentar la razón de convergencia. Durante el Mioceno en el sector comprendido entre los 27 y los 33 Lat. S se produjo la disminución progresiva del ángulo de subducción, lo que se reflejó en el cese del volcanismo activo a comienzos del Plioceno y el desarrollo de una zona de fallas inversas y pliegues en el sector subandino en Argentina. La zona sin volcanismo activo también carece de una Depresión Intermedia como en el resto de Chile. FRANJAS METALOGÉNICAS Los Andes chilenos son esencialmente una subprovincia metalogénica cuprífera, tal como lo definiera Ericksen (1976). Prácticamente todo el norte de Chile se encuentra comprendido dentro de la Franja de Cu-(Mo-Au) definida por Sillitoe (1976), la que posee en general una rica mineralización metálica del Mesozoico y Cenozoico. En contraste el sur de Chile (>35ºS) tiene una muy limitada cantidad de depósitos metálicos conocidos y prácticamente no hay yacimientos en explotación, a excepción de la mina de Zn El Toqui y de Au-Ag de Fachinal en Aysén, genéticamente relacionados actividad ígnea del Cretácico y Jurásico. El basamento pre-andino está pobremente mineralizado en Chile y no es relevante para la discusión metalogénica puesto que ningún depósito Paleozoico o pre- Paleozoico ha contribuido significativamente a la riqueza metálica del país. En detalle, la mitad septentrional de Chile presenta varias franjas metalogénicas longitudinales que tienen características distintivas en cuanto a edad (de acuerdo a numerosas dataciones radiométricas que en esta breve síntesis no se detallan), posición geográfica y tipo(s) de mineralización presente. En el presente texto se hace una 167

169 33 combinación de la distribución espacial con la edad de los depósitos, de modo que se le asigna un rango de edad a las franjas metalogénicas. Estas son: Franja Metalogénica del Carbonífero Superior a Triásico Aunque la mineralización pre-andina es generalmente pobre en Los Andes del Norte de Chile existe una franja de pórfidos cupríferos del Paleozoico Superior a Triásico (Fig 1). Esta se ubica en la extensión norte de un arco magmático del Carboníferos Superior a Triásico Inferior que se extiende por más de km desde el norte de Chile hasta el sur de Argentina (Mpodozis y Ramos,1990, Camus, 1998). La existencia de una faja de yacimientos de tipo pórfido cuprífero del Paleozoico Superior - Triásico fue inicialmente reportada por Sillitoe (1977) en Los Andes Argentinos, pero exploraciones recientes y datos geocronológicos (en su mayor parte inéditos) muestran que esta faja se extiende a Los Andes del norte de Chile donde los pórfidos antiguos están entremezclados con los pórfidos cupríferos del Cenozoico que son más ricos y de mayor tamaño (Camus, 1998, Williams et al., 1999). Fig. 1. Faja de pórfidos cupríferos del Paleozoico Superior - Trásico. (basado en Camus, 1998 y Williams et al., 1999). Constituye la Franja Metalogénica del Carbonífero Superior a Triásico La mineralización de tipo pórfido cuprífero relacionada al magmatismo del Paleozoico Superior Triásico, pero la mayor parte de estos sistemas magmático-hidrotermales antiguos están pobremente mineralizados (son depósitos subeconómicos), lo que sugiere que las condiciones para concentración importante de cobre no fueron óptimas en ese lapso de tiempo geológico. Lo pobre de la mineralización cuprífera podría también ser el resultado de un nivel de erosión relativamente profundo de las rocas ígneas y sistemas porfíricos del Paleozoico Superior a Triásico, que hubiera denudado las partes ricas de los depósitos. Sin embargo, el estudio detallado del depósito San Jorge en la Cordillera Argentina (Williams et al., 1999) revela la existencia de 2 Mt de Cu contenido preservado en los niveles altos de este pórfido cuprífero sugiriendo que la erosión juega un rol metalogénico menor. 168

170 34 Franja Metalogénica del Jurásico Los depósitos minerales del Jurásico se presentan en la porción más occidental de la Cordillera de la Costa. Los más importantes desde el punto de vista económico están entre los a S y corresponden a los distritos de yacimientos estratoligados de Cu hospedados por rocas volcánicas jurásicas del norte de Chile. Ej. minas Buena Esperanza, Mantos de la Luna, Mantos del Pacífico, Susana de Michilla, Mantos Blancos, Santo Domingo (Fig. 2). Asimismo, existen sistemas de vetas cupríferas hospedadas por plutones del Jurásico Superior. Ej. los sistemas de vetas Minita - Despreciada, Toldo - Velarde, Naguayán El Desesperado y Montecristo entre otros (Boric et al., 1990; Espinosa et al., 1996; Vivallo y Henríquez, 1998). Los antecedentes geocronológicos indican que tanto los depósitos estratoligados, como las vetas de Cu fueron formados en el Jurásico Superior (aproximadamente entre los Ma). Vivallo y Henriquez (1998) sugirieron que las vetas cupríferas hospedadas por plutones y los depósitos de cobre estratoligados en rocas volcánicas representarían distintos niveles de sistemas hidrotermales mayores cogenéticos. Si bien la mineralización cuprífera es dominante y económicamente la más importante de esta franja metalogénica, Fig. 2. Franja Metalogénica del Jurásico. existen también numerosas vetas auríferas mesotermales hospedadas por plutones jurásicos a lo largo de la Cordillera de la Costa y vetas argentíferas en Santa Rosa y Huantajaya en la Cordillera de la Costa de Iquique, las que están hospedadas por calizas Jurásicas. Sin embargo, las vetas mesotermales con metales preciosos de esta Franja Metalogénica no tienen relevancia económica en la actualidad. 169

171 35 Franja Metalogénica del Cretácico Inferior Existe un variado conjunto de tipos de depósitos metalíferos asociados a rocas del Cretácico Inferior a lo largo de la Cordillera de la Costa del norte de Chile (Fig. 3). Estos incluyen algunos pórfidos cupríferos, la mayoría de los cuales de los cuales son subeconómicos a excepción de Andacollo que es el único que está en explotación (Reyes, 1991; Oyarzún et al., 1996). Este pórfido de Cu-Mo es el que contiene mayor ley de oro (0.23 g/t Au) de los pórfidos de Cu-Mo en explotación en el país y hacia el oeste del pórfido existe mineralización de oro en vetas y en cuerpos estratoligados también del Cretácico Inferior. Entre los 26 a 31 S, existen muchos yacimientos de Fe (magnetita apatito) hospedados en rocas volcánicas del Cretácico Inferior en sectores aledaños a intrusivos dioríticos a granodioríticos del Albiano. Estos depósitos ferríferos están dentro del dominio del segmento meridional del Sistema de Falla de Atacama. Ej. Cerro Imán (Vivallo et al., 1994), Cerro Negro (Vivallo et al., 1993), Bandurrias, Boquerón Chañar, Algarrobo (Montecinos, 1983), El Tofo, Romeral (Bookstrom, 1977). Existen indicios menores de mineralización de cobre y de oro ligados al mismo contexto, particularmente en la periferia de los cuerpos ferríferos o en la zona de la Falla de Atacama. En el mismo zona donde se presentan los yacimientos de Fe-apatito existen también yacimientos de óxido de Fig. 3. Franja Metalogénica del Cretácico Inferior. Fe (Cu-Au) como Candelaria y Manto Verde (Vila et al., 1996) y otros menores del distrito Punta del Cobre (Marschik y Fonbote, 1996). En la zona central de Chile y Norte Chico existen también depósitos estratoligados de cobre, los de mayor volumen están hospedados por rocas volcánicas del Cretácico Inferior Ej. El Soldado y Lo Aguirre. Además, existen depósitos estratoligados hospedados por rocas sedimentarias volcanoclásticas como Talcuna y Cerro Negro y en zonas de contacto 170

172 36 entre intrusivos del Albiano y calizas neocomianas en las regiones IV y V existen skarns cupríferos Ej. distritos Panulcillo y La Campana. A lo largo de la Cordillera de la Costa existe un gran número de vetas auríferas mesotermales las que se emplazan ya sea en cuerpos intrusivos Cretácicos o en rocas estratificadas en la periferia de las intrusiones. Actualmente los distritos auríferos del Cretacico Inferior carecen de importancia económica, pero algunos distritos como Andacollo y Mantos de Punitaqui se encontraban en explotación hasta hace poco, pero paralizaron debido a los bajos precios actuales del oro. Franja Metalogénica del Cretácico Superior Esta es una faja distribuida en la parte media del país al menos entre Copiapó y Rancagua (Fig. 4). Incluye vetas mesotermales a epitermales de oro y plata. La mayor parte de las vetas auríferas corresponde a sistemas de Tipo cuarzo sulfuros oro ± cobre (clasificación de Corbett y Leach, 1998) como los Distritos El Espino, Farellón Sanchez y Alhué; sistemas de Tipo carbonato-metales base-oro como Mantos de Punitaqui y depósitos epitermales como el distrito Inca de Oro, Lo Chancón (mina El Inglés) y el yacimiento El Bronce de Petorca (Camus et al., 1991). También se encuentran distritos clásicos de vetas mesotermales argentíferas hospedadas en rocas carbonatadas neocomianas como Caracoles, Chimberos Tres Puntas, Chañarcillo y Arqueros. Localmente existen prospectos de pórfidos de Cu-Au en el distrito de Inca de Oro (Dinamarquesa, Carmen). Sin embargo, en estos prospectos de tipo pórfido solo ha existido explotación a pequeña escala de estructuras auríferas, mientras que la mineralización diseminada presenta leyes subeconómicas. Fig. 4. Franja Metalogénica del Cretácico Superior 171

173 37 Franja Metalogénica del Paleoceno a Eoceno Inferior Esta Franja Metalogénica se extiende desde el extremo norte de Chile hasta la latitud de Vallenar (28 30 ) ocupando la porción central del país (Fig. 5). En realidad la Franja se extiende hacia el norte en territorio peruano y en el sector sur de dicho país se localizan los pórfidos cupríferos económicamente más importantes del Perú: Cerro Verde, Cuajone, Quellaveco y Toquepala (Cobbing y Pitcher, 1983; Vidal, 1985; Clark, 1990; Clark et al 1990; Zweng y Clark, 1995, Petersen y Vidal, 1996). En Chile también se incluyen pórfidos cupríferos como Cerro Colorado, Sierra Gorda, Spence, Centinela, Polo Sur, Gaby, Lomas Bayas, Fortuna del Cobre y Relincho. Además, los depósitos vetiformes mesotermales y/o epitermales argentíferos de Challacollo, El Inca, Cachinal de la Sierra, Vaquillas, Sierra Juncal y Lomas Bayas (Caldera Lomas Bayas) y los depósitos auríferos de San Cristobal (Rivera, 1984), El Peñón, El Guanaco (Llaumet, 1979), Sierra Gorda (mina Farde; Camus, 1990). Algunos de los depósitos vetiformes de metales preciosos se presentan en la periferia de los sistemas de tipo pórfido cuprífero. En la III Región no se han reconocido pórfidos cupríferos, pero existen numerosas brechas con matriz de turmalina en cuerpos intrusivos granodioríticos equigranulares, Fig. 5. Franja Metalogénica del Paleoceno a Eoceno Inferior. como las existentes en los distritos de San Pedro de Cachiyuyo, Cachiyuyo de Llampos, Los Azules y Cabeza de Vaca. Algunas de las brechas con matriz de turmalina presentan mineralización de cobre, la cual ocasionalmente puede estar acompañada de oro, tungsteno y/o molibdeno. Las brechas con matriz de turmalina son muy comunes en los pórfidos cupríferos peruanos pertenecientes a esta Franja y también ocurren ocasionalmente en las regiones mas septentrionales de Chile (Yabricoya, Copucha). Franja Metalogéncia del Eoceno Superior - Oligoceno Inferior Esta Franja Metalogénica incluye los yacimientos de mayor importancia económica de Chile, los que corresponden a pórfidos de Cu-Mo distribuidos dentro del dominio del Sistema de Falla de Domeyko (Fig. 6). Los yacimientos más relevantes son: Quebrada 172

174 38 Blanca (Hunt et al., 1983), Collahuasi (Dick et al., 1993, 1994; Clark, et al., 1993), Ujina (Dick et al., 1994), El Abra (Ambrus, 1977), Radomiro Tomic (Cuadra et al., 1997; Pemberton, 1997; Cuadra y Rojas, 2001), Chuquicamata (Alvarez et al.1980, Zentilli et al., 1994; Reynolds, et al., 1998; Ossandón et al., 2001), Cerro Zaldivar (Maturana y Saric, 1991), La Escondida (Ortiz et al., 1985; Ojeda, 1986; Alpers y Brimhall, 1988; Padilla et al., 2001) y El Salvador (Gustafson y Hunt, 1975; Gustafson y Quiroga, 1995; Cornejo et al., 1997) que están en explotación. Sin embargo, también existen depósitos como MM (Sillitoe, et al., 1996), Chimborazo (Petersen et al., 1996) que no se han explotado y Potrerillos que se explotó antiguamente (March, 1935; Olson, 1989; Marsh et al., 1997). Asimismo los prospectos Queen Elizabeth, La Planada (Neumann, 1973), Copaquire (Hollister and Bernstein, 1975) y Telégrafo. Al interior de Vallenar también existen prospectos de pórfidos de Cu-Au en el distrito la Fortuna. A diferencia de los depósitos del Paleoceno existe poca mineralización epitermal de metales preciosos ligada a esta Franja Metalogénica. Sin embargo, existe mineralización epitermal de oro en calizas silicificadas en el yacimiento El Hueso (actualmente agotado) que se suponía ligado genéticamente al pórfido de Potrerillos (Ej. Colley et al., 1989; Davidson y Mpodozis, 1991, Sillitoe, Fig. 6. Franja Metalogénica del Eoceno Superior Oligoceno Inferior. Se muestra también el Sistema de Falla de Domeyko. 1991), pero cuya datación (40.25 ± 0.05 Ma) mostró que es 5 millones de años más viejo que el pórfido Cobre de Potrerillos (35.65 ± 0.03 Ma) y por lo tanto representa un evento de mineralización separado del pórfido cuprífero, pero pertenece a la misma época metalogénica (Marsh et al., 1997). A unos 3 km al este de la mina El Hueso se presenta el yacimiento Agua de la Falda donde se presenta mineralización aurífera en un nivel coquinoídeo de una secuencia de calcárea jurásica. El cuerpo explotado en Agua de la Falda está oxidado, pero su continuación en profundidad corresponde al depósito sulfurado Jerónimo, el cual presenta características asimilables a un reemplazo de carbonatos (Gale, 2000). 173

175 39 Franja Metalogénica del Neógeno Esta es la Franja Metalogénica más oriental de Chile y se extiende por la Alta Cordillera en el sector adyacente al límite con Bolivia y Argentina (Fig. 7), extendiéndose hacia el oriente en el territorio de dichos países. Esta Franja incluye otro grupo de pórfidos cupríferos de gran importancia económica para el país, estos son: Los Pelambres (y su vecino El Pachón en Argentina; Sillitoe, 1979b; Atkinson, et al., 1996), Río Blanco - Los Bronces (Waarnars et al., 1985; Serrano et al., 1996) y El Teniente (Howell y Molloy, 1960; Clark et al., 1983; Camus, 1975; Cuadra, 1986). Estos yacimientos son del Mioceno Superior y Plioceno Inferior de acuerdo a los datos geocronológicos existentes. En la Alta Cordillera entre los 26º y 33º S, se incluye a las previamente conocidas Fajas de Maricunga y El Indio con depósitos epitermales de metales preciosos mayormente de tipo sulfato - ácido como Esperanza (Vila, 1991; Moscoso et al. 1993), La Coipa (Oviedo, et al., 1991), La Pepa, Pascua (Nevada), El Indio, El Tambo en Chile y Veladero en Argentina, además de numerosos prospectos como Sancarrón, Pantanillos, Coipa, Coipita (Maksaev et al., 1984; Siddeley y Araneda, 1989) y Pimentón. Además están en esta franja los Pórfidos de Au de Refugio, Marte, Lobo (Vila y Sillitoe, 1991), Cerro Casale, La Pepa y Santa Cecilia. En detalle existen depósitos del Mioceno Inferior (Esperanza, La Coipa, La Pepa, Refugio, Santa Cecilia) y del Mioceno Superior (Marte, Lobo, Fig. 7. Franja Metalogénica del Neógeno. Incorpora las previas Fajas del Indio y Maricunga. Aldebarán, Pascua, Veladero, Sancarrón, El Indio, El Tambo, Pimentón) (Sillitoe, et al., 1991; McKee et al., 1994). Los depósitos epitermales de la franja de El Indio tienen una edad comparable a la de pórfidos cupríferos del Mioceno Superior de la zona central de Chile y la misma posición geográfica en la Alta Cordillera traslapándose con los pórfidos cupríferos (Ej. Prospecto Pimentón en la V Región). Consecuentemente, algunos de los sistemas epitermales de tipo 174

176 40 sulfato-ácido representan niveles superiores de sistemas de tipo pórfido a profundidad. En el extremo norte esto es obvio por la existencia de pórfidos auríferos con sobreimposición de alteración de tipo ácido-sulfato (Ej. Marte, Sillitoe, 1994) y por la existencia de alteración/ mineralización de tipo ácido-sulfato en el prospecto Aldebarán sobre el pórfido de Cu-Au de Cerro Casale (Vila y Sillitoe, 1991). Además, la existencia de mineralización de tipo pórfido cuprífero ha sido mencionada en niveles profundos del distrito El Indio (Ej. Siddeley y Araneda, 1989). EPOCAS METALOGÉNICAS La identificación de las Franjas Metalogénicas anteriores asignándoles un rango de edad edad definida implica la existencia de épocas metalogénicas discretas en Los Andes de Chile, las que representan períodos de tiempo geológico en el que se produjo cierto tipo de depósitos minerales característicos. Todas las Franjas Metalogénicas descritas están relacionadas a fajas de rocas ígneas relacionadas genéticamente a subducción, pero las épocas metalogénicas constituyen claramente períodos más breves que los de actividad magmática a nivel regional y deben representar períodos en los que concurrieron una serie de factores geológicos, tectónicos, geomorfológicos, etc., además del magmatismo, los que en conjunto favorecieron la concentración de metales en ese período en particular. Las épocas metalogénicas relevantes y su metal(es) principal(es) metales asociados son: Jurásico Superior Cu - Ag Cretácico Inferior alto (Albiano) Cu Fe Au - Ag Cretácico Superior Au Cu - Ag Paleoceno Eoceno Inferior Cu - Ag - Au Eoceno Inferior- Oligoceno Inferior Cu - Mo Mioceno Au Ag - Cu Plioceno Inferior Cu Mo Au - Ag Destaca la recurrencia de mineralización cuprífera en las distintas épocas metalogénicas y la relación de los eventos de mineralización a la posición del frente magmático durante la evolución geológica de Los Andes, de modo que los depósitos minerales son progresivamente más jóvenes hacia el este (interior continental). Por otra parte, en el norte de Chile hay que agregar una época metalogénica supérgena del Oligoceno a Mioceno Medio, la que tuvo gran relevancia para determinar el valor económico de los depósitos minerales de Cu, Ag y Au de una amplia región comprendida al menos entre los 20º y 27ºS (Sillitoe y McKee, 1996), misma que Zentilli (1974) había asignado preliminarmente al Eoceno Oligoceno? entre los 26º y 29ºS. En efecto, los fenómenos de lixiviación, oxidación y enriquecimiento supergeno fueron determinantes para determinar el valor económico de la mayoría de los depósitos del norte chileno, mientras que las menas hipógenas solo se han explotado en algunos yacimientos mayores de alta ley. Por ejemplo en la Región de Antofagasta, con más de 800 depósitos metálicos conocidos, solo se han explotado históricamente menas de sulfuros primarios en los 175

177 41 yacimientos estratoligados de cobre de Buena Esperanza, Mantos Blancos y Santo Domingo, en vetas cupríferas de alta ley de los distritos Tocopilla, Gatico, Julia y Montecristo y en algunas de las vetas de plata de Caracoles (Boric et al., 1990). Los procesos supergenos son el resultado de un reequilibrio de la mineralogía hipógena de los yacimientos de sulfuros metálicos a las condiciones oxidantes de intemperización imperantes en la porción más cercana a la superficie de la tierra. Para que esto ocurra los depósitos primarios deben ser primero exhumados hasta o cerca de la superficie, lo cual en los pórfidos cupríferos mayores no tomó menos de 11 Ma después de su generación (Sillitoe y McKee, 1996). El reequilibrio de la mineralogía a las condiciones de meteorización es un proceso controlado por la fugacidad del oxígeno y puede desarrollarse en un tiempo muy breve, por ejemplo la simulación numérica de Ague y Brimhall (1989) requería solo de años para disolver completamente la calcopirita, magnetita y destruir la pirita de un hipotético pórfido cuprífero. Sin embargo, como el proceso está ligado a condiciones dinámicas como denudación, clima, nivel freático, etc. el tiempo real del proceso puede ser más extendido y de acuerdo a dataciones de alunitas supergenas se ha estimado entre 0,4 y 6,2 Ma en depósitos individuales del norte de Chile (Sillitoe y McKee, 1996). La actividad supergena en el norte de Chile cesó a los 14 Ma debido al cambio climático de condiciones semi-áridas en el Mioceno Inferior a hiper-áridas en el Mioceno Medio (Alpers y Brimhall, 1986; Mortimer, 1980). Este cambio climático muy probablemente se debió al alzamiento andino, ya que la cordillera y altiplano aislaron efectivamente el extremo occidental de Sudámerica de las masas de aire húmedo amazónico y contribuyeron a estabilizar el anticiclón del Pacífico. En los pórfidos cupríferos del Mioceno Superior Plioceno Inferior de la zona central de Chile, también existe enriquecimiento supergeno, que no es tan rico como en los depósitos más antiguos del norte de Chile, pero localmente llega a doblar las leyes primarias y produjo volúmenes importantes de menas enriquecidas. Este proceso de enriquecimiento supergeno está ligado al nivel actual de aguas subterráneas y todavía está activo (Ej. Serrano et al., 1996). CONCLUSIONES Los Andes Centrales no son ricos en mineralización metálica debido a la existencia de una fuente primaria profunda o somera enriquecida en metales (rocas madres con contenidos geoquímicos anómalos de ciertos metales) o etapas policiclicas de concentración metálica (maduración metalogénica), sino que por la actividad magmática ligada a la subducción y a la capacidad de los magmas generados en el ambiente suprasubducción para la extracción, transporte y, a niveles epizonales, concentración de metales mediante una fase fluida de derivación primordialmente magmática. Las evidencias son cada vez más concluyentes para señalar que es la eficiencia de los procesos mineralizadores ligados al magmatismo y no el contenido metálico de las rocas fuentes o rocas de caja los que determinan las características metalogénicas de los arcos cordilleranos. 176

178 42 La existencia de épocas discretas de mineralización, en algunos casos caracterizadas por la generación de depósitos gigantes de cobre-molibdeno como en el caso de Los Andes chileno, reflejan períodos de tiempo geológicos en los que se generaron magmas capaces de alcanzar niveles poco profundos de la corteza y con composiciones adecuadas como para generar sistemas hidrotermales mayores. Además, probablemente existían condiciones geológicas favorables específicas en la corteza durante el mismo período. Las condiciones dinámicas y siempre cambiantes de la tectónica de placas determinan variaciones longitudinales y transversales en las características de mineralización metálica, pero la repetición o recurrencia de mineralización cuprífera en Los Andes Chilenos refleja un sistema coherente de generación magmática ligado a la subducción de corteza oceánica debajo del borde continental. Las rocas del basamento pre-andino en Chile están pobremente mineralizadas y no constituyen un metalotecto de interés económico, a pesar de la existencia de prospectos de tipo pórfido cuprífero. Sin embargo, todavía está por evaluarse la importancia de la naturaleza del basamento para determinar la mineralización metálica a lo largo de la cadena y el rol de las estructuras mayores pre-andinas en la localización de centros plutonovolcánicos andinos y su mineralización asociada. La metalogénesis de Chile está estrechamente ligada a la evolución geotectónica del país, en particular con los aspectos magmáticos y estructurales del desarrollo de la cadena andina desde el Jurásico. Toda la mineralización metálica económicamente importante de Los Andes Chilenos tiene origen hidrotermal y en su mayor parte está ligada a la intrusión de granitoides dominantemente de Tipo I o de la Serie de Magnetita, reflejando un origen ígneo subcortical y un alto estado de oxidación (alta fugacidad de oxígeno en los magmas y en las fases fluidas que se exsolvieron a partir de ellos). Resultando en una asociación con depósitos hidrotermales de sulfuros de metales calcófilos (Cu, Mo, Zn, Pb, Ag, Au, Fe) y ausencia casi total de depósitos de metales litófilos (Sn, W, Be, Nb), los que ocurren solo en posición de trás-arco en los países vecinos (Bolivia, Argentina) y ligados a intrusivos reducidos de Tipo S o de la Serie de la Ilmenita generados por fusión cortical ligada a fajas corridas y plegadas. El marco geotectónico fue desde inicios del Jurásico de margen continental activo con subducción de la placa oceánica debajo del continente sudamericano (arco cordillerano). Sin embargo, hay evidencias que indican un régimen global extensivo en la zona de subducción durante el Jurásico y Cretácico Inferior (margen convergente tipo Mariana), el cual cambió a un régimen de tipo compresivo a partir del Cretácico Superior (margen de tipo Chileno). A pesar que la metalogénesis en los dos estilos de convergencia está dominada por mineralización cuprífera en Los Andes Chilenos, es notable que los depósitos cupríferos mayores durante la etapa no-compresiva fueron los depósitos estratoligados de Cu hospedados en rocas volcánicas, mientras que en la etapa compresiva fueron pórfidos cupríferos. En Los Andes Centrales existieron una serie de arcos magmáticos que estuvieron activos en durante la larga y continua subducción de corteza oceánica bajo el borde continental de 177

179 43 Sudamérica. El frente magmático desde el Jurásico en adelante migró sistemáticamente al este en respuesta a eventos de deformación compresiva que se correlacionan con etapas mayores de reorganización del sistema de placas oceánicas. Las variaciones de velocidad de convergencia, localmente del ángulo de subducción y de la estructura específica de la corteza continental determina una segmentación tectónica a lo largo de Los Andes y los distintos segmentos presentan diferencias en el tipo de depósitos metálicos característicos. El hecho que algunos segmentos tectónicos parecen ser perennes a pesar de condiciones de placas siempre cambiantes sugiere la existencia de estructuras transversales mayores en el complejo borde continental/placa oceánica, las cuales parecen ejercer un fuerte control sobre los límites de franjas metalogénicas (Sillitoe, 1974, 1976). Las franjas metalogénicas aparecen, pues, como bandas longitudinales relacionadas con varios arcos magmáticos también longitudinales y con quiebres transversales en sus extremos norte y sur. La concentración de metales ocurrió en ciertos períodos favorables (épocas metalogénicas) cuando se concentraron grandes cantidades de metales en uno o más tipos de yacimientos. Estas épocas metalogénicas corresponden a períodos discretos de tiempo geológico en que se generaron magmas con mayor capacidad de generar depósitos metálicos de origen hidrotermal, debido a la concurrencia de un conjunto de condiciones geológicas favorables. Las épocas metalogénicas del Eoceno Superior - Oligoceno Inferior, Mioceno Superior Plioceno Inferior y Paleoceno Eoceno Inferior están dominadas por mineralización de tipo pórfido cuprífero e indudablemente son las más relevantes desde el punto de vista económico para Chile. Estos períodos de mineralización de tipo pórfido cuprífero ocurrieron subsecuentemente a etapas mayores de deformación compresiva en Los Andes Centrales (fases compresivas Peruana, Incaica y Quechua) y revelan que la formación de depósitos cupríferos gigantes tiene un estrecha relación con los procesos geotectónicos mayores del margen convergente activo de Sudamérica que afectan las condiciones de generación de magmas y su emplazamiento a niveles corticales someros. Las épocas metalogénicas del Jurásico Medio y Cretácico Inferior son representadas en cambio por yacimientos de cobre estratoligados y sistemas de vetas cupríferas (con la excepción del pórfido de Andacollo) y esta diferencia de tipo de depósitos cupríferos reflejarían condiciones geotectónicas no-compresivas dominantes durante esos períodos. Los períodos de mayor relevancia para los metales preciosos (oro y plata) en Chile son el Paleoceno y el Mioceno, períodos en los que se formaron importantes sistemas epitermales dominantemente de tipo ácido-sulfato en el norte de Chile. La época metalogénica del Cretácico Superior tiene importancia subordinada, pero durante ella se formaron importantes sistemas de vetas mesotermales y epitermales de tipo adularia-sericita, generalmente con mineralización de oro ligada a metales base. Mención aparte requiere una importante época metalogénica supérgena del Oligoceno a Mioceno Medio cuyo efecto tuvo gran relevancia para determinar el valor económico de los depósitos minerales de Cu, Ag y Au del norte de Chile. Los Andes del Sur de Chile tienen escasa importancia en cuanto a su contribución minera metálica. Lo cual es sorprendente porque los procesos geológicos globales no deben haber 178

180 44 sido significativamente distintos a los de la mitad norte del país. Si bien, un menor grado de exploración minera puede explicar, en parte, la diferencia, quizás la tenga mucho mayor relevancia el efecto de una denudación más rápida y profunda en la cordillera meridional debido al clima húmedo imperante y el efecto pantalla de la cordillera misma que captura la mayor parte de las precipitaciones en su vertiente occidental (aparte de la profunda erosión glacial pleistocena). Las mismas razones climáticas redundan en la ausencia en Los Andes del sur del desarrollo de zonas importantes de oxidación o enriquecimiento supergeno tan comunes e importantes económicamente en los depósitos metálicos el norte del país. En el sur de Chile solo los depósitos primarios de alta ley como el skarn de Zn-Pb (Au) de El Toqui, o las vetas epitermales de Ag-Au de Fachinal tienen contenidos metálicos suficientes para permitir una explotación minera. REFERENCIAS Ague, J.J., and Brimhall, G.H., Geochemical Modeling of Steady State Fluid Flow and Chemical Reaction during Supergene Enrichment of Porphyry Copper Deposits. Economic Geology, V. 84, pp Aguirre, L., Levi, B., and Offler, R., Unconformities as mineralogical breaks in the burial metamorphism of the Andes. Contributions to Mineralogy and Petrology, V. 66, pp Alpers, Ch.N., and Brimhall, G.H., Middle Miocene Climatic Change in the Atacama Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida. Geological Society of America Bulletin, V. 100, pp Alvarez, C.O.; Miranda, M.J. y Guzmán, V.P., Geología del Complejo Chuquicamata. En: Minería de Cobres Porfíricos, V. 2, Instituto de Ingenieros de Minas de Chile, Santiago, pp Ambrus, J., Geology of the El Abra Porphyry Copper Deposit, Chile. Economic Geology, V. 72, pp Atkinson, W.W.Jr.; Souviron, A.; Vehrs, T.I.; Faunes, A., Geology and Mineral Zoning of the Los Pelambres Porphyry Copper Deposit, Chile. In : Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 5, pp Baranzagi, M. and Isacks, B.L., Spatial distribution of earthquakes and subduction of the Nazca plate beneath South America, Geology, V. 4, pp Barton, M.D. and Johnson, D.A., Evaporitic source model for igneous related Fe oxide-(ree-cu-au-u) mineralization. Geology, V. 24, p Beck, M.E., On the mechanism of tectonic transport in zones of oblique subduction. Tectonophysics, V. 93, pp Beck, M.E., Model for Late Mesozoic-Early Tertiary tectonics of coastal California and western Mexico and speculations on the origin of the San Andreas fault. Tectonics, V. 5, N 1, pp

181 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 1 PORFIDOS CUPRIFEROS Depósitos de Cu (Mo) de gran tonelaje y baja ley 50 a 500 Mt de mineral con ~1% Cu y 0.02% Mo en Chile algunos >1000 Mt y con >1% Cu Más del 50% de la producción de Cu mundial proviene de este tipo de depósitos. La mayor parte de la producción chilena de cobre proviene de 16 pórfidos cupríferos en explotación, 12 en el Norte de Chile y 4 en la Zona Central. Chile posee algunos de los pórfidos cupríferos más grandes del mundo como El Teniente y Chuquicamata. Los pórfidos cupríferos son esencialmente depósitos minerales de baja ley y gran tonelaje. Se denominan pórfidos porque frecuentemente, pero no exclusivamente, se asocian con rocas ígneas intrusivas con fenocristales de feldespato en una masa fundamental cristalina de grano fino. La textura porfírica indica que los magmas intruyeron y cristalizaron cerca de la superficie y debido a su naturaleza relativamente poco profunda se denominan intrusivos epizonales, pero ellos pueden ser equigranulares con grano moderadamente grueso. Los depósitos de pórfido se pueden subdividir en distintos tipos considerando su contenido metálico. Estos tipos incluyen Cu-Mo, Cu-Au, Cu, Au y Mo. En general los pórfidos ricos en Cu o Au se asocian a intrusivos derivados por cristalización fraccionada de magmas máficos originados en fusión parcial del manto en márgenes convergentes de placas (márgenes continentales activos y arcos de islas). Los pórfidos de molibdeno se asocian a intrusiones félsicas derivadas de magmas con una importante componente de corteza continental re-fundida. Los depósitos de tipo pórfido están relacionados genética y espacialmente con intrusiones ígneas félsicas. Por lo general existen varios cuerpos de rocas intrusivas, emplazadas en varios pulsos y los pórfidos cupríferos se asocian frecuentemente con enjambres de diques y brechas. Las rocas de caja intruidas por los pórfidos pueden ser de cualquier tipo. Tanto los intrusivos, como las rocas de caja típicamente muestran un fracturamiento fuerte y pervasivo. La única condición para la mineralización es que la roca huésped sea rígida o frágil desde el punto de vista estructural. La mineralización y alteración pueden presentarse tanto en intrusivos, como en las rocas de caja. El núcleo del sistema mineralizado presenta la alteración hidrotermal más intensa, la que se denomina potásica debido a que se agrega potasio a las rocas afectadas por esta alteración. En la zona potásica se desarrollan biotita, feldespato potásico y cuarzo a expensas de minerales previamente existentes en las rocas. El predominio de biotita o feldespato potásico depende esencialmente de la disponibilidad de Fe o Mn en las rocas Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 180

182 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 2 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 ºC, 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 Correo 21 Fax Santiago de Chile 181

183 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 3 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 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 Correo 21 Fax Santiago de Chile 182

184 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 4 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 Correo 21 Fax Santiago de Chile 183

185 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 5 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. Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 184

186 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 6 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 stockwork de zona hipógena con alteración potásica (biotita) a la izquierda y con oxidación supérgena a la derecha (Minas Tricolor y Dos Amigos, Domeyko, Chile). Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 185

187 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 7 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 Correo 21 Fax Santiago de Chile 186

188 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 8 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 ; 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. Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 187

189 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 9 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. Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 188

190 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 10 Fig 2. Distribución de zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero combinando los modelos de Lowell y Gilbert (1970 ), Gustafson y Hunt (1975) y Giggenbach (1997). Núcleo de alteración potásica rodeado de alteración fílica (cuarzo-sericítica), alteración argílica intermedia local en torno a zona fílica, halo externo de alteración propilítica, alteración sódico-cálcica profunda (Carten, 1986; Dilles & Einaudi, 1992) y cubierta de alteración argílica avanzada. Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 189

191 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 11 Fig. 3. Distribución de minerales de mena en un pórfido cuprífero típico. Py = pirita, Cpy = calcopirita, Mo = molibdenita, Mgt = magnetita. Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 190

192 UNIVERSIDAD DE CHILE Victor Maksaev 2004 FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMÁTICAS DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA 12 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). Casilla Correo 21 Fax Santiago de Chile 191

193 EL SALVADOR Gustafson y Hunt (1975), Economic Geology, V. 70, Nº 5, pp 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 192

194 cortadas por todos los otros tipos de venillas. Tienen halos de alteración potásica, pero son prácticamente indistinguibles de la fuerte alteración potásica pervasiva de las rocas. Formadas en roca dúctil; 1 25 mm de potencia; incluyen diseminación de Cpy-Bo-trazas de Mo. Inclusiones fluidas muy abundantes de dos tipos: líquidas altamente salinas, con burbuja de vapor y cristales de halita y hematita y gaseosas con poco líquido y cristales opacos probablemente de hematita. Temperaturas de homogenización de 360º a >600ºC y salinidades entre 35 40% NaCl eq. Alteración Propilítica: Epidota, clorita, calcita, cuarzo y albita. Es pervasiva en rocas volcánicas huéspedes de los pórfidos y está controlada estructuralmente (fracturas); la calcita es abundante (probablemente ya era abundante en el cemento de las rocas sedimentarias). Magnetita ±alterada a hematita: presente fuera de los límites de la biotitización. La clorita en la zona propilítica no parece reemplazar a biotita, lo cual es frecuente dentro de la zona de biotita. Asociadas a la alteración clorítica hay venillas de epidota-magnetita-calcopirita y existen venillas de pirita con halos de alteración de sericita-clorita que son posteriores a las de epidota-magnetita-calcopirita. La hornblenda solo está presente en niveles profundos del Pórfido L y está reemplazada en mayor o menor medida por biotita-anhidrita-rutilo. La presencia de agregados de biotita con rutilo y anhidrita en las porciones más latas de los pórfidos L, X y K sugieren un reemplazo total de fenocristales de hornblenda. Anhidrita: está presente como uno de los primeros y últimos productos de mineralización en El Salvador. Anhidrita Temprana: diseminada en alteración potásica y componente de las venillas de tipo A. Anhidrita Tardía: controlada por fracturas y es material componente de venillas más jóvenes. La zona de sulfatos en profundidad del yacimiento El Salvador está sellada por anhidrita y su permeabilidad y porosidad son casi cero (no hay agua subterránea). Zonación de sulfuros - núcleo pobre en sulfuros: <0.25% sulfuros con magnetita o hematita-rutilo - zona de calcopirita-bornita (sin pirita), con escasa calcosina primaria; rodea al núcleo pobre en sulfuros. El total de sulfuros en esta zona varía entre 0.5% y 2,0% del volumen de la roca y la bornita varía desde el interior al exterior desde 50% a 0% del 193

195 total de sulfuros. Las leyes de cobre varían entre 0,3% y 1,0% Cu, el oro 0,17 g/t Au y la plata 1,7 g/t Ag. - Zona de calcopirita-pirita (sin bornita); rodea a la zona de calcopirita-bornita. El total de sulfuros varía de 0,75% a 2,5% del volumen de la roca. La pirita varía desde el interior hacia el exterior desde 0% a 75% del total de sulfuros. Las leyes de cobre entre 0,3% y 1,0% Cu. - Zona de pirita, halo externo. El total de sulfuros varía entre 0.5% a 6% del volumen de las rocas. Las leyes de cobre <0,2% Cu. Mineralización y alteración transicional Mineralización / alteración con pirita y destructora de feldespatos ocurrió después de la consolidación del último pórfido (Pórfido L), pero fue precedida por una etapa transicional de mineralización caracterizada por el desarrollo de venillas de cuarzo de tipo B, abundante molibdenita y turmalina. Las venillas de tipo B son continuas, planares, con caras paralelas y normalmente con algún bandeamiento interno; su potencia varía entre 5-50 mm (hasta 10 cm) y están constituidas por cuarzo-anhidrita-sulfuros (sin feldespato-k). No presentan halos de alteración, aunque en algunos casos hay halos en los que la roca está blanqueada. El cuarzo es relativamente de grano grueso en cristales elongados perpendicularmente a las paredes. Los sulfuros, sulfatos o cuarzo granular se presentan en el centro de las venillas o en bandas irregulares paralelas a las paredes. La presencia de molibdenita-calcopirita son características, con trazas de bornita y escasa pirita; los sulfuros son de grano grueso y tienden a estar en bandas paralelas a las paredes. Hay abundantes inclusiones fluidas de alta salinidad y de baja densidad. En algunas venillas en las que la porción central es drusiforme (huecos) el cuarzo más nuevo tiende a tener inclusiones fluidas de baja salinidad con 12-15% NaCl equivalente y temperaturas de homogenización de 300º-350ºC. Se interpreta un cambio en la composición del fluido hidrotermal hacia fines de la etapa de formación de venillas tipo B. Este cambio se presenta en venillas individuales en las cuales cuarzo cristalino se formó sobrecreciendo a cuarzo granular-columnar de las vetillas tipo B para formar la línea central oquerosa. La zona de crecimiento marca un abrupto decrecimiento en abundancia de inclusiones de salinas dos fases (I y II) y los huecos centrales contienen solo inclusiones de baja salinidad. La reapertura de venillas de tipo B y relleno con materiales de venillas tardías es común. La distribución de molibdenita en El Salvador está ligada a venillas de tipo B y frecuentemente aparece en forma de pátinas tardías sin estar asociado a otros sulfuros o halos de alteración. El contenido de molibdeno varía entre 0.005% y 0.05% Mo (50 a 500 ppm), con una media de 0.02% Mo (200 ppm). Los valores más altos de Mo se presentan en el traslape de las zonas de calcopirita-pirita y bornita-calcopirita. Turmalina: la distribución de turmalina es independiente de las venillas de cuarzo tipo B, pero se la asocia a la etapa transicional de mineralización. La turmalina está en venillas finas y en brechas con matriz de turmalina. Existen unas venillas tempranas de turmalina con calcopirita-bornita (sin pirita) en las que los sulfuros son escasos en proporción a la 194

196 turmalina y venillas tardías de turmalina con pirita, con o sin calcopirita, con halos de alteración de sericita-pirita. Muchas venillas de turmalina no tienen ni halos de alteración, ni sulfuros. Las venillas de tipo B contienen turmalina, pero este mineral es generalmente más joven cuando existen relaciones de edad. Las brechas de turmalina son diques de guijarros (peeble dikes) tempranos con cemento de turmalina y cuarzo. Andalusita y corindón: En niveles profundos de El Salvador se presenta andalusita y feldespato-k asociados al pórfido L extendiendose al pórfido X y andesitas al oeste. La andalusita se presenta en halos oscuros discontinuos y mal definidos de alteración potásic (feldespato-k, biotita, sericita). Algunos parecen ser halos de ciertas venillas de cuarzo de tipo A. Estos halos incluyen feldespato-k, albita, andalusita, anhidrita, biotita o sericita y cuarzo. El corindón ocurre solo en trazas con andalusita. Mineralización y alteración tardía Se caracteriza por abundante pirita y alteración hidrolítica (destructora de feldespatos y de biotita). Hay venillas de pirita-cuarzo, de pirita con halos de alteración sericítica, zonas periféricas con diseminación de pirita, seritización y niveles superiores con asociaciones sericíticas y de alteración argílica avanzada. Venillas de sulfuros de tipo D: son venillas que cortan a las venillas de cuarzo A y B y tienden a tener un patrón radial mal definido en el yacimiento. Están constituidas por sulfuros y sulfatos (anhidrita) con menor contenido de cuarzo y ocasional carbonato (dolomita). El cuarzo no presenta inclusiones fluidas y presenta formas cristalinas. La anhidrita forma masas cristalinas y comúnmente está bandeada con los sulfuros. Presentan halos de alteración sericítica o de sericita-clorita, algunas con una parte externa de caolinita-calcita. Son venillas contínuas con orientación preferencial, aunque ocasionalmente son irregulares o siguen un patrón curvo. Su potencia varía entre 1 y 75 mm (hasta 20 cm). Entre los sulfuros domina la pirita, con calcopirita, bornita, enargita, tenantita, esfalerita y galena. La pirita domina en profundidad, pero aparece con los otros sulfuros en niveles superiores. La molibdenita es menor. Solo escasas inclusiones fluidas de baja salinidad en cuarzo, anhidrita y esfalerita, con temperaturas de homogenización entre 175º y 310ºC. Asociaciones periféricas de sericita y pirita Existen zonas sericitizadas con pirita rodeando la zona de central de sulfuros, ellas están caracterizadas por la asociación sericita-clorita-pirita, la que grada a una asociación propilítica en la porción más externa. Hay buena correlación entre la abundancia de pirita y la intensidad de la alteración sericita-clorita. Zonas de alteración de niveles altos Dentro de la zona periférica sericitizada, los niveles profundos están dominados por la asociación feldespato-k y biotita, mientras que en los niveles superiores están dominados por sericita-andalusita; aunque incluye andalusita-sericita-cuarzo-trazas de pirofilita, 195

197 diasporo o alunita. Como minerales accesorios hay sulfuros piríticos (oxidados), zircón y rutilo. Zona de sulfuros superiores Estas zonas están oxidadas y lixiviadas, pero sulfuros relictos en cuarzo (5 a 100 µm de diámetro) indican que existió una amplia mineralización hipógena que incluyó piritabornita-calcopirita-calcosina, mientras en las altas elevaciones existió enargita-pirita. Asociación de alteración hidrotermal argílica avanzada Se presenta una asociación de pirofilita, diasporo, alunita primaria, andalusita, sericita y corindón (no hay caolín); toda en la zona lixiviada. Esta asociación parece sobreimpuesta sobre sericitización o sericita-andalusita. Efectos supergenos La mina El Salvador fue desarrollada para explotar un nivel de enriquecimiento secundario existente bajo la quebrada Turquesa cuya potencia varía entre decenas de metros y 300 m. Usualmente es referido como el horizonte de calcosina, pero en realidad incluye un grupo de sulfuros secundarios reemplazando a los sulfuros primarios o hipógenos. Las asociaciones principales son: - Calcosina(Cu 2 S) - djurleita (Cu 1.96 S) - Djurleita (Cu 1.96 S) - digenita (Cu 9 S 5 ) La covelina es un constituyente menor local, la cuprita y Cu nativo son raros, pero también presentes. Los sulfuros secundarios se formaron por reemplazo de calcopirita y bornita primarias, pero también se presentan como pátinas sobre pirita. Alteración Supergena La zona con efectos supergenos más fuertes corresponde a la sobre la zona de sulfatos y/o la base de la alteración sericítica. Se presenta caolinita reemplazando a plagioclasas, clorita, albita, biotita y al feldespato potásico; la sericita acompaña a estos minerales, ya que los efectos supergenos afectan a la zona sericítica. También hay alunita supergena, se trata de alunita fina en venillas (que es diferente de la alunita hipógena más cristalina). Cubierta lixiviada (<0.05% Cu o <500 ppm Cu) Incluye limonitas en su mayor parte indígenas (no transportadas) en boxworks (pátinas en cavidades de sulfuros descompuestos. Zona central de jarosita; diseminación, venillas de jarosita cristalina. Zona inferior de jarosita con hematita-goethita Zona externa de goethita-hematita 196

198 Zona pobre en sulfuros con goethita-limonita en cavidades dispersas El Au y Mo han sido inmóviles durante la lixiviación y enriquecimiento. La Ag ha sido lixiviada, pero menos eficientemente que el cobre. El Fe está levemente enriquecido. Interpretaciones de Gustafson y Hunt (1975) Mineralización, alteración e intrusión temprana - La mayor parte del Cu fue introducido con el pórfido X y K - Las vetillas tempranas de tipo A sugiere fracturamiento en rocas dúctiles - Los silicatos, sulfuros y anhidrita en esas asociaciones tempranas son parte integral de esas venillas y deben haberse formado muy poco después de la consolidación del magma porfídico. - Se estima un emplazamiento a 2 km de profundidad en condiciones de presión levemente superiores que la presión litostática. La profundidad real no se conoce con certeza, pero claramente debe ser muy superior a hidrostática. Se requiere de un fluido que puede ser de derivación magmática o meteórico, pero es altamente improbable que el agua meteórica pudiera ingresar a un ambiente con alta presión. Consecuentemente, debe haber sido exsuelta del magma y de la cámara magmática subyacente. Se concluye que el agua magmática es el componente mayor de la mineralización temprana. Esto está apoyado por datos isotópicos de hidrógeno y oxígeno (Sheppard and Gustafson, Oxygen and hydrogen isotopes in the porphyry copper deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, V. 71, pp ). - La alteración potásica y la propilítica fueron contemporáneas, con la propilítica desarrollada como marginal de la potásica. Mientras ambas son previas a la alteración sericítica y pirita. - Suponen que previo al emplazamiento del pórfido L, existía una zona potásica rodeada por alteración propilítica con una zona de calcopirita-bornita. En esa etapa solo habría habido pirita en los niveles actuales de exposición. Durante la etapa final de la mineralización temprana intruyó el pórfido L destruyendo la sección NW del patrón previo de alteración hidrotermal / mineralización. Parte del Cu, S, K y volátiles asimilados por el magma del pórfido L a niveles más profundos ascendieron y se redepositaron en porciones más frías del pórfido L. - Posiblemente 10 9 toneladas de azufre oxidado se fijaron en anhidrita durante la etapa temprana de alteración / mineralización. Mineralización transicional - Desarrollo de stockwork de venillas de tipo B - Líquidos salinos, 350º-600ºC y presiones 200 a >900 bares - Las evidencias indican un cambio progresivo de condiciones físicas durante este período transicional; este cambio se interpreta como el primer ingreso significativo de agua meteórica al sistema hidrotermal. - Las presiones decrecieron por debajo de la litostática. La variación fue desde condiciones crercanas a temperaturas magmáticas, presión litostática y fluidos de 197

199 derivación magmática hasta presión hidrostática, temperatura más baja y fluidos dominantemente meteóricos. Mineralización tardía - Temperaturas <350ºC lo que implicaría que agua meteórica ingresó a través de fracturas reaccionando con rocas previamente mineralizadas para producir alteración hidrotermal destructiva de feldespato potásico y depositación de pirita (venillas de tipo D y alteración periférica). - Agua meteórica en sistema convectivo. - Los patrones tardíos de alteración / mineralización están fuertemente influenciados por el emplazamiento del pórfido L. - La circulación de aguas termales solfatáricas tardías habrían causado alteración argílica avanzada, retrabajo de sulfuros, remoción de Cu y formación de más pirita. Esta alteración habría sido producida por fluidos relativamente ácidos (pirofilita) y de alta temperatura (andalusita). 198

200 MODELO GENETICO, variaciones sobre el mismo tema Los pórfidos cupríferos en muchas partes del mundo tienen características similares a El Salvador. Mismas texturas, tipos de venillas, patrones de alteración / mineralización y la misma secuencia evolutiva en general, aunque cada depósito es único en detalle. Las diferencias entre los pórfidos cupríferos surgen de distintos desarrollos de mineralización / alteración temprana versus tardía y el grado de distorsión de los patrones geométricos relativos a los descritos en El Salvador. - En algunos depósitos las asociaciones tardías están más débilmente desarrolladas que las tempranas (Ej. Yerrington). - En otros la porción central de alteración potásica puede contener pocos sulfuros y la mena estar en el margen sericítico con pirita (Ej. San Manuel). - La mineralización temprana puede extenderse mucho más allá o encima de cualquier exposición de un pórfido en la roca de caja (Ej. Ray). - La asociación de sericita-pirita tardía puede estar sobreimpuesta en la porción central de modo que prácticamente borra la evidencia de una alteración / mineralización temprana (Ej. Cananea). - El Ca puede estar en carbonato, ya sea con anhidrita o en vez de anhidrita (Ej. Ajo, Bingham). - Intrusiones tardías o desarrollo de cuerpos de brecha de diatrema pueden remover mucho del patrón temprano (Ej. El Teniente). Existen muchas otras variaciones, pero Gustafson y Hunt (1975) planetan que son variaciones sobre el mismo tema. Los elementos esenciales son: 1. Emplazamiento relativamente somero de un complejo de stocks y diques sobre la cúpula de un batolito subyacente. 2. Introducción metasomática de Cu y otros metales, S, K, Na y cationes de H + desde el magma, tanto el las apófisis de pórfido, como en las rocas de caja. 3. Interacción de aguas subterráneas con el centro de mineralización en efriamiento. La evolución inevitable es: Caliente frío Alteración de alcalis alteración hidrolítica Fluidos con aumento progresivo de actividad de S -, lo que se refleja por Magnetita pirrotina pirita Las variables que producen variaciones son: - Profundidad de emplazamiento - Disponibilidad de aguas subterráneas - Tamaño y tiempo de sucesivas intrusiones de magma 199

201 - Abundancia de metales y elementos minerallizadores desde el magma. Si un pórfido se emplaza a mayor profundidad o las rocas de caja son más secas (factores climáticos o hidrológicos), el pórfido se enfriará más lento (conducción versus convección), habrá menos sobreimposición y los efectos de aguas subterráneas serán menos desarrollados en las etapas tardías de alteración / mineralización. Si los pórfidos son cuerpos más masivos y se intruyen en un período corto de tiempo, hay menos chance de que se enfríen las unidades individuales. Esto permite que exista la transición entre la etapa temprana a tardía de minaralización antes de la introducción de una segunda intrusión y produce una secuencia de evolución compuesta. Si hay menos Cu en el magma parental, hay menos chance de producir mineralización económica en cualquiera de las etapas de evolución de alteración / mineralización (lo mismo es válido si hay menos Cl, S, etc.). Características de la porción más profunda de El Salvador según Gustafson y Quiroga (1995); Economic Geology, V. 90, pp La exploración de la porción profunda del yacimiento El Salvador reveló: - Los sulfuros persisten pero el contenido disminuye. - La magnetita es parte de todas las asociaciones excepto de las venillas tardías de pirita tipo D. - Trazas de pirrotina-calcopirita en cuarzo y como inclusiones en pirita. Aparentemente restos de mineralización de progrado temprana obliterada por eventos posteriores. - Relictos de venillas de especularita que se interpretan en forma similar a la anterior. - Cambian los tipo de venillas; hay venillas "EB" de biotita temprana con o sin sulfuros, cuarzo, albita, anhidrita y actinolita, con halos de albita, feldespato-k, biotita, sericita verde, anhidrita y andalusita. Parecen ser equivalentes profundos de las venillas de cuarzo de tipo A. - Las venillas de tipo A de cuarzo granular, feldespato-k, sulfuros y anhidrita disminuyen su abundancia en profundidad y son difíciles de distinguir de venillas de tipo B de cuarzo, anhidrita con molibdenita. Estas presentan halos bien desarrollados de feoldespato-k en comparación con las que se presentan a niveles más altos. - Venillas C más jíovenes con sericita verde, biotita y anhidrita y halos de sericita verde, feldespato alcalíno y andalucita, cortan a las venillas B. Estas venillas C son anteriores a las venillas D de pirita-cuarzo con halos de sericita-pirita-calcita-anhidrita y ocasionalmente turmalina. - La alteración pervasiva de sericita se termina hacia abajo y la alteración biotítica de las andesitas disminuye, revelando rocas córneas más restringidas de actinolita (hornfels de actinolita). - La abundancia de sulfuros, sulfatos y feldespato potásico disminuye en profundidad, mientras que la albita aumenta. - Hay un abrupto descenso del contenido de Cu (<0.1% Cu) dentro de un pórfido feldespático fuertemente cruzado por venillas de cuarzo y alterado a feldespato-k y 200

202 biotita, representando el núcleo estéril debajo de la zona central de calcopirita-bornita. Esto parece correlacionarse con la base del intenso fracturamiento y ebullición durante la etapa temprana de formación de venillas. Aunque Gustafson y Quiroga (1995) no lo mencionan directamente, las asociaciones de alteración encontradas en profundidad en El Salvador son comparables a la alteración sódica-cálcica descrita en las zonas de raíz del pórfido Yerington, Nevada por Carten (1986); Economic Geology, V. 81, pp Esta se caracteriza por la asociación albita-actinolita-magnetita-epidota-esfena y se desarrolla en profundidad al mismo tiempo que la alteración potásica en niveles más altos del sistema porfírico. 201

203 Brechas relacionadas a mineralización 1 BRECHAS RELACIONADAS A MINERALIZACION La presencia de cuerpos de brechas, con una gran variedad de características, es común acompañando a un amplio espectro de yacimientos hidrotermales y muchas veces las brechas mismas constituyen cuerpos mineralizados. Consecuentemente es importante entender los procesos que generan brechas asociadas a mineralización, cuales son las características que permiten distinguir distintos tipos de ellas y describir el rol de las brechas en la formación de yacimientos minerales. Qué es una brecha? Una brecha es una roca constituida por fragmentos líticos que se mantienen ligados por una matriz y cuyo cemento en el caso de las asociadas a mineralización pueden ser minerales hidrotermales incluyendo a los minerales de mena (Ej. turmalina, cuarzo, calcopirita, etc.). En general, los minerales hidrotermales rellenan total o parcialmente los huecos formados en la roca fragmentada y mucha de la mineralización en brechas ha sido introducida por fluidos hidrotermales y consecuentemente se encuentra en la masa fundamental de la brecha. Este último es un término general, no genético, que incluye matriz y el cemento de la brecha. Los procesos hidrotermales en ocasiones producen reemplazo o metasomatismo en brechas, este reemplazo corresponde composicionalmente a cemento, pero que ha sido emplazado por sustitución de material preexistente en la brecha. En brechas sedimentarias o volcanogénicas es común que su formación involucre transporte y agregación de materiales clásticos o piroclásticos, pero en brechas genéticamente asociadas a procesos hidrotermales es más frecuente que las brechas sean formadas por desagregación de rocas pre-existentes in situ o con limitado transporte de los fragmentos. Los fragmentos o clastos provienen de rocas fragmentadas, las que son progresivamente molidas mientras mayor es la deformación (brechización). Algunas brechas contienen solo fragmentos de la roca encajadora de los cuerpos brechosos o pueden tener fragmentos introducidos ajenos a las rocas encajadoras adyacentes y los fragmentos pueden tener variadas intensidades de alteración hidrotermal. Se usan los términos monolitológica o monomíctica para aquellas que están formadas exclusivamente de un tipo de roca y heterolitológicas o polimícticas para aquellas que incluyen una variedad composicional de fragmentos. En algunas brechas se pueden producir alineamientos de fragmentos e incluso estratificación. La matriz puede ser de roca molida derivada localmente o material rocoso introducido de granulometría más fina que los fragmentos (dependiendo del grado de molienda) que rellena los espacios entre fragmentos. El origen de la matriz puede ser detrítico, cataclástico, volcánico, plutónico, etc. Se utiliza el término correspondiente para indicar que los fragmentos y la matriz de una brecha tienen la misma composición, pero las brechas pueden ser semi-correpondientes o no-correspondientes si la composición es mixta o completamente diferente respectivamente entre los fragmentos y la matriz. Cuando existen fragmentos o partículas enfriadas directamente de un magma eruptivo, se habla de material juvenil. A menudo es difícil discriminar la naturaleza del material de una brecha, pero la presencia de fragmentos de pomez en una diatrema se interpretan como material ígneo juvenil. La textura o fábrica de la brecha puede variar desde aquellas soportadas por fragmentos en las que los fragmentos están en contacto entre sí y las soportadas por matriz en las que los 202

204 Brechas relacionadas a mineralización 2 fragmentos aparecen dispersos en un material de grano más fino. En brechas soportadas por fragmentos los huecos entre los fragmentos pueden ser espacios abiertos o estar parcial o completamente rellenos. Los fragmentos de la brecha pueden tener distinto grado de redondeamiento, a saber: Fragmentos angulosos Fragmentos sub-angulosos Fragmentos sub-redondeados Fragmentos redondeados En brechas relacionadas a mineralización el redondeamiento de los fragmentos resulta del movimiento entre los fragmentos. La molienda, desgaste o atrición entre los fragmentos resulta en redondeamiento y mientras mayor sea el movimiento entre fragmentos o más violento produce más redondeamiento de los fragmentos. Aunque puede parecer un contrasentido en algunos tipos de brechas asociadas a mineralización los fragmentos pueden estar bien redondeados (Ej. diques de guijarros o "peeble dikes" y brechas de diatremas, ver más adelante). De acuerdo al tamaño de los fragmentos se habla de megabrechas para aquellas que tienen fragmentos >4 m de diámetro, meso-brechas para aquellas en las que los fragmentos oscilan entre 2 mm y 4 m y microbrechas para las que tienen fragmentos de menos de 2 mm. Clasificación de Brechas Relacionadas a Mineralización Sillitoe (1985) publicó una descripción detallada y una clasificación de brechas relacionadas a mineralización. Esta clasificación incluye 5 tipos principales de brechas, con algunos subtipos, a saber: 1) BRECHAS MAGMATICO - HIDROTERMALES Chimeneas de brechas Tipo pórfido (cuerpos de brecha asociados a sistemas porfíricos) 2) BRECHAS HIDROMAGMATICAS Freáticas Depósitos epitermales Depósitos tipo pórfido Kuroko (sulfuros masivos) Freatomagmáticas Sistemas maar - diatrema Depósitos tipo pórfido y epitermales 3) BRECHAS MAGMATICAS (volcánicas) Diatremas volcánicas Tipo pórfido y otros depósitos. 203

205 Brechas relacionadas a mineralización 3 4) BRECHAS INTRUSIVAS Con matriz intrusiva 5) BRECHAS TECTONICAS Fracturamiento frágil en fallas Corbett y Leach (1998) también presentaron descripciones y una clasificación de brechas relacionadas a mineralización, la cual en líneas generales es similar a la de Sillitoe (1985). Esta incluye: Brechas magmático-hidrotermales Profundas relacionadas a pórfidos Chimeneas de brecha Brechas freatomagmáticas Diatremas (nivel alto) Brechas freáticas Superficiales Brechas magmáticas de inyección Brechas hidráulicas Brechas hidrotermales de colapso Procesos retrógrados en pórfidos Brechas de dilatación Estructuras de espacios abiertos (sectores de tensión en fallas) Brechas de disolución En calizas y dolomitas (por disolución kárstica) Para los efectos de estos apuntes se utilizará la clasificación de Sillitoe (1985) para caracterizar los distintos tipos de brechas. BRECHAS MAGMÁTICO-HIDROTERMALES Chimeneas de brecha ("Breccia pipes"; Ej. brechas con matriz de turmalina) Ej. en Chile: Distritos San Pedro de Cachiyuyo, Cachiyuyo de Llampos, Los Azules y Cabeza de Vaca en la III Región (Sillitoe y Sawkins, 1971; Colley et al., 1991), también en el Distrito Sierra Gorda en la II Región (Boric et al., 1990), ligados a plutones granodioríticos paleocenos. Estos cuerpos de brecha se presentan asociados a intrusivos, batolitos o stocks intrusivos estériles (no alterados, no mineralizados). Aunque existe una gradación hacia las brechas asociadas a pórfidos cupríferos Sillitoe (1985) incluye específicamente en este grupo aquellos cuerpos de brecha que no están asociados a sistemas porfíricos, mientras Corbett y Leach (1998) no hacen esta distinción. 204

206 Brechas relacionadas a mineralización 4 Se estima que las chimeneas de brecha se emplazan a profundidades de 1 a 3,6 Km, lo que se interpreta principalmente por su ubicación en porción apical de intrusivos epizonales. Ellas se presentan cuerpos individuales o en grupos ("clusters") de hasta 200. En general son verticales y no se desvían más de ±15º de la vertical. Se trata de cuerpos cilíndricos de sección circular u ovoide en planta y con una extensión vertical varias veces mayor que la dimensión horizontal; aunque en la mayoría se angostan en profundidad en forma de cono invertido; ocasionalmente presentan formas bífidas en profundidad o bien se ramifican hacia arriba. La dimensión horizontal (diámetro) en general oscila entre 50 a 300 m, la vertical en muchos casos se desconoce, pero de acuerdo a datos de 4 distritos varía entre 725 y 860 m. El contacto entre la brecha y las rocas encajadoras es abrupto, con una zona de fracturas verticales densamente espaciadas. En algunos casos se ha observado que los cuerpos de brecha terminan hacia arriba en una cúpula y la existencia de este techo indica que es improbable que estos cuerpos de brecha hayan alcanzado hasta la superficie. Cuando se ha podido observar el fondo de las chimeneas de brecha este es irregular, pero aproximadamente plano y el cuerpo de brecha termina contra un intrusivo menos alterado. Los fragmentos varían desde angulosos a subredondeados, alcanzando desde centímetros hasta metros de diámetro, localmente pueden alcanzar decenas de metros. El grado de brechización decrece hacia el interior y hacia abajo en el cuerpo de brecha. El espacio abierto puede alcanzar a 5-30% del volumen de la brecha y está ocupado por un cemento de minerales de ganga y sulfuros. En las brechas con mayor redondeamiento de fragmentos se presenta harina de roca por la atrición y molienda entre fragmentos. Consecuentemente existen dos tipos extremos que van desde brechas con oquedades a brechas con matriz de harina de roca, con todos los estados intermedios posibles. En algunas chimeneas de brecha la porción superior cercana a la cúpula del techo se caracteriza por presentar fragmentos tabulares alineados paralelos a la cúpula, esto se ha denominado brecha dominó o brecha de tejas ("shingle breccia"), se interpreta como exfoliación de la roca y caída hacia el interior del cuerpo brechoso. Normalmente no existen evidencias que sugieran movimiento significativo de los fragmentos dentro de la brecha, generalmente los fragmentos parecen haber sido separados y podrían volverse a su posición original como un rompecabezas, pero existe algún desplazamiento descendente de los fragmentos en toda la chimenea. Por esta razón normalmente son brechas monolitológicas, solo hay mezcla de litologías cuando la brecha cruza contactos litológicos. Las chimeneas de brechas se localizan en la parte superior o inmediatamente sobre plutones o stocks o en los márgenes de plutones. A veces se extienden desde un plutón en sus rocas de techo. No parece haber un control estructural en la localización de chimeneas de brecha. La mineralización dominante es cobre y los contenidos de Mo, W y/o Au también son importantes; algunas contienen Ag, Pb, Zn. En distritos con grupos de chimeneas de brecha menos del 50% de ellas están mineralizadas, aunque todas han sido afectadas por reemplazo hidrotermal y relleno de huecos. 205

207 Brechas relacionadas a mineralización 5 La alteración hidrotermal dominante es sericitización de los fragmentos, acompañada de turmalina (chorlo) o dumortierita y en menor medida cloritización y silicificación. La ganga y menas están bien cristalizadas e introducidas después y probablemente durante la fragmentación. Usualmente en estas brechas la mineralización hipógena ocurrió en un solo evento y es raro que haya re-brechización de la mineralización temprana. La mineralización está preferentemente ubicada en el margen de la chimenea. Los antecedentes de inclusiones fluidas indican temperaturas de homogenización entre 310º - 410ºC y 1-50% NaCl eq. Considerando que existen evidencias de movimiento descendente del material fragmentado dentro de las chimeneas de brechas y la existencia de hasta 20% de espacio abierto en muchas chimeneas, cualquier mecanismo de brechización debe ser capaz de crear un hueco apreciable. Se han propuesto 5 hipótesis para la producción del huecoo espacio: 1. Disolución localizada y fragmentación por colapso gravitacional y/o fracturamiento hidráulico hacia arriba del material rocoso por fluidos liberados de un magma en enfriamiento. 2. Liberación, tal vez explosiva de volátiles de un magma con material acarreado físicamente hacia arriba (fracturamiento hidráulico). 3. Movimiento descendente de magma, ya sea por contracción o drenaje, produciendo el colapso gravitacional de la columna de roca sobreyacente. 4. Desarrollo de una acumulación de fluidos o burbuja en el techo de un plutón por acumulación de fluidos liberados del magma. Produciendo el colapso gravitacional de las encima de la misma. 5. Generación de zonas de extensión en zonas de dilatación o tensión en fallas durante desplazamiento de las mismas. Las cuatro primeras hipótesis son consistentes con la asociación entre las chimeneas de brecha, rocas intrusivas y alteración hidrotermal - mineralización, mientras que la quinta no, de modo que esta última no se considera como mecanismo general de brechización. Ahora bien, las cuatro primeras hipótesis no pueden considerarse como mutuamente excluyentes y todas pueden contribuir en distinto grado a brechizar las rocas. La existencia de redondeamiento de fragmentos y matriz de harina de roca en algunas brechas implica movimientos entre clastos sugiriendo que el mecanismo de brechización involucró la expulsión explosiva de volátiles desde un magma en cristalización seguida de descompresión y colapso gravitacional, mientras que brechas clasto-soportadas con fragmentos angulosos probablemente resultaron principalmente de fracturamiento hidráulico y colapso gravitacional por disolución hidrotermal o bien por la acumulación de fluidos en el techo de un cuerpo intrusivo. 206

208 Brechas relacionadas a mineralización 6 Cuerpos de brechas asociadas a sistemas porfídicos Los cuerpos de brechas son comunes en sistemas de tipo pórfido y varían desde cuerpos menores adyacentes a pórfidos, hasta constituir la porción económicamente dominante de estos sistemas (Ej. yacimiento Los Bronces de Cía. Minera Disputada de Las Condes). Estos cuerpos de brecha comparten muchas de las características de las chimeneas de brecha con matriz de turmalina anteriormente descritas, pero tienen particularidades propias. En cuanto a forma constituyen cuerpos lenticulares, ovoides o circulares con forma de chimeneas con buzamiento fuerte o verticales. Pueden ser cuerpos individuales o constituir grupos. Pueden tener formas de diques, cuerpos irregulares, anulares y constituir brechas de caparazón de intrusiones. La forma de chimenea en sistemas porfídicos es en general menos regular y son frecuentes los embahiamientos y extensiones irregulares de los cuerpos de brecha. La dimensión horizontal puede ser desde pocos metros, hasta un máximo de 2 x 0,7 Km en el cuerpo de brecha compuesto de Los Bronces. La dimensión vertical usualmente está en el rango 500 a m y al menos m en Los Bronces. Pueden presentar contactos gradacionales con el pórfido huésped, pero también pueden ser abruptos. La base de los cuerpos de brecha usualmente es una rápida transición a pórfido fracturado o con stockwork. El techo se caracteriza porque decrece el tamaño de la brecha y hay una transición a pórfido mineralizado. El techo se ha encontrado de 200 a 1200 m debajo de la superficie, lo que sugiere que la mayor parte de las brechas asociadas a pórfidos eran originalmente ciegas (no alcanzaban la paleosuperficie). Los fragmentos son angulosos a redondeados y la presencia de harina de roca es más común, así como fragmentos heterolítológicos. La matriz de harina de roca localmente presenta alineamiento irregular, pero vertical de partículas constituyentes. Textura fluidal atribuida al transporte ascendente por fluidos del material (fluidización). La norma es que sean brechas soportadas por fragmentos, pero hay gradación a cuerpos de harina de roca. Tienen variedad textural. Ej. Los Bronces donde se han identificado 7 brechas con distinto tamaño y forma de fragmentos, naturaleza y cantidad de matriz y grado/tipo de alteración/mineralización. Es frecuente que exista ascenso de fragmentos (Ej. 200 m en Brecha Infiernillo de Los Bronces), pero también puede haber descenso de fragmentos o poco movimiento general. La mayoría se desarrolla dentro de intrusivos porfíricos, pero también en rocas suprayacentes. La posición es variable algunos cuerpos ocurren en el centro, pero otras son excéntricas. El control estructural por fallas no es obvio, pero es probable. Es común el desarrollo de brechas en los contactos entre distintas litologías, especialmente entre intrusivos y rocas de caja. La alteración potásica es frecuente con presencia de biotita y feldespato potásico, también hay alteración sericítica con turmalina y son menos frecuentes las alteraciones propilíticas y argílicas en este tipo de brechas asociadas a pórfidos. 207

209 Brechas relacionadas a mineralización 7 Las brechas comúnmente tienen leyes más altas que los stockworks en sus alrededores y su emplazamiento es pre-mineral a intra-mineral en los pórfidos mineralizados. El origen de la brechización se atribuye preferentemente a la liberación violenta de fluidos desde los stocks en enfriamiento, produciendo fracturamiento hidráulico seguido de colapso gravitacional. BRECHAS HIDROMAGMATICAS Brechas Freatomagmáticas Tomado de Sillitoe (1985). Ore Related Breccias in Volcanoplutonic Arcs, Economic Geology, V. 80, Nº 6, pp Depósitos de tipo pórfido y epitermales de metales preciosos (± metales base) Aspectos generales: Las brechas en esta sección están asociadas principalmente con depósitos epitermales y pórfidos cupríferos y parecen ser apreciablemente menos ampliamente distribuidas que otras variedades de brechas descritas de esos dos tipo de depósitos. Estas brechas fueron por primera vez reconocidas como asociadas a depósitos minerales por Sillitoe y Bonham (1984), aunque ellas podrían incluir algunas de las brechas prehidrotermales de Bryner (1961) y constituir la categoría de brechas estudiadas por Wolfe (1980). Se prefiere el término diatrema al de chimenea de brecha o de conducto relleno de brecha de este tipo porque se cree que ellas cumplen con la definición original de Daubreé (1891) que una diatrema es un conducto de emisión producido por una explosión volcánica. Características: Esta categoría posee un número de características unificadoras que ayudan a distinguirlas de otros tipos de brechas. Muchos ejemplos de brechas de este tipo, especialmente aquellas de Cripple Creek, Montana Tunnels, Cerro de Pasco, El Teniente, Guinaoang, Dizon y Acupán, son de grano fino y en gran medida soportadas por matriz; es usual de 50 a 90% de material de matriz. En Montana Tunnels el material de la matriz es de tamaño de grano de <2 mm, pero es deficiente en fracciones de tamaño limo o arcilla (Sillitoe et al., 1985). Aparte de harina de roca, muchas brechas tienen en su matriz material tobáceo juvenil. El material comúnmente se aproxima a la dacita en cuanto a composición e incluye cristales enteros y fragmentos de cristales de cuarzo, biotita y feldespato. El componente tobáceo a menudo es difícil de reconocer, cuando está intensamente alterado, como ocurre en Montana Tunnels. Brechas con una matriz total o parcialmente tobácea han sido denominadas tufisitas por Cloos (1941). (Nota: la matriz de la Brecha Braden del yacimiento El Teniente corresponde a una tufisita, aunque a priori no está claro si posee material tobáceo juvenil, lo que si está claro es que el proceso de brechización que formó la Brecha Braden diluyó las leyes en la misma, de modo que el contenido de cobre de la brecha es solo alrededor de 1/3 del presente en las rocas circundantes; esto significaría que hubo un aporte de alrededor de 2/3 material estéril al cuerpo de brecha y este aporte pudo incluir rocas estériles pulverizadas y eventualmente también material tobáceo juvenil). 208

210 Brechas relacionadas a mineralización 8 La abundancia de material de matriz generalmente no permite la presencia de espacios abiertos en muchas de las brechas, sin embargo, existen grandes huecos cavernosos en El Teniente y Dizon. Los de El Teniente alcanzan hasta 8 m de diámetro, rellenos con agua, y tapizados por cristales de yeso (hasta 3 m de largo) y otros sulfuros hipógenos (pirita, calcopirita, tenantita-tetrahedrita). Los clastos de estas brechas son heterolitológicos y comprenden todas las litologías conocidas en el entorno de la diatrema. Además, hay clastos líticos y algunas diatremas contienen clastos riolíticos a dacíticos (latíticos a fonolíticos en Cripple Creek) aparentemente juveniles. La mayoría de los clastos están pobremente vesiculados (líticos cognatos), pero la presencia de pómez dacíticas ha sido reconocida en Dizon y Guinaoang (Sillitoe y Gappe, 1985; Sillitoe y Angeles, 1985), donde las pómez están aplastadas paralelas a las paredes inclinadas de las diatremas. Los clastos alcanzan hasta 10 o más metros en diámetro y son subangulosos a redondeados. Los clastos, sobre todo los menores, están pulidos. En varias localidades se presentan grandes clastos esferoidales que muestran exfoliación esferoidal hipógena, incluyendo Mi Vida (Koukharsky y Mirré, 1976) y Dizon (Malihan, 1982). En algunas diatremas se reconocen varias facies de brechas. Por ejemplo en Guinaoang, una facies tobácea temprana está cortada e incorporada como fragmentos en brechas líticas de grano grueso y fino (Sillitoe y Angeles, 1985). En Acupán, 95% de la Diatrema Balatoc está ocupado por una brecha tardía, la que progresivamente es de grano más fino hacia su interior. Una brecha más temprana, aun de grano más fino se presenta como remanentes alrededor de las paredes de la diatrema (Damasco y de Guzmán, 1977). En Cripple Creek una fase tardía distintiva de brecha con un componente de toba basáltica en su matriz constituye una saliente con forma de chimenea que se conoce como Cresson Blowout (Loghlin y Koschmann, 1935). Una brecha más gruesa típicamente caracteriza las partes marginales de algunas diatremas, como se ejemplifica por la brecha de guijarros en Dizon y la brecha lítica gruesa en Guinaoang. Las diatremas típicamente son más grandes que las chimeneas de brecha de turmalina y, con la mayoría ocupa >1 km 2 de superficie. Las dos mayores conocidas Cripple Creek y Guinaoang tienen 5,9 y 8,5 km en su dimensión máxima superficial respectivamente y parecen haberse formado por la coalescencia de varias diatremas más pequeñas. La extensión vertical de las diatremas también es grande, con Cripple Creek, El Teniente y Acupan excede los m. La Brecha Braden tendría un contacto irregular, en forma de diente de perro, con un pórfido dacítico post-mineral a una profundidad de alrededor de m y puede que no se extienda más abajo. Muchas diatremas tienen paredes inclinadas hacia adentro y varias de ellas tienen forma de embudo, forma que se cree tipifica su parte superior. Los contactos son generalmente abruptos y definidos por fallas anulares en las cuales es común la salbanda y brecha de falla. Las rocas de caja en el borde de las fallas anulares están agrietadas y, en algunos casos, brechizadas. Anillos discontinuos de brecha con espacios abiertos rodean diatremas en El Teniente (Brecha Marginal; Howell y Molloy, 1960) y Acupán (Damasco y de Guzmán, 1977); ellas parecen pre-datar el emplazamiento de la diatrema (Nota: esta sería una interpretación errónea, en realidad el anillo de brechas angulosas post-dataría a la diatrema). Grandes bloques de las rocas de caja, hasta de varios cientos de metros de largo, se desprenden de las paredes de algunas diatremas y son particularmente de amplia distribución 209

211 Brechas relacionadas a mineralización 9 en las partes marginales de brechas, algunos de estos bloques en Montana Tunnels son casi verticales (Sillitoe et al., 1985). En Wau Sillitoe et al. (1984b) presentaron evidencia de preservación parcial de un cráter de maar y del anillo de tobas que lo rodea, los que se infiere que sobreyacen una diatrema rellena con brecha comparable a las descritas anteriormente. Dos variedades de brecha están presentes tanto dentro del cráter del maar y son los componentes del anillo de tobas. Cerca del 90% de la brecha es masiva, no estratificada, heterolitológica y soportada por matriz. Es similar a la brecha de explosión de Wohletz y Sheridan (1983) de anillos de tobas basálticos y conos de cenizas y consecuentemente es de origen de caída balística. El 10% restante es de tamaño de arena a grava y muestra estratificación cruzada y forma de duna. Esos horizontes de grano más fino, los cuales son de hasta varios metros de espesor, también contienen abundante lapilli acrecional. Esas características son típicas de depósitos piroclásticos de surtidores de base (Ej. Moore, 1967; Fisher y Walters, 1970), los cuales son constituyentes comunes de volcanes de maar (Ej. Lorenz, 1973; Sheridan y Wohletz, 1983). Sedimentos lacustres, ricos en restos de plantas, dominan la parte superior de la secuencia intra-maar en Wau y los sobreyacen por bloques de filitas del basamento y su cubierta de anillo de tobas que se deslizaron en el maar después que cesó la actividad explosiva (Sillitoe et al., 1984b). Brechas finas con estratificación cruzada con apariencia similar a los depósitos de surtidores de base en Wau, y supuestamente del mismo origen, han sido observadas en porciones restringidas de diatremas de Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985), Cripple Creek (Lindgren y Ransome, 1906), Cerro de Pasco (Silberman y Noble, 1977), El Teniente (Lindgren y Bastin, 1922), Guinaoang (Sillitoe y Angeles, 1985), Dizon (Sillitoe y Gappe, 1984) y posiblemente Bassick (Cross, 1896). Lapilli acrecional está presente en esos depósitos de surtidores de base en Cripple Creek (Thomson et al., 1985), Guinaoang y Dizon. Los depósitos de surtidores de base claramente constituyen bloques en Montana Tunnels, Cripple Creek, Guinaoang y Dizon, pero es incierto en Cerro Pasco, Bassick y El Teniente. Esos depósitos de surtidores de base se cree que se han hundido por subsidencia dentro de las diatremas a partir de depósitos subaéreos de anillos de tobas. La presencia de sedimentos fluvio-lacustres, caracterizados por ondulitas y grietas de desecamiento, hasta profundidades de >300 m debajo de la superficie actual se explican de las misma manera (Thompson et al., 1985). Evidencias adicionales que las diatremas alcanzaron a la paleosuperficie son la presencia de pedazos de madera carbonizada en Montana Tunnels, Bassick, Cripple Creek, Acupan y Dizon. Varias diatremas fueron cortadas por diques o cuerpos irregulares de roca intrusiva, como ocurre en Montana Tunnels, Cripple Creek, Cerro de Pasco, El Teniente, Dizon y Wau. En Montana Tunnels y El Teniente la brechización estaba todavía activa durante la intrusión, lo que se evidencia por contactos irregulares, arremolinados, y con relaciones de cortes mutuos entre la brecha y las rocas intrusivas, además de márgenes de enfriamiento en los pedazos de rocas de dique incorporadas en la brecha de Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985). Se reconocen domos endógenos en varias localidades donde la erosión es mínima o no ha progresado demasiado, Ej. Cerro de Pasco (Silberman y Noble, 1977), Guinaoang (Sillitoe y Angeles, 1985), Wau (Sillitoe et al., 1984b) y posiblemente Dizon (Sillitoe y Gappe, 1984). Los diques y cuerpos de pórfido encontrados en varias diatremas probablemente han alimentado domos a niveles más altos, actualmente erosionados. Un control estructural del 210

212 Brechas relacionadas a mineralización 10 emplazamiento de diatremas, es evidente en Montana Tunnels, Cerro de Pasco y Wau, las cuales se presentan dentro de fallas regionales mayores. Alteración y mineralización Las diatremas asociadas a depósitos epitermales de metales preciosos fueron emplazadas antes que comenzara la mineralización (pre-minerales), como en Montana Tunnels y posiblemente Acupan, o mientras esta estaba ocurriendo (intra-minerales). En contraste las diatremas que acompañan a depósitos de tipo pórfido ce Cu-Mo o Cu-Au son generalmente muy tardías o post-minerales. Existe la tendencia de que la mineralización de metales preciosos (± base) esté concentrada en los bordes de las diatremas, aunque también puede haber mineralización en su interior. Ejemplos de mineralización marginal incluyen: un enorme cuerpo de sílice-pirita y mineralización asociada de Ag-Pb-Zn-Cu en Cerro de Pasco (Cerro de Pasco Corporation, 1950), un anillo de brecha aurífera con espacios abiertos en Acupan y vetas someras y stockwork asociados en Wau (Sillitoe et al., 1984b). Teluros de oro también están concentrados entorno al Cresson Blowout, el que corresponde a una fase tardía de la diatrema de Cripple Creek (Loughlin y Koshmann, 1935). El incremento de permeabilidad gracias a las fallas en anillo y agrietamiento o brechización asociada de las rocas de caja es la razón primaria para la depositación de menas alrededor del margen de diatremas. (Nota: esto último es aplicable a la Brecha Marginal de El Teniente, la cual no seria una brecha pre-existente como lo interpretaron Howell y Molloy (1960), sino que una mineralización depositada en el borde más permeable de la diatrema). En Acupan, existen 11 cuerpos lentiformes principales de brecha paralelos al contacto de la diatrema en intervalos verticales de hasta 600 m y se piensa que fueron invadidos por fluidos mineralizadores en las porciones donde intersectaron vetas auríferas (Worley, 1967; Damasco y de Guzmán, 1977). Mineralización de metales preciosos también se presenta dentro de diatremas: vetas auríferas y brechas freáticas en Cripple Creek (Thompson et al., 1985), una chimenea de brecha con metales preciosos en Bassick (Emmons, 1896) y una zona de mineralización de Au-Ag-Zn-Pb esencialmente diseminada en Montana Tunnels (Sillitoe et al., 1985). En Montana Tunnels la presencia de una apreciable cantidad de sulfuros clásticos (incluyendo fragmentos de venillas) en la brecha muestran que la mineralización continuó durante el período de brechización activa, probablemente durante pausas en la actividad explosiva. En el caso de los cuatro pórfidos cupríferos, la mena se localiza fuera de los límites de las diatremas, aunque existen clastos mineralizados ampliamente distribuidos dentro de las diatremas mismas. En Mi Vida existe una etapa importante de alteración argílica avanzada que afecta a gran parte de la brecha y que originó un cuerpo zonado con forma de chimenea de Cu y Pb-Zn en el interior de la diatrema (Kouharsky y Mirré, 1976). Las brechas de diatrema están alteradas en forma débil, pero pervasiva independientemente si son pre- o post-minerales. La alteración parece no tener relación 211

213 Brechas relacionadas a mineralización 11 directa con la mineralización (excepto en Montana Tunnels y Mi Vida) y en general se caracteriza por sericita, arcillas, clorita, carbonato, ceolitas, especularita y pirita. Sin embargo, parte de la pirita es invariablemente clástica. Esta alteración se atribuye al alto contenido de fluidos de las brechas al tiempo de su formación. Análogos modernos Los volcanes de maar son un fenómeno volcánico de amplia distribución, aunque aquellos que involucran magmas de composición riolítica o dacítica parecen ser menos comunes que sus contrapartes básicas. Esto puede deberse en parte a su destrucción durante el emplazamiento posterior de domos, como en Julcani, Perú (Shelnut y Noble, 1985). Desde el punto de vista de mineralización epitermal, la erupción de 1886 de Rotomahana en la zona volcánica de Taupo en la Isla Norte de Nueva Zelanda es de cierto interés, aunque no produjo un maar monogenético típico. Durante la erupción basáltica desde el rift de Tarawera, el magma basáltico ascendiendo desde la continuación suroeste de la fisura se cree que interactúo con aguas meteóricas del sistema geotérmico de Rotomahana gatillando una erupción freatomagmática catastrófica (Nairn, 1979). Surtidores de base saturados con agua alcanzaron hasta 6 km hacia el oeste desde el conducto alimentador actualmente cubierto en un 95% por el lago Rotomahana. La explosión desintegró dos grandes depósitos de sinter que cubrían parte del sistema geotermal de Rotomahana, así como un gran volumen de rocas alteradas del sistema mismo. Ocurrió actividad hidrotermal después que el Rotomahana se aquietó, tal como lo demuestran las erupciones hidrotermales en el cercano Waimangu unos cuatro años más tarde. Origen Sheridan y Wohletz (1981, 1983) concluyeron que la actividad explosiva freatomagmática responsable de la generación de maar-diatremas puede resultar de una interacción de tipo combustible-refrigerante entre el magma y una fuente externa de agua. En el caso de las diatremas que se discuten aquí, la fuente se cree que fue un acuífero cargado de agua subterránea a profundidades de 1 a 2 km o más (Ej. El Teniente) bajo la superficie. Las fallas también pueden haber facilitado el acceso de las aguas subterráneas en algunos lugares. Lindgren y Bastin (1922) fueron los primeros que propusieron la interacción explosiva de un magma y agua meteórica como mecanismo para la formación de una de las diatremas discutidas aquí la chimenea Braden en El Teniente. Está claro que las diatremas se generaron por múltiples explosiones, cada una involucrando expansión y vaporización de agua subterránea y fragmentación e incorporación de partículas magmáticas (Sheridan y Wohlenz, 1983). Los componentes juveniles (magmáticos) y accidentales (rocas de caja) de los productos piroclásticos resultantes se caracterizan por un alto grado de pulverización (Self y Sparks, 1978; Sheridan y Wohlenz, 1983), tal como se observa en la mayoría de las brechas. El ascenso de magma fragmentado, rocas, vapor y agua en las diatremas da lugar a productos de erupción característicos (Wohlenz y Sheridan, 1983), entre los cuales los depósitos de surtidores de base y lapilli acrecional son particularmente diagnósticos. Sin embargo, la erupción se caracterizó por tanto por la actividad de caída de piroclastos, como por surtidores de base saturados en agua dirigidos lateralmente, con un 212

214 Brechas relacionadas a mineralización 12 dominio de los primeros a medida que la disponibilidad de agua se reduce (Sheridan y Wohlenz, 1981). Los materiales eruptados originan los anillos de tobas o conos de tobas (Wohlenz y Sheridan, 1983). La subsidencia al igual que la actividad explosiva juega un rol mayor en la construcción de diatremas y cráteres de maares sobre ellas (Lorenz, 1973, 1975). La subsidencia de las rocas limitadas por fallas en anillo ocurre durante la explosión y después de ella. Masas de rocas se despegan de las fallas en anillo en profundidad por exfoliación en lajas curvas (Ej. Montana Tunnels) y cerca de la superficie por deslizamientos y derrumbes (Ej. Wau). Como resultado de este despegue gravitacional de masas de rocas, las paredes de los cráteres de los maares retroceden hasta alcanzar hasta dos veces el diámetro de las diatremas subverticales subyacentes. Los deslizamientos y sedimentación fluviolacustre dominan en el cráter del maar después que termina la actividad explosiva (Ej. Wau). La intrusión de cuerpos irregulares de magma o diques y el emplazamiento de magmas como domos endógenos en la paleosuperficie ocurrió durante (probablemente entre medio de) la actividad explosiva, pero fue dominante en las etapas finales del emplazamiento de diatremas, probablemente debido a la disminución del aporte de agua (Lorenz, 1975). Donde la mineralización se produce principalmente por fluidos de derivación magmática, como es el caso de los pórfidos cupríferos, el emplazamiento de diatremas tiende a ser un evento tardío. En contraste, donde los procesos mineralizadores fueron dominados por fluidos meteóricos, como es el caso de los depósitos epitermales, la formación de menas tiende a acompañar o a seguir al emplazamiento de diatremas. Se concluye, por tanto, que cantidades importantes de agua no pueden alcanzar hasta los niveles profundos (con alteración potásica) de sistemas de tipo pórfido cuprífero, durante las etapas magmático-hidrotermales. No es hasta la etapa tardía de colapso de la celda convectiva de agua meteórica que el agua alcanza hasta cuerpos residuales de magma y pueden instigar actividad freatomagmática. En situaciones epitermales la depositación de menas fue controlada por la permeabilidad existente, como fallas en anillos, agrietamiento y brechización alrededor de los maares y diatremas (Ej. Acupan, Cerro de Pasco, Wau) y por la naturaleza pobremente litificada de la brecha misma (Ej. Montana Tunnels) o por la generación de permeabilidad por brechización freática (Ej. Cripple Creek, Wau). El mecanismo responsable para la brechización del anillo en torno de algunas diatremas, como en Acupan y El Teniente, permanece como problemático. Estas brechas (Brecha Marginal) fueron generadas en parte antes del emplazamiento de la diatrema (Ej. Howell y Molloy, 1960), de la cual parecen ser precursoras. Pueden haberse formado por altas presiones magmáticas o de fluidos en la manera que propusieron Koide y Bhatarcharji (1975)? (Nota: la interrogante anterior surge de la suposición que la Brecha Marginal existía antes de la Brecha Braden tal como lo interpretaron Howell y Molloy (1960). Sin embargo, la Brecha Marginal con clastos angulosos y matriz de turmalina con sulfuros metálicos es una típica brecha hidrotermal, cuyo fracturamiento ocurrió ya sea por fracturamiento hidráulico, colapso gravitacional o ambos; esto indica que no representa necesariamente una brechización de alta presión como sugiere Sillitoe, sino que todo lo contrario, la Brecha Braden es resultado de una explosión por existir una presión enorme muy por encima de la carga litostática, mientras que la Brecha Marginal ocurrió a presiones mucho menores y posiblemente hidrostáticas en forma posterior a la Brecha Braden).. 213

215 Brechas relacionadas a mineralización 13 MAARES, ANILLOS DE TOBAS, DIATREMAS Y CUELLOS DE BRECHA Traducción libre de un capítulo del libro: Laznicka, Peter, Breccia and Coarse Fragmentites: petrology, environments, association, ores. Elsevier, 831 p. Introducción Pocos términos son indicativos de brecha para tanta gente, que aquellas del título de esta sección (Tabla 1). Por otra parte, pocos grupos de clasificación de brechas son más heterogéneos y abiertos que el presente y más sujeto a malentendidos debido el uso de distintos términos para lo mismo y términos idénticos para distintas cosas (dicho de Radim Kettner, 1961). El término principal de diatrema fue introducido por Daubrée (1891) como un conducto de emisión ( vent en inglés) producido por una explosión volcánica, actualmente es usado en un sentido mucho más restringido para conductos de emisión formados por explosiones freatomagmáticas (Sillitoe y Bonham, 1984). Tabla 1 Definiciones de términos seleccionados en la categoría de maar, diatrema y cuello de brecha. Maar: Un cráter volcánico cortado en las rocas de caja por debajo del nivel general del terreno y que posee un anillo bajo compuesto de desechos piroclásticos (toba o toba de lapilli); Lorenz (1973). Puede contener un lago. Anillo de tobas o cono: Un amplio cráter volcánico sobre el nivel general del terreno rodeado por un borde con forma de anillo de deshechos piroclásticos (toba o toba de lapilli); Lorenz (1973). Conducto de emisión de brecha (garganta): Un conducto relleno con brecha de un volcán u otro sistema eruptivo (Ej. un geyser) en la subsuperficie, dentro de un cono de lava/piroclástico o debajo de un maar. Puede formarse por una variedad de explosiones: por gases magmáticos, explosiones freatomagmáticas o hidrotermales. Cuello de brecha: Remanentes de un cuello volcánico relleno principalmente por brecha, exhumado y sobresaliendo sobre sus alrededores. Chimenea de brecha de explosión: Término general para chimeneas de brecha formadas por cualquier tipo de actividad explosiva: gas magmático, fretomagmático, freático. Diatrema: Conducto de emisión producido por una explosión volcánica que subyace un maar o anillo de tobas (Daubrée, 1981). Conducto relleno con brecha de origen freatomagmático (Sillitoe, 1985). Modelo de diatrema: Una diatrema ideal compuesta, incluyendo sus accesorios y marco geológico (Cloos, 1941; Hearn, 1968). Kimberlita (chimenea de): Un modelo de diatrema compuesta de una peridotita de flogopita, potencialmente con contenido de diamantes, sus accesorios, marco geológico (Hawthorne, 1975; Dawson, 1980). Dique de brecha: Un cuerpo tabular de brechas rellenando una fractura dilatada. Dique de guijarros (peeble dike): idem al de arriba, pero con fragmentos redondeados soportados por matriz. 214

216 Brechas relacionadas a mineralización 14 Fig Movimiento de material durante el desarrollo de una diatrema. Etapa 1: Explosión con fragmentación y movimiento ascendente de material y formación de anillo de tobas por expulsión lateral de materiales. Etapa 2: Colapso con movimiento descendente de los materiales y el derrumbe de paredes de roca de caja y deslizamiento de materiales de anillo de tobas hacia el interior del cráter (maar). Etapa 3: Relleno sedimentario del maar o depositación de material piroclástico. Las diatremas pueden tener (y comúnmente tienen) varios pulsos explosivos sucesivos y pueden o no estar acompañadas de actividad volcánica posterior. 215

217 Brechas relacionadas a mineralización 15 El dominio geotectónico clásico de diatremas, el cratón estable, aplicable a chimeneas de kimberlitas y estructuras explosivas clásicas de basalto, monchiquita y relacionadas a minettas (lamprófiros) en Escocia (Fife oriental; Geikie, 1902); Alemania occidental (Schwaben, SE de Stuttgart: Cloos, 1942); Plateau de Colorado norte (Reservas Navajo y Hopi; Williams, 1936; Hack, 1942); área de Sydney, Australia (Wilshire, 1961) y otros, actualmente se ha ampliado. Ahora se conocen importantes provincias de diatremas como asociadas a rifts y grabens (Rift de Africa Oriental; Le Bas, 1977; el Rift de San Lorenzo, Canadá, Gold, 1972; Montañas Ceské Stredohorí, Checoslovaquia, Kopecký, 1966). Más recientemente Sillitoe y Bonham (1984) y Sillitoe et al. (1984b) demostraron que las diatremas freatomagmáticas también son importantes y parte integral de los sistemas volcánicos orogénicos (1) a lo largo de sistemas de rift de trás-cordilleranos (Cripple Creek, Colorado; Ortiz, Nuevo Mexico) de los márgenes activos de placas convergentes continentales (tipo Pacífico); (2) en cadenas de tipo Andino (El Teniente y Río Blanco, Chile; Cerro de Pasco, Perú); y (3) en arcos de islas (Balatoc, Santo Niño, Guinaoang y Dizon en Filipinas; Wau, Niugini y Pueblo Viejo, República Dominicana). Gradualmente los volcanes de maar (cráteres) y los anillos de tobas fueron reconocidos como las expresiones superficiales de diatremas (Cloos, 1942; Lorenz, 1975) y se han introducido en la literatura modelos compuestos de maar diatrema conducto (tronco) alimentador (Hearn, 1968; Hawthorne, 1975; Pasteris, 1984). Todos los modelos recientes reconocen el considerable dinamismo temporal en la evolución de estos sistemas, consistente en una interrelación entre fases de progreso ascendente (explosión, flujo de volátiles), de progreso descendente (colapso) y de estabilización (Ej. relleno del cráter).dejando perplejos a los autores más antiguos. Aunque más adelante se utiliza un modelo ideal de diatrema para describir el conjunto de fragmentitas gruesas (Fig ), el lector debe darse cuenta que existe un número inusualmente alto de variaciones (Ej. la diatrema peperítica de Autran y Peterlongo, 1982) y que diatremas aisladas, parcialmente desarrolladas o incompletas difíciles de reconocer son cosa común. Diatremas inactivas geológicamente jóvenes (Terciarias) han sido exhumadas alrededor del mundo, por erosión y remoción de sus rocas sedimentarias menos resistentes. Esto causa inversión del relieve de manera que el sistema originalmente subterráneo está ahora expuesto como cerros cónicos abruptos, cuellos, paredes y salientes rocosas. Fragmentitas gruesas en un sistema compuesto maar/diatrema (Figs, 11-12, 11-13, Tabla 2) Supraestructura Prácticamente todos los maares están rodeados por un campo de material eyectado consistente en bloques de tamaño variable (A) Aubele et al. (1976) registraron bloques de 1 m de diámetro transportados hacia fuera del cráter en el campo de Mount Taylor en Nuevo Mexico. Los anillos de tobas están constituidos por tobas de tamaño arenas o lapilli conteniendo algunos fragmentos más grandes dispersos o intercalaciones de brechas tobáceas (B) Pueden haber tanto fragmentos volcánicos (juveniles), como de roca de caja. Tufisita, un agregado con textura tobácea compuesto principalmente de fragmentos pulverizados de rocas de caja excavadas del cráter y paredes de la diatrema (fluidización del material y atrición de 216

218 Brechas relacionadas a mineralización 16 fragmentos), es particularmente común en el Tuffschlotten del sur de Alemania (Cloos, 1942). Depósitos de surtidor de base 1 ("base surge" en inglés) caracterizados por estratificación cruzada y abundante lapilli acrecional, a veces rodean o coalescen con el anillo de tobas (Crowe y Fisher, 1973). De esta manera se interpreta la porción superior bien estratificada de la Brecha Namie en Wau, Niugini (Sillitoe et al., 1984b). En muchos campos de diatremas la actividad explosiva/colapso se traslapa con emisión de lava. Estas lavas se exponen como flujos, domos, diques y sills que refuerzan los complejos frágiles y generalmente blandos y retardan su obliteración. El cráter (maar) Los maares activos generalmente se rellenan con un lago y su fondo está constituido por un conjunto de material eyectado (incluyendo grandes bloques) depositado en agua.(c), materiales de deslizamiento o derrumbes (D) y talud de las paredes del cráter (E). Unos pocos maares contienen conos de cenizas en su interior (F), por Ej. el maar de Zuni Salt Lake en Nuevo Mexico (Aubele et al., 1976). Los maares inactivos están rellenos por material detrítico depositado en agua y sedimentos químicos (Ej. sales en el Zuni y algunos de los cráteres Hopi; Fig /l), materiales volcanoclásticos, productos de su alteración hidrotermal o diagenética (bentonita), suelos fósiles y depósitos de fuentes termales (Ej. travertino, sílice; Hack, 1942). Las capas de lago pueden contener una variedad considerable de brechas (G). El travertino un sedimento común en los cráteres Hopi Buttes, tiene frecuentemente una fábrica brechosa (bloques fragmentados) o cementa material volcánico (bombas, lapilli, cristales de augita). Su apariencia a menudo se parece más a calcretas que a depósitos de fuentes termales. El travertino infiltra la escoria de basalto sin efectos de alteración. Diatrema y sus rocas de caja Desde arriba y hacia adentro, la porción de la pared de una diatrema está constituida por una roca fragmentada por impacto gradando a una roca agrietada o brecha de mosaico in situ (H; Fig ) y hacia una brecha de bloques sedimentarios (o ígneos) encajados en forma suelta o apretada, desplazados hacia abajo por deslizamiento y colapso (Fig ). Ambos tipos de brechas han sido expandidas e inyectadas por matriz tobácea desde el margen. En Hopi Buttes donde las rocas de caja son sedimentarias mesozoicas, coloreadas de naranja claro por la alteración, la matriz tobácea da paso hacia el interior a areniscas pulverizadas (Fig ). Los bloques de areniscas (cuando las rocas encajadoras son sedimentarias!) tienen a menudo exfoliación esferoidal (Fig ). Cuando la fragmentación suelta y expande las rocas de 1 En depósitos piroclásticos se distingue entre aquellos depositados por un flujo piroclástico, el que se produce por colapso gravitacional de una columna de piroclastos eyectados hacia arriba durante una erupción explosiva y los depósitos de material lanzado lateralmente en la base de la columna de eyección (surtidores de base o base surge en inglés). El material de los surtidores de base representa un flujo lateral forzado y tiene un mecanismo de depositación en el que no interviene el colapso gravitacional y generalmente se trata de material fino con estratificación cruzada. 217

219 Brechas relacionadas a mineralización 17 caja sedimentarias (o ígneas!) estas son inyectadas por magma fluido dando por resultando notables brechas de inyección (intrusivas) soportadas por matriz o por fragmentos (J). Estas son gradacionales a brechas con inclusiones sedimentarias en basalto, monchiquita o minetta (K; Fig /9). Intrusiones localizadas en el centro y brechas de inclusiones de las porciones profundas de diatremas (L) tienden a tener una proporción mayor o una representación exclusiva de fragmentos juveniles (volcánicos y magmáticos) y de fragmentos exóticos. Tales fragmentos tienden a estar subredondeados por atrición. La porción central de muchas diatremas está rellena por materiales piroclásticos estratificados que mantean hacia adentro o por tufisitas (Fig ). Incluyen tobas de cristales, líticas o vítreas a tobas de lapilli, las que contienen fragmentos juveniles, exóticos y de roca de caja dispersos. Generalmente los materiales piroclásticos o tufisitas presentan estratificación piroclástica y ella resulta de la depositación desde el aire y/o surtidores de base (Lorenz, 1975). Las discordancias angulares entre unidades acumuladas son comunes (Hearn, 1968). El gran espesor acumulativo del relleno estratificado tobáceo y las discordancias angulares se explican por repetidas erupciones alternadas con subsidencia. Los fragmentos de roca de caja en la toba a menudo aumentan en tamaño para formar bloques redondeados por atrición de decímetros a metros de diámetro, los cuales a su vez gradan a una megabrecha de bloques angulosos o lajas de rocas de caja caídas hacia abajo en la matriz tobácea (N). El núcleo de la diatrema modelo está relleno por una brecha gruesa, no estratificada o aglomerado, cortando la toba. En la porción superior de la diatrema (O) hay fragmentos volcánicos y materiales eyectados (bombas) con una proporción menor de fragmentos de rocas de caja y exóticos, los que están rellenados entre medio por matriz tobácea. Tales brechas se interpretan como de origen por caída de vuelta de material (al cráter) y el alto grado de redondeamiento de los fragmentos y atrición se explican por molienda autógena en el cráter (conducto de emisión) durante repetidas explosiones. A profundidades mayores el núcleo de la diatrema, brecha o aglomerado (P) tiene una proporción mucho mayor de fragmentos exóticos, incluyendo nódulos derivados del manto y muestras de la corteza inferior (granulitas, eclogitas). Ellos probablemente fueron emplazados por explosiones/chorros de gases magmáticos, pero (O) y (P) a menudo se traslapan y sus límites mutuos son poco claros. El cuello externo de una diatrema típica a menudo está enmascarado por lonjas arqueadas de roca de caja (R), las cuales descienden hasta m en algunas diatremas del centro-norte de Montana (Hearn, 1968). Conducto (tronco) alimentador El conducto consiste en un dique subvolcánico denso, masivo, con o sin márgenes de enfriamiento. Estos no son brechosos, excepto por la presencia de xenolitos, la mayoría de los cuales han sido traídos desde las profundidades (S). 218

220 Brechas relacionadas a mineralización 18 Apéndices En muchos campos de diatremas, existen estructuras circulares que se traslapan con o están interconenctadas por medio de diques intrusivos someros, sills, diques anulares cónicos (cone sheets) y estructuras similares y están cubiertas o flanqueadas por flujos de lava máficos. Muchos diques actúan como mini-diatremas o reproducen algunos de los componentes de diatremas (Ej. incorporando estilos de brechas J, K, L, P). Otras variedades de brechas (T) son particularmente comunes a lo largo de las fracturas huéspedes del dique, encima de él. Tales brechas incluyen brechas de agrietamiento o mosaico de la roca de caja, brecha de peperita y otras variedades. DESVIACIONES DEL MODELO IDEAL DE DIATREMA Muchas diatremas se desvían considerablemente del modelo ideal discutido anteriormente. La mayoría son substancialmente más simples, siendo a menudo una forma inicial abortada. Alternativamente la simpleza puede deberse a una exposición profunda que muestra una sección cercana a la zona de raíz. Comúnmente la forma inicial es de un embudo o un sistema fracturas con forma de cuña expandido relleno de brecha, toba, tufisita o lava, acompañado de megabloques de roca de caja levemente subsidentes (Ej. Fig. 34 en Cloos, 1942). Esto puede variar a un patrón ramificado de cuerpos tabulares de brecha (vetas o vetillas) gradando a un stockwork, incorporando grandes bloques de roca de caja en una posición relativamente no rotada (Ej. en la diatrema de State Island, Ontario; Sage, 1982). En otras partes grandes bloques de brecha tienen una matriz de toba o lava (Ej. Garnet Ridge, Arizona) gradando a una zona de brechas de impacto (Gold, 1972) constituida por un enrejado de vetas de material ígneo en rocas de caja expandidas y fragmentadas. MINERALIZACION ASOCIADA CON SISTEMAS DE DIATREMAS Existen diatremas o chimeneas de kimberlitas que contienen diamantes y diatremas relacionadas a rocas alcalinas o carbonatitas ricas en Nb, REE, Zr, Th, U y otros metales raros. Sin embargo no es necesario extenderse aquí respecto a ellas (no se traduce lo referente a ellas). Las diatremas indirectamente sustentan mineralización condicionado a: (a) porosidad y permeabilidad estructural que controla la migración de fluidos y depositación de menas (Nota: la matriz tobácea o de tufisita de muchas diatremas puede ser impermeable debido a la fina pulverización del material y la alteración argílica, de modo que comúnmente la mineralización se restringe a los bordes de la diatrema donde las rocas brechizadas por impacto, agrietamiento o deslizamiento gravitacional proveen la permeabilidad necesaria para la circulación hidrotermal); (b) calor focalizado desde una fuente profunda (geoterma) dentro de la diatrema capaz de generar convección de fluidos; (c) rocas pulverizadas y fragmentadas permeables liberando metales en trazas en los fluidos percolantes; (d) terreno para la infiltración de fluidos superficiales y precipitación de minerales a partir de ellos (procesos supergenos). Varios atributos se combinan a menudo durante la historia evolutiva de un sistema de diatrema para permitir la mineralización. 219

221 Brechas relacionadas a mineralización 19 Las diatremas en asociaciones volcano-plutónicas orogénicas (Fig ) han sido recientemente resumidas por Sillitoe y Bonham (1984), Sillitoe et al. (1984b) y Sillitoe (1985). Allí existe un amplio espectro de tiempo de emplazamiento de diatremas. En los pórfidos de Cu-Mo gigantes chilenos El Teniente y Río Blanco Disputada las diatremas (como la Formación Braden) postdatan la etapa principal de mineralización y parecen no relacionarse a ella. Una lista creciente de depósitos epitermales de oro y oro - plata espacialmente asociados a diatremas y formados en las fases últimas del emplazamiento de las diatremas (Acupan, Filipinas) o poco tiempo después del emplazamiento (Cripple Creek, Colorado), por precipitación a partir de celdas hidrotermales convectivas o en el borde de la estructura explosiva (Figs ). Pequeñas infiltraciones de minerales de uranio en los sedimentos de lagos de maar (Shoemaker, 1956) probablemente precipitaron de fuentes termales. Tabla 2. Brechas en sistemas compuestos de maar/diatrema: ver Fig para la ubicación del código de letras. (A) Bloques eyectados aislados en paleosuperficie rodeando al conducto de emisión (vent); heterolitológicos, soportados por fragmentos, proveniencia de fragmentos mixta (roca de caja>juveniles>exóticos), angulosos, sub-angulosos. (B) Toba o tufisita; heterolitológica, soportada por matriz>por fragmentos, fragmentos juveniles>caja, exóticos en toba, roca de caja>>juveniles en tufisitas. (C) Bloques eyectados y derrubios depositados en agua; heterolitológico, soportado por fragmentos, angulosos a subangulosos, fragmentos de rocas de caja y juveniles, en matriz de toba laminada o de barro. (D) Brecha de derrubios o derrumbe; mono o heterolitológica, soportada por matriz o fragmentos, caótica, fragmentos de roca de caja, angulosos. (E) Brecha de derrubios de talud; mono o heterolitológica, angulosos, fragmentos de roca de caja, sin matriz o matriz de relleno secundario. (F) Depósitos de cono de cenizas, crudamente estratificados a ceniza no estratificada con bloques dispersos o capas de lapilli, escoria, bombas o bloques. Monolitológicos, soportados por matriz a fragmentos, angulosos, huecos, fragmentos juveniles. (G) Brechas en sedimentos de lago, variables. (H) Brecha de roca de caja in-situ, agrietada (crackle) a mosaico, de calce apretado, soportada por fragmentos, pero a menudo expandida de los márgenes e inyectada por toba. Monolitológica, angulosa, fragmentos de roca de caja. (I) Brecha de bloques de roca de caja, levemente deslizados; subangulosos a subredondeados, monolitológicas, soportadas por fragmentos, fragmentos de roca de caja. (J) Brecha de intrusión de alto nivel (inyección); fragmentos de roca de caja, en matriz volcánica, mono a levemente heterolitológica (fragmentos volcánicos); soportada por matriz o por fragmentos, fragmentos de roca de caja>>juveniles. (K) Brecha de inclusiones de alto-nivel (xenolítica) a basalto o volcanita similar con inclusiones de roca de caja aisladas, levemente horneadas o termalmente alterados. Monolitológica>heterolitológica, soportada por matriz, angulosos a subredondeados, fragmentos de roca de caja>juveniles. (L) Brecha de intrusión a nivel profundo y brecha xenolítica; heterolitológica, soportada por matriz, subredondeada a angulosa, juveniles>exóticos>roca de caja. 220

222 Brechas relacionadas a mineralización 20 (M) Brecha tobácea estratificada. Heterolitológica, soportada por matriz>fragmentos, roca de caja>juveniles en matriz de toba o tufisita. (N) Megabrecha de bloques de roca de caja en matriz de toba o tufisita; soportada por matriz, angulosos, fragmentos de roca de caja; grada en brecha con abundantes fragmentos de roca de caja. (O) Brecha o aglomerado grueso de conducto de emisión (vent); heterolitológico, soportada por fragmentos<matriz, angulosos a redondeados, juveniles>>roca de caja>>exóticos; bombas en coliflor, algunas con inclusiones de roca de caja; en gran parte caída de vuelta y molidos en conducto de emisión (vent). (P) Brecha gruesa de explosión (chimenea o pipe), brecha de diatrema; heterolitológica, soportada por matriz>fragmentos, angulosos a subredondeados, fragmentos juveniles y exóticos; matriz de toba a menudo fluidizada. Emplazamiento desde abajo, fundidos en conducto de emisión (vent). (Q) (R) Megabrecha de tajadas arqueadas de roca de caja. Monolitológica, angulosos, fragmentos de roca de caja. (S) Xenolitos en el alimentador; heterolitológica, subangulosos a redondeados, exóticos>juveniles. (T) Varias brechas a lo largo de estructuras en extensión de apéndices de diques. (U) Varias brechas hospedadas en lavas (idénticas a lavas en otros ambientes volcánicos). 221

223 Brechas relacionadas a mineralización 21 Fig 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. 222

224 Brechas relacionadas a mineralización 22 Fig 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. 223

225 Brechas relacionadas a mineralización 23 Extracto de Tabla 3. Mineralizaciones hospedadas por o adyacentes a diatremas. Estilo/metales Localidades Características Referencias Pórfidos de Cu-Mo Chimenea Braden (El Teniente), Río Blanco (Chile), Santo Niño, Guinaoang, Dizon (Filipinas) Diatremas post-minerales (o 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. Sillitoe y Bonham (1984) BRECHAS FREÁTICAS (depósitos epitermales de metales preciosos ± metales base) Este tipo de brechas se desarrolla a niveles someros siempre <1000 m de profundidad y e asocian con estructuras volcánicas (domos volcánicos, sistemas maar-diatrema, calderas). Constituyen in amplio rango de cuerpos de brecha en sistemas epitermales que van desde pequeñas vetas y vetillas hasta grandes chimeneas, masas tabulares y cuerpos irregulares ramificados que frecuentemente se ensanchan o se abren hacia arriba. La extensión vertical conocida de los cuerpos de brechas está en el rango m y ellas alcanzan la (paleo) superficie. Sus texturas son extremadamente variadas, presentan restringido desplazamiento ascendente de los fragmentos y una amplia presencia de espacios abiertos. Presentan sucesivas etapas de alteración, mineralización y brechización; el control estructural es más evidente, tanto por fallas, como por estructuras volcánicas. La alteración hidrotermal dominante es la silicificación, acompañada o gradando a alteración argílica avanzada. Si existe alteración argílica avanzada esta se asocia a sulfuros tales como pirita, enargita, luzonita y covelina, generalmente como cemento de fragmentos silicificados. Si no se presenta alteración argílica avanzada se presentan cantidades menores de pirita, ya sea sola o acompañada de esfalerita, galena, calcopirita, tenantita-tetrahedrita y/o argentita. Las brechas epitermales comúnmente constituyen menas de oro y/o plata ó pueden constituir las porciones de mejor ley de los depósitos. El Au y Ag en la mayoría de los casos están en el cemento de la brecha. La excepción la constituye Buckskin (USA) donde los metales preciosos ocurren en vetas y stockworks que cortan una brecha silícea. La génesis de las brechas freáticas se atribuye al aumento de la presión hidrostática en sistemas epitermales debajo una barrera de baja permeabilidad (sellamiento por depositación de sílice hidrotermal a niveles someros). La brechización puede gatillarse por intrusión, fallamiento o deslizamientos, lo que induce el fracturamiento hidráulico, la repentina descompresión del sistema, transformación violenta del agua sobrecalentada a vapor (flashing en inglés) conducente a una explosión hidrotermal. 224

226 Brechas relacionadas a mineralización 24 BRECHAS MAGMÁTICAS (pórfidos y depósitos epitermales). Sillitoe (1985) introdujo este grupo para cuerpos de brecha formadas casi exclusivamente por materiales fragmentarios juveniles de origen magmático, con participación menor de fragmentos accidentales de otras rocas. Más recientemente han sido referidas como diatremas volcánicas que son producto de una erupción volcánica de magma félsico. Un ejemplo de este tipo de brecha es el complejo volcánico plioceno La Copa en el yacimiento Río Blanco (Serrano et al., 1996), este complejo incluye una chimenea o cuello volcánico de dacita brechosa y un depósito superior de tobas de la misma composición. El cuerpo brechoso existente en Río Blanco es post-mineral, pero este tipo de cuerpos de brecha pueden ser pre- o post-minerales. El origen se atribuye a la liberación de energía durante la cristalización y/o descompresión de cuerpos de magma hidratado emplazados cerca de la superficie. La brechización de las caparazones y rocas de caja de stocks ha sido asignada a procesos magmático-hidrotermales de exsolución de fluidos por ebullición retrógrada seguida de descompresión. Sin embargo, si la liberación de energía por estos procesos es suficiente grande como para producir fracturamiento frágil hasta la superficie, esto causa la ruptura catastrófica de toda la columna de roca suprayacente y gatillar una erupción volcánica. Las diatremas volcánicas representarían el conducto de emisión de magma fragmentado durante la erupción. BRECHAS DE INTRUSION La inyección de magma en rocas pre-existentes puede producir la fragmentación mecánica de las rocas e incorporación de roca de caja en un magma intrusivo. El magma para los efectos mecánicos es un fluido y si es inyectado a presión produce fracturamiento hidráulico, produciendo brechas con matriz ígnea. Esta brecha por una parte grada a roca intrusiva masiva (con o sin xenolitos de las rocas encajadoras) y por otra parte a rocas de caja no fracturadas. Este tipo de brechas son comunes como parches irregulares cerca del techo y techo de stocks subvolcánicos, como en depósitos de tipo pórfido. BRECHAS TECTONICAS El fracturamiento durante el movimiento de fallas de varios tipos origina la generación de brechas (cataclasitas). Muchos depósitos minerales se localizan en fallas (vetas) y las brechas de falla están comúnmente asociadas con mineralización. En muchos lugares cuerpos lenticulares de brecha de falla están mineralizados, especialmente en sectores tensionales de fallas. OTRAS BRECHAS Las brechas sedimentarias, brechas de disolución karstica en rocas carbonatadas y sobre todo las brechas de origen volcánico (Ej. niveles de lavas brechosas, brechas volcánicas o tobas de 225

227 Brechas relacionadas a mineralización 25 lapilli) también pueden ser mineralizadas, debido a que proveen permeabilidad para la circulación de fluidos y tienen porosidad primaria para la depositación de minerales hidrotermales, pero aquí se hace énfasis en brechas que se asocian genéticamente a procesos hidrotermales y que generan porosidad y permeabilidad por desagregación de rocas masivas permitiendo la depositación de minerales hidrotermales dentro de las mismas. 226

228 Brechas relacionadas a mineralización 26 CARACTERISTICAS DE CHIMENEAS DE BRECHA (tomada de: Corbett y Leach, Southwest Pacific Rim Gold-Copper Systems: Structure, alteration and mineralization. Society of Economic Geologists, Special Publication Number 6) Nombre común MAGMATICA - HIDROTERMAL Chimeneas de brecha sub-volcánicas Chimeneas de brecha magmáticohidrotermales Origen Exolución violenta de volátiles desde una intrusión, seguida de colapso gravitacional Nivel de emplazamiento Actividad intrusiva Estilo de mineralización Alteración hidrotermal Profundo a nivel de pórfidos No necesita tener emisión (no alcanzan a la superficie) Derivada de pórfidos, diques Cuarzo-sulfuros, Au±Cu, gradando a carbonatometales base + Au Cuarzo-sericita Biotita, feldespato-k Actinolita, epidota Forma Estilos de intrusión dominados por fragmentos de intrusivos introducidos Estilos de colapso dominados por fragmentos locales de roca de caja Fragmentos Juveniles magmáticos y locales de roca de caja Brechas con fragmentos tabulares en estilos de colapso Fragmentos molidos en estilos de inyección Matriz Harina de roca, espacios abiertos Ejemplos Kidston, San Cristobal, Goolden Sunlight, Mt. Leyshon, Los Bronces, Río Blanco, Cabeza de Vaca FREATOMAGMATICA Brechas de diatrema Brecha fluidizada con matriz molida Explosión freatomagmática por emisión de volátiles y calentamiento violento de aguas subterráneas Conductos de emisión intermedios de diatrema Brechas de matriz molida fluidizada que explota la estructura FREATICA Brecha de erupción hidrotermal Explosión hidrotermal por descompresión de aguas geotermales y su vaporización violenta ("flashing") Superficial, forma depósitos de sinter en las fuentes termales que fluyen de ellas en la superficie Domos endógenos Ninguna expuesta Carbonato metales base + Au Au-Cu de alta sulfuración Illita a smectita Pirita finamente diseminada Facies de conducto de emisión dentro de diatrema Facies de anillo de tobas lanzadas fuera de la diatrema Fragmentos juveniles intrusivos característicos Lapilli acrecional local Tufisita bien molida Molida y fluidizada alterada a arcillas-pirita Wau, Kelian, Acupan, Kerimenge, Lepanto, Tolukuma, Brecha Braden de El Teniente Epitermales de Au - Ag tipo adularia-sericita Sílice fina, pirita, marcasita Chimeneas con forma de cono invertido y facies de anillo de tobas Comúnmente fragmentos angulosos de derivación local Sílice-pirita Champagne Pool, Puhipuhi, Toka, Tindung, McLauglin, El Tambo 227

229 DEPOSITOS DE TIPO SKARN Generalidades El término skarn fue introducido por petrólogos metamórficos suecos para designar rocas metamórficas regionales o de contacto constituidas por silicatos de Ca, Mg y Fe derivados de un protolito de calizas y dolomitas en las cuales se ha introducido metasomáticamente grandes cantidades de Si, Al, Fe y Mg. De modo que se entiende por skarn rocas que contienen minerales calcosilicatados, tales como por ejemplo: diópsido, wollastonita, granate andradita y actinolita. Estas comúnmente ocurren en aureolas metamórficas de contacto en torno a plutones que intruyen secuencias calcáreas. A este tipo de rocas metamórficas se asocia un variado grupo de depósitos minerales extremadamente irregulares, los que pueden formar lenguas de mena que se extienden a lo largo de cualquier estructura planar (estratificación, diaclasas, fallas, etc.) y su distribución dentro de la aureola de contacto de un intrusivo es a menudo caprichosa. Los cuerpos de mena pueden terminar abruptamente con cambios en la estructura. Los depósitos de tipo skarn han sido denominados también: - metamórficos hidrotermales - metamórficos ígneos - metamórficos de contacto - pirometasomáticos (Lindgren, 1922) Sin embargo, el término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este tipo de depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas roacas formadas por calcita o dolomita (CaCO3 y CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas (hornfels) y/o skarns por el efecto del metamorfismo de contacto. La producción principal de depósitos de tipo skarn incluye: Fe, Cu, W, C (grafito), Zn, Pb, Mo, Sn, U, Au., granate, talco y wollastonita. En Chile la mayor parte de los skarns son cupríferos y actualmente se explotan en el distrito de Cabildo (Cordillera de la Costa de la V Región) donde se presenta mineralización de sulfuros de cobre dentro de niveles calcáreos skarnificados de la Formación Lo Prado del Cretácico Inferior en las vecindades del contacto con intrusivos albianos. También existen skarn cupríferos en el distrito La Campana (V Región), San Antonio y Panulcillo (IV Región) todos en niveles calcáreos de secuencias del Cretácico Inferior. En la XI Región de Aysén existe el yacimiento El Toqui que corresponde a un skarn de Zn-Pb-(Au) también en rocas calcáreas del Cretacico Inferior skarnificadas, este yacimiento es el único productor de Zn en Chile. Los minerales calcosilicatados diópsido (clinopiroxeno), andradita (granate cálcico) y wollastonita (piroxenoide) son los dominantes en skarn mineralizados e indican, junto con otras evidencias, que el rango de formación de skarn es en general de 400º-600ºC. Aunque los skarn de Zn-Pb se forman a temperaturas más bajas, en términos generales en el proceso de formación de skarn están involucradas altas temperaturas. La presión es variable y estos depósitos se forman de 1 a varios Km de profundidad. 228

230 Los skarns de USA están asociados a pórfidos cupríferos, consecuentemente son relativamente someros. En este caso específico los sistemas de skarn son en realidad una extensión de los pórfidos, pero con rocas de caja diferentes (ricas en calcio). Aunque en los skarns no se desarrolla presenta alteración fílica, primero se forma el skarn y luego se mineraliza involucrando también el colapso del sistema magmático-hidrotermal y la mezcla con aguas meteóricas. Aunque existen ricos yacimientos de tipo skarn, la mayoría de los skarns no contienen mineralización económica. Las secuencias de rocas calcáreas o dolomíticas impuras originan rocas córneas calcosilicatadas o skarnoides, las que pueden distinguirse por sus relaciones de terreno, excepto cuando hay reacción entre capas de silicatos y de carbonatos de secuencias sedimentarias (skarn de reacción). El metamorfismo de contacto afecta a las rocas de caja, pero es frecuente que la intrusión también sufra efectos metasomáticos. Esto resulta en una zonación de endoskarn (minerales calcosilicatados dentro del intrusivo) y exoskarn (skarn en las rocas calcáreas). El endoskarn ocurre principalmente en la periferia de los plutones intrusivos donde el flujo de fluidos fue hacia adentro del plutón o paralelo al contacto de éste, pero usualmente están ausentes en las cúpulas de intrusiones con mineralización de tipo pórfido debido a que domina el flujo ascendente de los fluidos provenientes del plutón. La formación de depósitos de tipo skarn involucra esencialmente tres etapas: 1) Metamorfismo isoquímico: recristalización metamórfica y cambios mineralógicos reflejando el protolito y circulación de fluidos a alta temperatura formando minerales calcosilicatados. Incluye además el desarrollo de: mármol, rocas córneas, cuarcitas, skarn de reacción, skarnoides, talco y wollastonita hacia la pperiferia. 2) Etapas múltiples de metasomatismo: cristalización del magma y liberación de una fase fluida produciendo skarn metasomático. Se forman principalmente minerales anhidros por acción de fluidos de derivación magmática a temperaturas de 400º-800ºC. Usualmente en esta etapa ocurre o comienza la mineralización. 3) Alteración retrógrada: enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente meteóricas, oxigenadas, causando alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas, típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas, contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende también a esta etapa de retrogrado. En los skarns distales las etapas 1 y 2 están ausentes y se froman principalmente depósitos de Zn-Pb en el rango de temperatura de 210º-350ºC. 229

231 Cabe destacar que el desarrollo de skarn depende de la profundidad de formación. A niveles más someros el skarn metasomático tiene amplia extensión lateral pudiendo sobrepasar la aureola metamórfica, mientras en profundidad es relativamente pequeño comparado con la aureola de metamorfismo. Por su parte, la alteración retrógrada es más extensa a niveles más someros (ya sea un skarn más somero o partes superiores de un sistema de tipo skarn), puesto que está controlada por la circulación de fluidos y la participación de aguas meteóricas en la fase tardía del sistema. La mayor parte de los skarns están ligados genéticamente a rocas ígneas, de modo que un modelo que permita explicar su ocurrencia y la variedad de metales asociados, debe ser petrogenético y así es el modelo de Meinert (1993), Special Paper 40, Geological Society of Canada. No se detallan aquí las consideraciones del modelo de Meinert, pero de acuerdo a él los tipos de metales asociados a skarns dependen principalmente de la fuente de los magmas y del marco tectónico de la región. Por su parte, los factores relevantes que controlan la evolución hidrotermal de los sistemas de tipo skarn son: - Presión (profundidad de formación) - Estado de oxidación del magma (fugacidad de oxígeno) - Grado de diferenciación del magma (cristalización fraccionada) - Tiempo de separación del fluido (fase volátil del magma respecto a la cristalización del plutón) Los depósitos minerales de tipo Skarn son yacimientos de reemplazo metasomático caracterizados por la presencia de minerales calcosilicatados faneríticos de grano grueso, de Ca, Fe, Mg y Mn. Reemplazan selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con mineralización metálica de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca y menor Au-Ag. Características generales: alteración del tipo reemplazo selectivo por minerales calcosilicatados (ej. piroxenos diópsido, espinela, hedenbergita, johansenita, wollastonita; granates andradita, grossularita, almandino - espesartina; anfibolas hornblenda, tremolita-actinolita; scheelita, smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita, opalina). La mineralogía de alteración aparece típicamente zonada, existiendo casi siempre una superposición de alteración prograda por minerales de alteración retrograda. Los minerales típicos de alteración tipo skarn aparecen en Meinert (1993). La roca huésped es típicamente calcárea, caliza, dolomita o rocas sedimentarias clásticas calcáreas (ej. limolita calcárea). Los depósitos de tipo Skarn son variados, comprendiendo quizás la mayor familia de tipos de depósitos, pudiendo subclasificarse estos de diversas formas. La subclasificación más usada es por mena, reconociéndose entre otros, skarn de Sn, skarn de W, skarn de Cu y skarns de Zn- Pb. Estos son detallados brevemente a continuación. Para información detallada y extensa sobre skarns se refiere al lector a Einaudi et al. (1981) y a la página web publicada por Meinert. Skarn de Sn Estos yacimientos ocurren asociados a granitos típicamente alcalinos (tipo S ) en ambientes intrusivos intracontinentales (ej. Bolivia). Se les asocia mineralización de Sn conjuntamente con trazas de F, Rb, Li, Be, W y Mo. Estos yacimientos poseen bajos contenidos de sulfuros y altos contenidos de óxidos en la mena. Estos yacimientos son de 230

232 pequeño volumen y baja ley, máximo 30 Mt con % Sn. Son de escasa o nula importancia económica. Skarn de W Estos yacimientos ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a magmas de subducción calcoalcalinos del tipo I de composición granodiorítica y cuarzomonzonítica, emplazados en secuencias de rocas calcáreas lutíticas. Los minerales calcosilicatados típicos son granates, piroxenos, scheelita y wollastonita. Estos minerales son los de mayor temperatura dentro de los minerales de skarn. La alteración tipo skarn ocurre en el contacto inmediato entre el intrusivo y la roca huésped calcárea, tanto a nivel de exoskarn como endoskarn. En general estos yacimientos están asociados a intrusivos relativamente profundos, bien cristalizados y textura fanerítica granular. Pueden gradar a skarn de Cu, o presentarse en contacto inmediato, con muy pequeño desarrollo en skarns de Cu. Skarn de Cu También están asociados a ambientes de margen continental, relacionados a magmas calcoalcalinos del tipo I, específicamente stocks y pórfidos granodiorítico/ dacíticos y cuarzo monzoníticos. Skarns de Cu cálcicos se hallan próximos o en contacto con el cuerpo intrusivo. Tienen un alto contenido de granates y una alta razón granate/piroxeno. También se observa un alto contenido de magnetita hematita, indicando un ambiente oxidante. Los sulfuros típicos son pirita, calcopirita y menor bornita y esfalerita, indicando un moderado grado de sulfuración. Estos yacimientos pueden estar asociados a pórfido cupríferos o bien a pórfidos estériles. En el caso de skarns relacionados a pórfidos de cobre, estos pueden alcanzar grandes volúmenes (50 a 500 Mt para el caso de pórfidos cupríferos epizonales emplazados en rocas carbonatadas). Estos depósitos se forman a temperaturas entre 500 y 300 C. Scheelita aparece a veces en contacto entre roca huésped e intrusivo (Ca(WO4,MO4); mineral de alta temperatura). En el caso de skarn de Cu asociado a pórfidos estériles, estos tienden a ser de pequeño volumen, 1 a 50 Mt. En el caso de skarn de Cu asociado a un sistema del tipo pórfido cuprífero, existe relación entre los eventos de alteración metasomática de skarn y la evolución de alteración del pórfido. La alteración prograda del skarn se relaciona con la alteración potásica y está zonada con respecto al núcleo potásico. Los granates son más andradíticos a más grosularíticos desde el contacto hacia afuera. Los piroxenos desde diópsido a hedenbergita a wollastonita, desde el contacto hacia afuera. La razón granate/ piroxeno disminuye desde el contacto hacia afuera. En las etapas más avanzadas de la evolución del sistema de pórfido cuprífero, ocurre el colapso del sistema hidrotermal, dándose alteración fílica en el pórfido, y alteración retrograda en el skarn. Esta alteración retrograda se superpone a la prograda, siendo muy destructiva. Se caracteriza por tremolita-actinolita, smectita, siderita, calcita, talco, epidota, clorita, con óxidos y/o sulfuros de fierro. La figura 33 muestra diagramas ternarios composicionales para minerales de skarn progrados. Estos diagramas son útiles para la subclasificación de skarns. Los vértices representa variaciones composicionales para granates y piroxenos, Ca-Mg (Grosularita- Diopsido), Ca-Fe (Almandino, Hedenbergita) y Mn (Almandino-Espesartina, Johansenita). En estos diagramas la composición de minerales calcosilicatados progrados para skarn de cobre se ubica principalmente entre los vértices Ca-Mg y Ca-Fe. Skarn de Zn-Pb Corresponden a cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de posición y relación con respecto a un intrusivo variable, pero siempre distales. Estos yacimientos ocurren en márgenes continentales de subducción relacionados al menos como fuente de fluidos hidrotermales a intrusivos granodioríticos y cuarzo monzonitas 231

233 calcoalcalinas del tipo I. A diferencia de los skarns de cobre, la mineralogía skarn prograda está dominada por piroxenos (razón granate/ piroxeno bajo) de composición Ca-Fe y Mn (piroxenos hedenbergita johansenita; granates andradita almandino-spesartina). Esta composición es apreciada en la figura, diagrama composicional, donde muestra la distribución composicional de estos minerales de skarn distal. Las leyes típicas de Zn varían entre 6 y 12%, menor Pb (razón Zn/Pb 1/1 a 2/1) y menor Cu. En algunos casos se ha reportado contenidos de 1 a 9 oz. de Ag y 1 a 2 g/t Au. Estos yacimientos ocurren distales a los contactos intrusivos, generalmente a lo largo de contactos litológicos y/o estructurales. No se observa una aureola de metamorfismo centrada en el skarn, pero si una zonación de granates a piroxenos desde un alimentador hacia afuera. Los sulfuros están asociados con los piroxenos. La alteración retrograda está caracterizada por ilvaita (Mn), anfibolas (actinolita-tremolita) y clorita. Estos yacimientos están hospedados en rocas carbonatadas ya sea relacionados a granodioritas (desde batolitos profundos hasta stocks y diques epizonales) o en otros casos sin ninguna relación a intrusivos visibles. De acuerdo a su posición y relación con intrusivos existe una subclasificación de skarns de Zn-Pb (Einaudi et al., 1981). i) Cercanos a batolitos, de ambiente profundo. Estos tienden a ser pequeños, bajo en Mn y ricos en hedenbergita, con mineralización de sulfuros en el skarn, con bajo desarrollo de reemplazo en la roca calcárea huésped. ii) Cercanos a stocks epizonales con amplio desarrollo de skarn (350 y 500 C). Estos son ricos en Mn, domina johansenita. Los sulfuros están relacionados con los piroxenos. iii) Distales a fuente ígnea. Estos son ricos en Mn, domina la johansenita. Normalmente existe un cuerpo alimentador y una zonación de minerales de skarn desde ella, desde granates a piroxenos hasta caliza fresca. Los fluidos hidrotermales están fuertemente controlados por canales de permeabilidad. iv) Vetas de carbonatos con minerales de Mn calcosilicatados (no son skarn en estricto rigor). Corresponden a vetas de cuarzo-carbonatos (calcita, siderita, rodocrosita, etc.) con trazas de minerales calcosilicatados. Ocurren a temperaturas bajo los 300 C y son distales a su fuente. Bajo contenido de sulfuros y de escasa relevancia económica. Representan el límite más distal a mineralización del tipo skarn. Cabe destacar que el volumen de mineralización/ alteración de un skarn en general estará controlado por el volumen de fluido hidrotermal exsuelto desde su fuente magmática y de la distancia de transporte. Por otra parte, el potencial de mineralización será dependiente de la profundidad y porcentaje de cristalización del magma relacionado (Fig. 30), siendo de mayor potencial aquellos skarns de carácter epizonal. 232

234 La figura 33 muestra diagramas ternarios composicionales para minerales de skarn progrados. Estos diagramas son utiles para la subclasificación de skarns. Los vertices representa variaciones composicionales para granates y piroxenos, Ca-Mg (Grosularita- Diopsido), Ca-Fe (Almandino, Hedenbergita) y Mn (Almandino-Espesartina, Johansenita). En estos diagramas la composición de minerales calcosilicatados progrados para skarn de cobre se ubica principalmente entre los vertices Ca-Mg y Ca-Fe. Figura 32. Evolución de alteración prograda Figura 33. Diagramas ternarios composicionales y retrograda en sistema de skarn de contacto de mineralogía calcosilicatada prograda en skarns y comparación con evolución de alteración y campos composicionales para distintos tipos de en pórfido asociado (tomado de Meinert, 1993) skarn (tomado de Einauidi et al., 1981)

235 Depósitos epitermales 1 DEPOSITOS EPITERMALES Los depósitos epitermales son aquellos en los que la mineralización ocurrió dentro de 1 a 2 Km de profundidad desde la superficie terrestre y se depositó a partir de fluidos hidrotermales calientes. Los fluidos se estiman en el rango desde <100ºC hasta unos 320ºC y durante la formación del depósito estos fluidos hidrotermales pueden alcanzar la superficie como fuentes termales, similar a las existentes en El Tatio y Puchuldiza en el Norte Grande de Chile o como fumarolas o solfataras. Los depósitos epitermales se encuentran de preferencia en áreas de volcanismo activo alrededor de los márgenes activos de continentes o arcos de islas y los más importantes son los de metales preciosos (Au, Ag), aunque pueden contener cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Bi, etc. La mineralización epitermal de metales preciosos puede formarse a partir de dos tipos de fluidos químicamente distintos. Los de baja sulfuración son reducidos y tienen un ph cercano a neutro (la medida de concentración de iones de hidrógeno) y los fluidos de alta sulfuración, los cuales son más oxidados y ácidos. Los términos de alta y baja sulfuración fueron introducidos por Hedenquist (1987) y se refieren al estado de oxidación del azufre. En los de alta sulfuración el azufre se presenta como S 4+ en forma de SO 2 (oxidado) y en los de baja sulfuración como S -2 en forma de H 2 S (reducido). Los fluidos de baja sulfuración (BS) son una mezcla de aguas-lluvias (aguas meteóricas) que han percolado a subsuperficie y aguas magmáticas (derivadas de una fuente de roca fundida a mayor profundidad en la tierra) que han ascendido hacia la superficie. Los metales preciosos han sido transportados en solución como iones complejos (en general bi-sulfurados a niveles epitermales; clorurados a niveles más profundos) y para fluidos de baja sulfuración la precipitación de metales ocurre cuando el fluido hierve al acercarse a la superficie (ebullición). Los fluidos de alta sulfuración (AS) se derivan principalmente de una fuente magmática y depositan metales preciosos cerca de la superficie cuando el fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas meteóricas. Los metales preciosos en solución derivan directamente del magma o pueden ser lixiviados de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos circulan a través de ellas. 234

236 Depósitos epitermales 2 En ambos tipos de depósitos (BS y AS) los fluidos circulan hacia la superficie a través de fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se presenta en esos conductos (mineralización controlada estructuralmente), pero también pueden circular por niveles de rocas permeables y eventualmente mineralizar ciertos estratos. Los fluidos de BS generalmente forman vetas de relleno con metales preciosos o series de vetas/vetillas más finas, denominadas stockwork o sheeted-veins. Los fluidos de AS más calientes y ácidos penetran más en las rocas huéspedes originando cuerpos mineralizados vetiformes, pero también diseminación en las rocas. Los depósitos de oro de BS pueden contener cantidades económicas de Ag y cantidades menores de Pb, Zn y Cu, mientras los de sistemas auríferos de AS a menudos producen cantidades económicas de Cu y algo de Ag. Otros minerales asociados con los de BS son cuarzo (incluyendo calcedonia), carbonato, pirita, esfalerita y galena, mientras los de AS contienen cuarzo, alunita, pirita y enargita. La exploración geoquímica de estos depósitos puede resultar en distintas anomalías geoquímicas, dependiendo de la mineralización involucrada. Los sistemas de BS tienden a ser más ricos en Zn y Pb, más bajos en Cu y con razones Ag/Au más altas. Los de AS pueden ser más ricos en As y Cu con razones Au/Ag más bajas. La fineza del oro (=Au/Au+Ag x 1000) en yacimientos epitermales es en general baja (promedio 685 en sistemas del Pacifico SW), es decir el oro contiene apreciables cantidades de plata (color amarillo pálido a blanco) y en muchos casos se presenta como electrum (aleación natural de oro y plata); en contraste los yacimientos de tipo pórfido o skarn presentan normalmente más alta fineza del oro (promedio 920). Los depósitos epitermales se presentan en muchos países incluyendo Japón, Indonesia, Chile y el oeste de EEUU, los que se encuentran en el anillo de fuego del Pacífico, que corresponde al área de volcanismo que rodea al Océano Pacífico desde Asia del Sur hasta el oeste de Sudamérica. La mayoría de los depósitos son del Cenozoico Superior, porque la preservación de estos depósitos formados cerca de la superficie es más improbable en rocas más antiguas, aunque en el norte de Chile existen depósitos epitermales de edad paleocena (El Guanaco, El Peñón). Los depósitos epitermales contribuyen significativamente a la producción mundial de oro y constituyen blancos de exploración que deben ser evaluados cuidadosamente sobre la base de la cantidad de metal que pueden proveer y a que costo. 235

237 Depósitos epitermales 3 La cantidad de oro en cualquier tipo de depósito se calcula basado en la ley y tonelaje disponible. Mientras mayor es la ley, menor es el tonelaje requerido para hacer una explotación económica. Un depósito de alta ley podría tener leyes de 10 a 150 g/t Au, mientras que los de baja ley en el rango de 1 a 5 g/t Au. Los depósitos de baja ley pueden tener hasta, y posiblemente más de 200 millones de toneladas (Ej. Mina La Coipa en el distrito de Maricunga con 52,1 Mt con 1,58 g/t Au y 60,3 g/t Ag; ley de corte 1 g/t Au equivalente; Oviedo et el., 1991), mientras que los de alta ley son frecuentemente más pequeños. El comercio del oro y plata se realiza en onzas troy (31,1 gr), de modo que en la mayoría de los casos de evaluación el contenido de estos metales en los depósitos se expresa como la cantidad de fino (metal contenido) en onzas. La determinación de tonelaje y ley de un depósito se obtienen por análisis (ensayes) de muestras de sondajes. Altas leyes en tramos cortos ( interceptos ) pueden ser tan importantes como bajas leyes en tramos más largos y ambos tipos de depósitos (alta o baja ley) pueden ser explotados económicamente. Sin embargo, los resultados de sondajes ofrecen una visión limitada de un depósito y sus resultados pueden ser difíciles de reproducir. Por ejemplo, un sondaje puede interceptar una bolsonada de alta ley en un depósito que es principalmente de baja ley, dando la apariencia de una ley más alta que la que realmente existe. Los análisis de oro, en particular, pueden estar afectados frecuentemente por el efecto pepita en que los resultados de análisis son erráticos y caracterizados por escasos valores muy altos cuando la muestra ha incorporado alguna pepita de oro al azar y muchos valores bajo el límite instrumental o muy bajos en muestras que no contienen pepitas de oro. La reproducibilidad de los análisis en estos casos también es afectada y el efecto pepita solo puede disminuirse con análisis de muestras de mayor tamaño. El efecto pepita es más marcado en depósitos que contienen oro grueso (mesotermales), mientras que es de menor importancia cuando el oro está finamente diseminado como en la mayoría de los epitermales. Otros factores, además del tonelaje y ley, pueden ser importantes para calcular la importancia económica de un depósito epitermal. Por ejemplo la presencia de otros metales en la mena pueden aumentar el valor del depósito y muchos depósitos epitermales contienen importantes cantidades de plata y/o cobre. En muchos de ellos se calcula la ley en contenido de oro equivalente (correspondiendo al equivalente en gramos de oro del valor de metales contenidos). 236

238 Depósitos epitermales 4 Para comparación a continuación se presenta el valor de cada metal por tonelada. US$/ton Precio de referencia (del 26/09/2000) Oro US$ /oz Plata US$ 4.89/oz Cobre US$ 0.90/lb El precio del oro (y de otros metales) es obviamente importante en la evaluación económica de un depósito, pues los precios bajos (como los actuales) pueden hacer que los depósitos pequeños o de baja ley no sean económicos y lo mismo vale para aquellos depósitos cuyos costos de producción sean muy altos. Muchos depósitos epitermales se presentan en regiones remotas de países subdesarrollados y la construcción de infraestructura (caminos, líneas eléctricas, conductos de agua y plantas de tratamiento) puede ser necesaria previo a la explotación del depósito. Estos gastos aumentan el costo de una operación minera y deben considerarse al calcular la factibilidad económica de un depósito. El método de minería y procesamiento del mineral son también factores importantes en la economía de un depósito. Dado que los depósitos epitermales se forman a profundidades de menos de 2 Km (menor profundidad si la erosión los ha exhumado), muchos son factibles de explotar a rajo abierto, lo que es menos costoso y permite la explotación de leyes menores. Los depósitos más profundos o controlados estructuralmente (vetas) pueden explotarse solamente por métodos subterráneos más caros y requieren de leyes mayores para constituir yacimientos económicos. Los métodos de recuperación para el oro epitermal pueden involucrar flotación, cianuración por agitación o cianuración en pilas. El costo del procesamiento va a aumentar si el oro está contenido en minerales que son difíciles de procesar, tales como la arsenopirita. El oro que presenta dificultades para su extracción metalúrgica se denomina oro refractario y es característico de menas sulfuradas, las que deben ser previamente oxidadas (tostación o biolixiviación) para poder recuperar el oro. 237

239 Depósitos epitermales 5 Depósitos de Au-Ag-Cu de Alta Sulfuración Sinónimos: Epitermal tipo ácido-sulfato, Au cuarzo-alunita, argílica avanzada de alunita-caolinita±pirofilita, tipo Nansatsu, oro enargita. Los depósitos son comúnmente referidos como ácido-sulfato por la geoquímica de los fluidos hidrotermales, cuarzo-alunita o caolinita-alunita por su mineralogía de alteración, o tipo de alta sulfuración en referencia al estado de oxidación de los fluidos ácidos responsables de la alteración y mineralización. Sustancias (subproductos): Au, Ag, Cu (As, Sb) Ejemplos: El Indio, La Coipa, El Guanaco, Choquelimpie en Chile; Goldfield y Paradise Peak (Nevada, USA), Summitville (Colorado, USA), Nansatsu (Japón); Temora (Australia); Lepanto y Nalesbitan (Filipinas); Pueblo Viejo (República Dominicana), Chinkuashih (Taiwan), Rodalquilar (España). Características geológicas Descripción breve: Vetas, brechas con oquedades y reemplazos de sulfuros variando desde bolsones, hasta.lentes masivos en secuencias volcánicas asociadas a sistemas hidrotermales someros caracterizados por lixiviación ácida, alteración argílica avanzada y silícea. Marco tectónico: Marcos extensionales y transtensionales, comúnmente en arcos volcano-plutónicos de márgenes continentales, arcos de islas.y trás-arco. En zonas con emplazamiento magmático de alto nivel, donde los estratovolcanes y otros edificios volcánicos se construyen sobre plutones. Ambiente de depositación / Marco geológico: Subvolcánico a volcánico en calderas, complejos de domos de flujo, raramente en maares, bordes de diatremas y otras estructuras volcánicas; a menudo relacionados con stocks subvolcánicos, diques y brechas. Se postula que sobreyacen y están relacionados genéticamente con sistemas de pórfidos cupríferos en intrusiones mineralizadas que subyacen estratovolcanes. Edad de mineralización: Terciario a Cuaternario; menos comúnmente Mesozoico y raros en fajas volcánicas Paleozoicas. La rara preservación de depósitos más viejos refleja rápidas tasas de erosión antes del enterramiento de volcanes subaéreos en arcos tectónicamente activos. 238

240 Depósitos epitermales 6 Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas piroclásticas y de flujos, comúnmente andesita a dacita subaérea y sus equivalentes intrusivos subvolcánicos. Unidades sedimentarias permeables intervolcánicas pueden estar mineralizadas. Forma de los depósitos: Vetas y bolsones y lentes de reemplazos masivos de sulfuros, stockworks y brechas. Comúnmente las formas irregulares de los depósitos están determinados por la permeabilidad de las rocas de caja y la geometría de las estructuras controladoras de la mineralización. Son comunes múltiples vetas compuestas que se cortan unas a otras. Textura/estructura: Es característica la sílice oquerosa que es un producto residual de lixiviación ácida (hidrólisis extrema). Cavidades con drusas, vetas bandeadas, brechas hidrotermales, reemplazos masivos de rocas de caja con cuarzo de grano fino. Mineralogía de menas (principal y subordinada): pirita, enargita/luzonita, calcosina, covelina, bornita, oro, electrum; calcopirita, esfalerita, tetrahedrita/tenantita, galena, marcasita, arsenopirita, sulfosales de plata, telururos incluyendo goldfieldita. Dos tipos de menas están presentes comúnmente: enargita-pirita masiva y/o cuarzo-alunita-oro. Mineralogía de ganga (principal y subordinada): Predomina el cuarzo y la pirita. Puede haber baritina; los carbonatos están ausentes. Mineralogía de alteración (principal y subordinada): Cuarzo, caolinita/dickita, alunita, baritina, hematita; sericita/illita, arcillas amorfas y sílice, pirofilita, andalusita, diásporo, corindón, turmalina, dumortierita, topacio, zunyita, jarosita, sulfatos de Al-P y azufre nativo. La alteración argílica avanzada es característica y puede ser arealmente extensa y prominente visualmente. El cuarzo se presenta como reemplazos de grano fino y característicamente como sílice oquerosa residual en rocas con lixiviación ácida. Meteorización: Las rocas meteorizadas pueden contener abundante limonita (jarosita-goethita-hematita), generalmente en una masa fundamental de caolinita y cuarzo. Son comunes las vetas de alunita supergena de grano fino y nódulos. 239

241 Depósitos epitermales 7 Controles de menas: En edificios volcánicos anillos de caldera y fracturas radiales; conjuntos de fracturas en domos resurgentes y complejos de domos de flujo, chimeneas de brechas hidrotermales y diatremas. Fallas y brechas en y alrededor de centros intrusivos. Litologías permeables, en algunos casos con cubiertas menos permeables de rocas alteradas u otras cubiertas rocosas. Los depósitos ocurren en rangos extendidos de profundidad, desde solfataras de alta temperatura en paleosuperficie hasta cúpulas de cuerpos intrusivos en profundidad. Modelo genético: Las investigaciones recientes, principalmente en el Pacífico SW y Los Andes, muestra que estos depósitos se forman en complejos volcánicos subaéreos o en volcanes compuestos de arcos de islas sobre cámaras magmáticas en degasificación. Frecuentemente los depósitos pueden relacionarse genéticamente a intrusiones de alto nivel. Son comunes múltiple etapas de mineralización, presumiblemente relacionadas a tectonismo periódico, con actividad intrusiva relacionada y generación de fluidos hidrotermales. Depósitos asociados: Pórfidos de Cu±Mo±Au, depósitos de Cu-Ag-Au (As- Sb) subvolcánicos; epitermales de Au-Ag de baja sulfuración; depósitos de sílice-arcilla-pirofilita; Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); placeres auríferos. Comentario: Los depósitos epitermales de Au-Ag de alta sulfuración son el tipo de depósitos epitermales dominantes en Los Andes, pero en general son menos comunes en otras partes del mundo donde dominan los de baja sulfuración. Guías de Exploración Signatura geoquímica: Au, Cu y As dominan; también Ag, Zn, Pb, Sb, Mo, Bi, Sn, Te, W, B y Hg. Signatura geofísica: Bajos magnéticos en rocas alteradas hidrotermalmente (lixiviación ácida); contrastes gravimétricos pueden delinear límites de bloques estructurales. Otras guías de exploración: Estos depósitos se encuentran en estructuras de segundo orden adyacentes a zonas de falla de escala cortical, tanto en fallas normales como en transcurrentes, así como en estructuras locales asociadas 240

242 Depósitos epitermales 8 con intrusiones subvolcánicas. Estos depósitos tienden a sobreyacer y flanquear depósitos de tipo pórfido de cobre-oro y subyacen a cubiertas de rocas silíceas con lixiviación ácida, arcillas y con alunita (silica cap). Factores económicos Leyes y tonelajes típicos: Existe una amplia variación en el rango de los depósitos desde aquellos explotables masivamente de baja ley y grna tonelaje a otros de alta ley que deben explotarse selectivamente. Las minas subterráneas varían en tamaño desde 2 a 25 millones de ton con leyes de 178 g/t Au, 109 g/t Ag y 3,87% Cu en las menas de fundición directa de El Indio hasta 2,8 g/t Au, 11,3 g/t Ag y 1,8% Cu en Lepanto. Las minas a rajo abierto con reservas de <100 Mt a >200Mt varían desde minas de Au-Ag con 3,8 g/t Au y 20 g/t Ag (Pueblo Viejo) a cuerpos mineralizados como lods de Nansatsu que contienen unos pocos millones de ton de mena con 3 y 6 g/t Au. Los pórfidos de Au (Cu) pueden presentar una sobreimposición con zonas de alteración de tipo ácido sulfato tardías que pueden contener del orden de 1,5 g/t Au con 0,05 a 0,1% Cu en stockworks (Marte y Lobo de Maricunga) o vetas de alta ley de Cu-Ag-Au (La Grande de Collahuasi). Más típicamente estas zonas de alteración tardías tienen <0,4 a 0,9 g/t Au y >0,4 a 2% Cu (Butte, Montana; Dizon, Filipinas). Limitaciones económicas: La oxidación de las menas primarias es frecuentemente necesaria para una buena metalurgia; las menas primarias pueden ser refractarias y pueden hacer que las menas de baja ley no sean económicas. Importancia: Esta clase de depósitos ha sido el foco de la exploración en la región circum-pacífica, debido a las leyes muy atractivas de Au y Cu de algunos depósitos. Menas silíceas de Natsatsu con 3-4 g/t Au se usan como fundentes en fundiciones de cobre. Referencias Albino, G.V. (1994): Time-pH-fO2 Paths of Hydrothermal Fluids and the Origin of Quartz-Alunite- Gold Deposits; United States Geological Survey, Bulletin 2081, pp

243 Depósitos epitermales 10 Depósitos de Au-Ag de Baja Sulfuración Sinónimos: Adularia-sericita; cuarzo-adularia; tipo Comstock; tipo Sado; bonanzas de Au-Ag; hidrotermal alcali-cloruro. Sustancias (subproductos): Au, Ag (Pb,Zn,Cu) Ejemplos: El Bronce, Fachinal, El Peñón, Caracoles, Cachinal de la Sierra, Río del Medio en Chile; Comstock, Aurora (Nevada, USA), Creede (Colorado, USA), Guanajuato (México); Sado, Hishikari (Japón); Colqui (Perú); Baguio (Filipinas); Ladolam (Lihir, Papua Nueva Guinea). Características geológicas Descripción breve: Vetas de cuarzo, stockworks y brechas con oro, plata, electrum, argentita, pirita, con cantidades menores y variables de esfalerita, calcopirita, galena, a veces con tetrahedrita y sulfosales en niveles altos o cercanos a la superficie. La mena normalmente exhibe texturas de relleno de espacios abiertos y está asociada a sistemas hidrotermales relacionados a volcanismo o geotermales. Marco tectónico: Arcos de islas volcánicos y arcos magmáticos de márgenes continentales activos; también en campos volcánicos continentales relacionados a estructuras de extensión. Ambiente de depositación / Marco geológico: Sistemas hidrotermales de nivel alto, desde profundidades de ~1 Km a fuentes termales superficiales. Sistemas de fallas regionales relacionadas a grabens, calderas resurgentes, complejos de domos de flujo y raramente en sistemas de maar-diatremas. Estructuras de extensión en campos volcánicos (fallas normales, ramificaciones de fallas, vetas en echelón, lazos cimoides, etc.) son comunes; localmente se presentan en rellenos clásticos de graben o de calderas. En algunas áreas se presentan stocks subvolcánicos (de nivel alto) y/o diques de guijarros y diatremas. Localmente estructuras domales o resurgentes se relacionan a cuerpos intrusivos subyacentes. Edad de mineralización: Cualquier edad, pero los depósitos Terciarios son los más abundantes debido a que se trata de depósitos formados cerca de la superficie y que pueden ser erosionados fácilmente. En Columbia Britanica, Canadá los importantes son Jurásicos, en Australia se han descrito depósitos 242

244 Depósitos epitermales 11 Paleozoicos. Los depósitos chilenos son del Jurásico (Fachinal), Cretácico Superior (El Bronce de Petorca), Paleoceno (Caracoles, Cachinal de la Sierra) o Mioceno (Río del Medio). Los depósitos están cercanamente relacionados a las rocas volcánicas huéspedes, pero invariablemente son algo más jóvenes en edad (0,5 a 1 Ma, más o menos). Tipos de rocas huésped/asociadas: Rocas volcánicas de distintos tipos, predominando aquellas de tipo calco-alcalino. Algunos depósitos se presentan en áreas de volcanismo bimodal y de extensos depósitos de flujos piroclásticos subaéreos (ignimbritas). Existe una asociación menos común con rocas volcánicas alcalinas y shonshoníticas. Sedimentos clásticos y epiclásticos en cuencas intra-volcánicas y depresiones estructurales. Forma de los depósitos: Las zonas de mena están típicamente localizadas en estructuras, pero pueden ocurrir en litologías permeables. Las zonas de mena centradas en conductos hidrotermales controlados por estructuras típicamente tienden a abrirse hacia arriba. Vetas grandes (>1 m de potencia y cientos de metros de corrida) o pequeñas y stockworks son comunes con diseminaciones y reemplazos menos prominentes. Los sistemas de vetas pueden ser extensos lateralmente, pero las bolsonadas de mena tienen extensión vertical relativamente restringida. Las zonas de alta ley se encuentran comúnmente en zonas de dilatación en fallas, en flexuras, ramificaciones y en lazos cimoides. Textura/estructura: Relleno de espacios abiertos, bandeamiento simétrico y de otros tipos, crustificación, estructura en peineta, bandeamiento coloforme y brechización múltiple. Mineralogía de menas (principal y subordinada): Pirita, electrum, oro, plata, argentita; calcopirita, esfalerita, galena, tetrahedrita, sulfosales de plata y/o seleniuros. Los depósitos están comúnmente zonados verticalmente en 250 a 350 m siendo ricos en Au-Ag y pobres en metales base en el techo, gradando hacia abajo a una porción rica en plata y metales base, luego a una zona rica en metales base y en profundidad a una zona piritosa pobre en metales base. Desde superficie a profundidad las zonas de metal contienen: Au-Ag-As-Sb- Hg, Au-Ag-Pb-Zn-Cu, Ag-Pb-Zn. En rocas huéspedes alcalinas pueden ser abundantes los telururos, mica de vanadio (roscoelita) y fluorita, con cantidades menores de molibdenita. Mineralogía de ganga (principal y subordinada): Cuarzo, amatista, calcedonia, cuarzo pseudomorfo de calcita en placas, calcita; adularia, 243

245 Depósitos epitermales 12 sericita, baritina, fluorita, carbonatos de Ca-Mg-Mn-Fe como rodocrosita; hematita y clorita. Mineralogía de alteración: Extensa silicificación en menas con múltiples generaciones de cuarzo y calcedonia, comúnmente acompañadas de calcita. Silicificación pervasiva en las envolventes de las vetas y flanqueadas por asociaciones de sericita-illita-caolinita. Alteración argílica intermedia [caolinita-illita-montmorillonita (smectita)] se forma adyacente a algunas vetas; alteración argílica avanzada (caolinita-alunita) puede formarse en la parte del techo de las zonas mineralizadas. La alteración propilítica domina en profundidad y en la periferia de las vetas, pudiendo ser extensa. Meteorización: Los afloramientos meteorizados a menudo se caracterizan por salientes resistentes de cuarzo-alunita flanqueadas por zonas extensas blanqueadas con alunita supergena, jarosita y limonitas. Controles de menas: En algunos distritos la mineralización epitermal está ligada a algún evento metalogénico específico, ya sea estructural, magmático o ambos. Las vetas son emplazadas dentro de un intervalo estratigráfico restringido generalmente dentro de 1 Km de la paleosuperficie. La mineralización cerca de la superficie ocurre en sistemas de fuentes termales o en los conductos hidrotermales subyacentes. A mayor profundidad se puede postular que ocurre encima o periférica a pórfidos y posiblemente a mineralización tipo skarn. Las estructuras que canalizan los fluidos mineralizadores son fallas normales, márgenes de grabens, unidades clásticas gruesas de relleno de fosas de calderas, conjuntos de fracturas radiales y diques en anillo, brechas hidrotermales y tectónicas. Comúnmente están mineralizados los sistemas de fractura rectos, ramificados, bifurcados, enlazados e intersecciones. Las bolsonadas se forman donde se desarrollan aberturas dilatacionales y lazos cimoides, típicamente donde el rumbo o manteo de las vetas cambia. Fracturas en el pendiente de estructuras mineralizadas son particularmente favorables para mena de alta ley. Modelo genético: Estos depósitos se forman tanto en campos de volcanismo félsico subaéreos en regímenes estructurales extensionales y de cizalle, como en estratovolcanes andesíticos continentales sobre zonas de subducción activas. Las zonas de mineralización son sistemas hidrotermales someros, variando desde fuentes termales en superficie, hasta zonas de flujo más profundas enfocadas por estructuras y zonas permeables. Los fluidos son soluciones relativamente diluidas que son mezclas de fluidos magmáticos y 244

246 Depósitos epitermales 13 meteóricos. La depositación mineral ocurre cuando las soluciones se enfrían y se degasifican por mezcla de fluidos, ebullición, y descompresión. Depósitos asociados: Epitermales de Au-Ag de alta sulfuración; depósitos de Au-Ag de fuentes termales (hotspring type); pórfidos de Cu±Mo±Au y vetas polimetálicas relacionadas; placeres auríferos. Guías de Exploración Signatura geoquímica: Valores elevados en rocas de Au, Ag, Zn, Pb, Cu y As, Sb, Ba, F, Mn; localmente Te, Se y Hg. Signatura geofísica: se ha usado el método electromagnético VLF (very low frequency) para trazar estructuras; levantamientso radiométricos pueden delinear el potasio introducido en las rocas de caja (adularia). Estudios gravimétricos pueden delinear límites de bloques estructurales con contraste de densidad. Otras guías de exploración: Los depósitos de plata generalmente tienen mayor contenido de metales base que los de Au y Au-Ag. El sondear zonas de alimentadores de fuentes termales y sínteres silíceos puede conducir a la identificación de depósitos subyacentes. La prospección por rodados silíceos mineralizados y de sílice-carbonatos o material de vetas con texturas diagnósticas de espacios abiertos es efectiva. Factores económicos Leyes y tonelajes típicos: Los antecedentes siguientes describen la media de los depósitos basado en minas alrededor del mundo y modelos de USA: Depósitos de Au-Ag (41 depósitos tipo bonanza o tipo Comstock) 0,77 millones de toneladas con 7,5 g/t Au, 110 g/t Ag y contenidos menores de Cu, Zn y Pb. Los contenidos de metales base más altos (en el 10% alto de los depósitos) son <0,1% Cu, Zn y 0,1% Pb. Depósitos Au-Cu (20 depósitos tipo Sado) 0,3 millones de toneladas con 1,3 g/t Au, 38 g/t Ag y >0,3% Cu; 10% de los depósitos contienen 0,75% Cu en promedio, con uno >3,2% Cu. Referencias 245

247 1 PROCESOS SUPERGENOS La alteración supergena es un proceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena (hidrotermal) a las condiciones oxidantes cerca de la superficie terrestre (sobre el nivel de las aguas subterráneas). La mayoría de las asociaciones de minerales sulfurados son inestables en estas condiciones y se descomponen (meteorizan) para originar una nueva mineralogía estable en condiciones de meteorización.. El proceso de alteración supergena de depósitos minerales hidrotermales involucra la liberación de cationes metálicos y aniones sulfato mediante la oxidación de sulfuros hipógenos (lixiviación). Los sulfatos de Cu y Ag así generados son solubles y son transportados hacia abajo por aguas meteóricas percolantes. Los cationes descienden en solución y pueden ser redepositados por reacción con iones carbonato, silicato, sulfato o sulfuro. El Cu y Ag pueden formar minerales oxidados que permanecen en la zona oxidada, pero también pueden ser precipitados debajo del nivel de aguas subterráneas por los sulfuros hipógenos y formar sulfuros más ricos en Cu o Ag respectivamente, siendo este proceso más eficiente para el Cu que para el Ag (enriquecimiento secundario). La denudación (erosión) es un proceso geológico continuo en las áreas terrestres elevadas por sobre el nivel del mar o por sobre el nivel de base local de erosión; esto implica que en áreas cordilleranas los depósitos minerales de origen hidrotermal eventualmente serán sometidos a las condiciones oxidantes cercanas a la superficie terrestre. Los yacimientos epitermales que se forman cerca de la superficie y son fácilmente objeto de procesos supergenos. Además, los sistemas de tipo pórfido (formados a niveles algo más profundos) también son afectados por procesos supergenos al ser exhumados por la denudación. Los procesos supergenos modifican significativamente la mineralogía de los cuerpos mineralizados de origen hidrotermal y afectan su metalurgia extractiva. Además, pueden producir importantes enriquecimientos secundarios ya sea de Cu, Ag o Au. La mayor parte de los pórfidos cupríferos no son económicos a menos que hayan desarrollado enriquecimiento secundario o supergeno. Sin embargo, los procesos supergenos también pueden resultar en la dispersión de los elementos metálicos o su redepositación como depósitos exóticos a cierta distancia del depósito hipógeno original. Un perfil supergeno ideal puede ser modificado por sucesivos ciclos de alteración supergena y por condiciones locales. En principio la zona de oxidación alcanza al nivel de aguas subterráneas y su posición inferior ha sido controlada en muchos depósitos por las posiciones del nivel de aguas subterráneas en el pasado. Consecuentemente, es función de la evolución geomorfológica de una región. En la zona oxidada los minerales sulfurados hipógenos son destruidos y la mineralogía, estructura y composición química de las menas modificadas significativamente, lo que obviamente tiene repercusión en la metalurgia extractiva de las menas de interés económico. En la porción inferior de la zona oxidada que subyace a rocas lixiviadas, se forman nuevos minerales oxidados por reacción de cationes metálicos en solución con aniones tales como 246

248 2 carbonato (Ej. malaquita) y silicato (crisocola). En condiciones áridas y salinas como las del Desierto de Atacama los cloruros juegan también un rol importante (Ej. formación de atacamita). El desarrollo de una zona de minerales oxidados depende directamente de la eficiencia del proceso de lixiviación, es decir la remoción en solución de los constituyentes de una roca o cuerpo mineralizado por la acción natural de aguas percolantes. En el caso que la lixiviación haya sido muy eficiente (Ej. La Escondida, super-leaching con <100 ppm Cu en las rocas lixiviadas) se formarán pocos minerales oxidados y por el contrario en los casos donde la lixiviación no ha sido muy eficiente se puede originar un volumen importante de minerales oxidados (Ej. El Abra). La eficiencia de la lixiviación depende de varios factores, pero uno de los más relevantes es la capacidad de la mineralogía hipógena de generar soluciones ácidas al reaccionar con los fluidos meteóricos percolantes y en este sentido la presencia de pirita es fundamental puesto que la descomposición de la misma genera ácido sulfúrico La capacidad de transporte descendente del Cu y Ag dependerán, por otra parte, de la mineralogía de mena y ganga puesto que si existen minerales que reaccionen y neutralicen la solución (Ej. calcita o feldespato potásico) precipitarán minerales oxidados de Cu o Ag en la zona de oxidación, pero si por el contrario la mineralogía no es reactiva la mayor parte del contenido metálico puede ser transportado por debajo del nivel de aguas subterráneas donde precipitará como sulfuros supergenos de Cu o Ag al reaccionar con los sulfuros hipógenos. Bajo el nivel de aguas subterráneas el oxígeno está prácticamente ausente y allí los sulfatos metálicos en solución reaccionan con los sulfuros hipógenos para formar sulfuros supergenos. Por lo general, esta zona es de mayor ley que la zona hipógena y la oxidada en 247

249 3 depósitos de Cu y de Ag. El Au, en cambio, se enriquece en la zona oxidada, donde su enriquecimiento es principalmente residual por la destrucción de los sulfuros asociados, pero también por procesos químicos (complejos solubles) en presencia de aniones de Cl y Br. El oro nativo es la única forma mineralógica que se presenta el oro supergeno y este tiene menor tendencia a enriquecerse en zonas de sulfuros secundarios. Los procesos supergenos han sido extremadamente importantes en la mayor parte de los yacimientos del norte de Chile, pero los estudios detallados de estos procesos son más bien escasos. Los procesos supergenos se desarrollan en periodos discretos de tiempo. Los procesos de oxidación, lixiviación y redepositación de minerales supergenos se inicia una vez que los depósitos hidrotermales primarios son exhumados hasta la zona localizada por encima del nivel de aguas subterráneas y finalizan una vez que se forma una nueva asociación mineralógica en la zona oxidada estable en estas condiciones. Sin embargo, las variaciones del nivel de aguas subterráneas y la subsecuente erosión pueden reactivarlos. Las dataciones K-Ar en alunitas supergenas realizadas por Sillitoe y McKee (1996) indican rangos de 0,4 a 6,2 Ma para el desarrollo de la actividad supergena en yacimientos del norte de Chile. Sin embargo, el modelo teórico de Ague y Brimhall (1989) indica que en condiciones ideales en un pórfido cuprífero típico la calcopirita pueden disolverse completamente y la pirita destruida en un periodo de solo años en la zona oxidada. La diferencia entre la duración de los procesos supergenos derivada de datos geocronológicos y del modelamiento teórico deriva probablemente del hecho que las condiciones ideales del modelo teórico no existen en la naturaleza, pero también de las sucesivas reactivaciones de procesos supergenos que han ocurrido en los depósitos del norte chileno, además de las incertezas respecto al significado geológico de las edades radiométricas de alunitas supergenas. La exhumación es un prerequisito para el desarrollo de procesos de alteración y enriquecimiento supergenos, por lo que estos procesos que son sensitivos a la evolución fisiográfica o geomorfológica de una región. Los factores que controlan el desarrollo de procesos supergenos son varios e incluyen: - Climáticos - Mineralogía hipógena (mena y ganga) - Composición de la roca de caja - Estructura (fracturamiento del depósito y rocas circundantes) - Porosidad - Posición del nivel de aguas subterráneas - Agentes orgánicos (H 2 S producido por bacterias) Estos factores son interdependientes y varían de un depósito a otro. El desarrollo y preservación de perfiles supergenos de Cu y Ag son favorecidos en condiciones de clima semi-árido y bajas tasas de erosión. 248

250 4 En zonas de clima muy húmedo y/o altas tasas de erosión se dificulta el desarrollo de los procesos de enriquecimiento secundario en depósitos de Cu o Ag; porque la circulación de abundante agua percolante puede lixiviar los metales y transportarlos como sulfatos solubles fuera del depósito, de modo que solo en condiciones excepcionales se desarrolla enriquecimiento secundario de Cu o Ag en climas muy húmedos. Asimismo, altas tasas de erosión pueden resultar en la exposición directa de sulfuros primarios en superficie, tal como ocurre por ejemplo en los sectores afectados por las glaciaciones cuaternarias en el sur de Chile, y consecuentemente no dar tiempo para el desarrollo de perfiles supergenos. En el Norte Grande de Chile los procesos supergenos estuvieron activos entre los 34 y 14 Ma (Oligoceno a Mioceno Medio) de acuerdo a dataciones K-Ar de alunitas supergenas (Sillitoe y McKee, 1996); en esa zona los procesos supergenos virtualmente cesaron a los ~14 Ma debido a un cambio climático desde las condiciones áridas o semi-áridas que favorecieron su desarrollo al clima hiper-árido actual que impera desde el Mioceno Medio. Este cambio climático prácticamente detuvo los procesos supergenos en el Norte Grande de Chile, pero la concomitante disminución de las tasas de erosión contribuyó a la preservación de los ricos niveles de enriquecimiento secundario de los depósitos (Alpers y Brimhall, 1988). La pirita (FeS 2 ) es un mineral importante tanto arriba como debajo del nivel de aguas subterráneas. Este mineral se meteoriza en la zona de oxidación a sulfato férrico (FeSO 4 ) y ácido sulfúrico (H 2 SO 4 ) compuestos que se disuelven en las aguas percolantes en forma de iones SO 4-2, H +, Fe 3+ y Fe 2+ ; estos componentes funcionan como lixiviantes, produciendo la disolución de metales en forma de sulfatos y su movilización o transporte descendente. Debajo del nivel de aguas subterráneas la pirita actúa como huésped para la depositación de menas, porque es relativamente soluble y aporta generosamente aniones S a los cationes invasores de Cu o Ag. Stokes (1907) demostró experimentalmente como la reacción entre iones de Cu y la pirita puede ocurrir en el enriquecimiento supergeno. La ecuación de Stokes es: 5 FeS Cu SO H 2 O 7 Cu 2 S + 5 Fe H SO 4 pirita Cu en solución calcosina como sulfato El exceso de ácido se neutraliza bajo el nivel de aguas subterráneas y la calcosina (Cu 2 S) permanece en la zona de enriquecimiento contribuyendo al incremento de las leyes de Cu en esta zona. La oxidación de la pirita involucra, en detalle, una serie de etapas que resultan el la generación de protominerales tales como la schwertmannita y ferrohidrita, cuya solubilidad es función de la producción de Fe 3+ y Fe 2+, del ph y de la actividad del SO 4-2. La combinación de sulfato como anión para formar complejos, iones de hidrógeno (condiciones ácidas) y presencia de oxígeno atmosférico para aumentar y mantener las condiciones oxidantes resulta en la rápida destrucción de sulfuros, óxidos y minerales silicatados. La susceptibilidad relativa de los minerales sulfurados a la oxidación determina 249

251 5 la secuencia de destrucción de sulfuros, la consecuente disponibilidad de metales para transporte supergeno y la naturaleza de la zonación de minerales resultante. Dado que la oxidación de la pirita es la principal fuente de soluciones ácidas responsables de la destrucción mineral sulfurado durante la meteorización de una masa rocosa, los mejores ejemplos de lixiviación y enriquecimiento supergeno se encuentran en depósitos de Cu y Ag que contienen pirita en su mineralogía hipógena. Estos depósitos al oxidarse y ser atacados por aguas meteóricas percolantes producen soluciones ricas en ácido sulfúrico (H 2 SO 4 ) y sulfatos solubles de Cu o de Ag. Al descender estas soluciones hacia el nivel de aguas subterráneas el oxígeno gradualmente se gasta y la solución cesa de tener carácter oxidante precipitando el contenido metálico. En contraste, la oxidación de sulfuros distintos a los de Fe produce solo cantidades menores de soluciones ácidas y limita significativamente el desarrollo de procesos supergenos de enriquecimiento, pudiendo limitarse solamente a una oxidación in situ de los sulfuros para generar cuerpos de mineral oxidado, pero sin una variación significativa de leyes de Cu o Ag. Es difícil generalizar respecto a la movilidad de los distintos elementos metálicos durante la oxidación, puesto que depende de las condiciones fisico-químicas de cada depósito y del comportamiento de cada elemento en dichas condiciones, pero en general la movilidad es: Zn>Cd=Hg>Ag>Cu Mo>Co Ni>Au>Pb>Sn W Bi Ahora bien, los elementos metálicos tienen cierta afinidad específica con el azufre, que se relaciona con la solubilidad de sus compuestos de sulfuro. Cualquier metal en solución que tenga afinidad más fuerte con el azufre que otro metal precipitará como sulfuro a expensas del sulfuro metálico más soluble bajo el nivel de aguas subterráneas. La secuencia de estabilidad de sulfuros metálicos fue establecida por Schürman en 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 250

252 6 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 (CaCO 3 ) 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 (Fe S) reacciona dos órdenes de magnitud más rápido que la pirita (Fe 2 S), 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. 251

253 7 La estructura es muy importante porque las zonas de falla o fracturas proveen la permeabilidad para la percolación de las aguas superficiales hasta niveles relativamente profundos de los depósitos y frecuentemente las zonas de falla incluyen volúmenes de rocas fracturadas, porosas, en las que es factible el desarrollo de los procesos supergenos, además las estructuras pueden contener una mayor proporción de minerales sulfurados susceptibles de ser descompuestos o modificados por los procesos supergenos. La calcosina supergena generalmente es negra, blanda y pulverulenta ( sooty chalcocite ), mientras que la calcosina hipógena es gris, masiva, cristalina y de aspecto metálico ( steely chalcocite ). Sin embargo, esto es solo una generalización y no toda la calcosina supergena es pulverulenta, puede ser también masiva y no diferenciarse de la calcosina hipógena. El rol de las bacterias Existen varios tipos de bacterias que son capaces de derivar energía de la utilización de los minerales sulfurados (entre otras: Thiobacillus ferrooxidans, Leptospirillum ferrooxidans, Thiobacillus thiooxidans, Thiobacillus organoparus y Thiobacillus acidophilus). La actividad de estos microorganismos es importante en el proceso de oxidación natural de cuerpos mineralizados y su existencia ha permitido el desarrollo de tecnología de procesamiento metalúrgico de menas usando biolixiviación. Este tipo de procesos se han aplicado a menas cupríferas mixtas (sulfuros con óxidos), las cuales al ser tratadas con los procesos tradicionales de flotación o lixiviación ácida dan bajas recuperaciones de Cu. También se ha aplicado biolixiviación para menas con oro refractario (generalmente ocluido en pirita o arsenopirita) para oxidar los sulfuros y liberar el metal precioso. La bacteria Thiobacillus ferroxidans ha sido uno de los microorganismos más estudiados, para la oxidación de minerales y su aplicación en lixiviación. Estas bacterias obtienen energía mediante la oxidación de compuestos de azufre reducido y el ion ferroso. Ellas están presentes naturalmente casi siempre en cualquier lugar donde hay contacto entre aguas oxigenadas con depósitos minerales sulfurados, tales como minas, desmontes y relaves. Su acción biológica descompone los sulfuros, libera los metales y acidifica las aguas. Las bacterias aceleran el proceso natural de oxidación de sulfuros metálicos durante la meteorización y son responsables, en gran medida, del problema de drenaje ácido de minas o de sus deshechos (Ej. desmontes o relaves con pirita). El drenaje ácido constituye de un problema ambiental serio relacionado con la explotación minera; el mismo problema ocurre cuando se remueven rocas con diseminación de sulfuros (Ej. lutitas piritosas) y se exponen a la oxidación por cortes de caminos o se usan para rellenos o terraplenes. Las reacciones de oxidación que utilizan las bacterias para descomponer pirita son: 4FeS 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 252

254 8 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. 253

255 9 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 254

256 10 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. 255

257 11 La amplia presencia de atacamita (Cu 2 Cl(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 256

258 12 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). 257

259 13 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 Tipos de sulfuros Minerales auríferos primarios Tipo de roca de caja (mineralogía) Grado de fracturamiento del depósito y rocas circundantes la ganga y sulfuros controlan la naturaleza, solubilidad y precipitados de las agua oxidantes 258

260 14 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. 259

261 15 La precipitación del oro en ambiente supergeno puede ocurrir por: Precipitación por ion ferroso; Fe 2+ + Au + Auº + Fe 3+ Precipitación por ion manganoso 2Au + + Mn OH - 2Auº + MnO 2 + 2H 2 O 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 g/t Au, pero los halos silicificados en torno a las vetas alcanzan hasta 30 m de ancho con leyes de 0,5 a 7,0 g/t Au. En Sierra Gorda vetas de fisura (0,1 1,0 m de potencia) tienen 20 g/t Au, pero las rocas hasta 5 m de las fisuras contienen oro formando cuerpos mineralizados de 10 m de potencia con 8 g/t Au y 1500 g/t Ag dentro de los 40 m superiores de las vetas. En Sierra Gorda no existe un nivel de sulfuros supergenos enriquecidos y tampoco en San Cristóbal (solo existe una zona mixta de óxidos y sulfuros primarios). En El Guanaco sí existe una zona de sulfuros supergenos (calcosina, covelina) de 70 a 120 m de profundidad, la cual fue explotada por sus altas leyes de Cu (3-4% Cu), más que por el Au que varía de 0,5 a 5 g/t Au en esta zona. Los sulfuros hipógenos de El Guanaco son pirita aurífera, enargita, luzonita y calcopirita con <2,0 g/t Au. El estudio del enriquecimiento supergeno de oro en Sierra Gorda (Pohl, ) indica que éste aumentó las leyes de oro (2 a 10 veces) y la potencia de los cuerpos mineralizados (10 a 30 veces) desde cerca de la superficie y hasta m de profundidad. La asociación del Au con atacamita sugiere la participación de complejos clorurados de Au, pero también de Br; existe clorargirita y bromargirita en vetas con Ag. En yacimientos epitermales del Mioceno de las franjas de Maricunga y El Indio, los procesos supergenos tienen menos relevancia y en los depósitos explotados se ha beneficiado principalmente menas primarias con altas leyes de oro. 260

262 16 Regolitos en climas húmedos cálidos o tropicales En condiciones de clima húmedo cálido o tropical la meteorización química normalmente es intensa y profunda originando regolitos por descomposición del sustrato rocoso y la formación residual de lateritas en niveles superficiales. El regolito corresponde esencialmente a rocas argilizadas (saprolito y pedolito) por la meteorización y las lateritas son esencialmente óxidos de Fe y/o Al residuales prácticamente sin bases o silicatos primarios. El desarrollo de regolitos puede originar depósitos de interés económico debido a que ciertos materiales quedan atrás durante el proceso de descomposición y lixiviación de las rocas que corresponde a los depósitos residuales como las lateritas ricas en aluminio (bauxitas).y lateritas de níquel o cobalto (también existen lateritas de hierro, pero carecen de importancia económica). Regolitos con oro: Durante la lateritización en climas húmedos cálidos o tropicales la oxidación en el frente de meteorización debajo del nivel de aguas subterráneas produce condiciones neutras a ácidas. Esto destruye sulfuros o teluros hipógenos y su descomposición libera el oro, pero éste último permanece esencialmente inmóvil debido a la ausencia de ligantes para formar complejos solubles. Se produce dispersión lateral hacia el techo del perfil laterítico, particularmente en el horizonte ferruginoso y moteado de las lateritas. Esto puede deberse, en parte, a concentración residual y lavado superficial durante la denudación (dispersión física) y, en parte, a la movilidad ya sea en solución o en finas partículas (coloides), pero en los saprolitos el oro supergeno es esencialmente inmóvil. El oro puede provenir de distintos depósitos hipógenos de sulfuros que se descomponen durante el desarrollo de regolitos, pero el metal precioso queda como residuo de interés económico en estos últimos y su contenido se enriquece debido a la disolución y transporte de los materiales constituyentes de los sulfuros. Los saprolitos pueden alcanzar a decenas de metros de potencia, de modo que en sectores tropicales se originan cuerpos auríferos residuales supergenos que pueden tener gran relevancia económica. El saprolito es un material superficial blando que es explotable por rajo abierto, no requiere de gastos en molienda y el oro contenido está libre facilitando la metalurgia. Consecuentemente los saprolitos pueden explotarse económicamente incluso con leyes muy bajas de Au. Ej. Mina Omai en Guyana con ley de corte 0,4 g/t Au en saprolito. Los regolitos son resultado de procesos de meteorización superficial, consecuentemente en su mayor parte son recientes. Sin embargo, en Australia existe mineralización aurífera contenida en regolitos formados durante el Cretácico a Mioceno Medio en zonas que en la actualidad son áridas o semi-áridas, de modo que los saprolitos y eventuales mineralizaciones contenidas en ellos no son exclusivos de zonas con climas cálidos húmedos actuales, sino que en forma extraordinaria pueden existir regolitos fósiles como resultado de condiciones paleoclimáticas de una región. Lateritas: Las lateritas están constituidas por óxidos residuales y contrastan con los suelos arcillosos silicatados de las zonas de clima templado. Para que se formen depósitos importantes se requiere que la meteorización química sea intensa, lo cual ocurre en zonas planas con clima tropical y altas tasas de precipitaciones. En estas regiones las rocas se 261

263 17 descomponen a suelos en los que todos los materiales susceptibles de solubilizarse son disueltos y transportados por las aguas meteóricas, restando superficialmente solo hidróxidos de Fe y Al los que se conocen como lateritas. Las lateritas de Fe no tienen valor económico, pero las lateritas que están formadas casi por puros hidróxidos de Al se denominan bauxitas y constituyen la principal mena de aluminio. Cabe señalar que el aluminio es un elemento mayor de las rocas de la corteza terrestre, la que contiene en promedio 15,8 % en peso de Al 2 O 3, pero los fuertes enlaces del Al dentro de la estructura atómica de los minerales silicatados hace muy difícil y no económico extraerlo de estos minerales. Por otra parte, en las zonas tropicales las rocas ricas en Al y relativamente pobres en otros materiales como las sienitas o sienitas nefelínicas u otras rocas se descomponen a boehmita (AlO(OH)), gibbsita (Al(OH)3), diásporo (AlO(OH)) y otros óxidos hidratados de Al; estos minerales constituyen las bauxitas, las cuales son susceptibles de ser fundidas y el Al metálico puede recuperarse mediante electrólisis. La explotación mundial de bauxitas alcanzó a 97,2 millones de toneladas en 1994, la mayor parte para producir aluminio metálico, pero 4-5 Mt se usan en la industria de materiales refractarios, abrasivos, químicos con alúmina y la industria del cemento. Para ser económicas las bauxitas es crítico el contenido de sílice porque es muy difícil de separar; por otra parte para materiales refractarios el contenido de Fe debe ser bajo porque el Fe baja el punto de fusión de dichos materiales. En los cementos de alta alúmina, la bauxita reemplaza a las arcillas o puzolana en el cemento Portland y se mezcla con calizas. Este cemento especial resiste la corrosión por agua marina o aguas sulfatadas. Cabe mencionar, que desde hace años existe el proyecto Alumisa que intenta instalar una planta de procesamiento de aluminio en la Región de Aysén en la porción austral de Chile. El proyecto de Noranda involucraría la construcción de tres centrales hidroeléctricas y una planta de procesamiento de aluminio. El propósito de dicho proyecto no es explotar bauxitas inexistentes en Chile, sino que aprovechar el gran potencial hidroeléctrico de la XI Región para procesar bauxitas importadas, aprovechando eventual energía eléctrica barata, la cual es imprescindible para la recuperación del aluminio. La mayoría de los depósitos de bauxitas son del Cenozoico, debido a que son depósitos superficiales de metros a decenas de metros de potencia, lo que los hace muy vulnerables a la erosión. Sin embargo, existen ejemplos de depósitos del Paleozoico en la Federación Rusa (resultado de paleoclimas). Los productores principales de bauxitas son (producción de 1994): Australia (42,2 Mt), Jamaica (11,6 Mt), Brasil (8,7 Mt), China (6,5 Mt), India (4,8 Mt), Venezuela (4,8 Mt) y Surinam (3,8 Mt). Lateritas de níquel: La primera y mayor explotación de Ni del mundo provino de lateritas niquelíferas de Nueva Caledonia (isla del Pacífico Sur al NE de Australia y NW de Nueva Zelanda) donde comenzó a explotarse en 1876 y donde existen aproximadamente 64 Mt de níquel susceptibles de explotación económica, de los cuales un 70% se encuentra en 262

264 18 depósitos lateríticos. Cabe señalar, que actualmente el Distrito de Sudbury en Canadá, con depósitos ortomagmáticos de Ni-Cu ha desplazado a Nueva Caledonia como el mayor productor mundial de Ni, pero las lateritas niquelíferas siguen siendo relevantes como fuente de este metal. Las lateritas niquelíferas resultan de la intensa meteorización de rocas ricas, a nivel de trazas, en Ni, particularmente rocas ultramáficas (complejos de ofiolitas), como las peridotitas, dunitas y peridotitas serpentinizadas 1. En Nueva Caledonia gran parte de la isla está formada por intrusivos ultramáficas (dunita, saxonita y rocas asociadas), muchas de las cuales están total o parcialmente serpentinizadas. Estas rocas contienen 0,25% de Ni y los depósitos residuales de níquel resultan de la lateritización durante la cual el Ni pasa temporalmente a solución, pero rápidamente es re-precipitado ya sea en óxidos de Fe (goethita rica en Ni) dentro de la laterita o como garnierita (Ni,Mg)3SiO5(OH)4 y otros silicatos niquelíferos en la roca meteorizada debajo de la laterita. Esto resulta en que la laterita contiene 0,5-2% Ni en óxidos de Fe y el saprolito subyacente típicamente contiene 2-4% Ni en silicatos hidratados. El cobalto también puede concentrarse en lateritas niquelíferas, pero en general este se fija en wad (óxidos e hidróxidos de Mn). Los depósitos potencialmente económicos tienen 1 a 3% de Ni + Co y tonelajes de 10 a 100 Mt. 1 Las serpentinas son minerales secundarios de color verde moteado derivados de la alteración de minerales silicatados ricos en magnesio (especialmente olivino) los que tiene la fórmula (Mg,Fe) 3 Si 2 O 5 (OH)

265 264 19

266 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 1 YACIMIENTOS ESTRATOLIGADOS DE Cu (Ag) CHILENOS Los yacimientos estratoligados de cobre, con plata subordinada, hospedados en rocas volcánicas han sido tradicionalmente la segunda fuente de cobre producido en Chile. Sin embargo, el hallazgo a mediados de los 80 de grandes yacimientos de óxidos de hierro Cu- Au (Candelaria, Manto Verde) los ha desplazado en importancia económica a un tercer lugar. En los depósitos estratoligados las primeras explotaciones se desarrollaron cuerpos estratiformes (mantos) y, por lo mismo, tradicionalmente este tipo de depósitos se han conocido como "mantos chilenos" ( Chilean manto-type ), pero es más correcto denominarlos estratoligados ya que incluyen cuerpos irregulares, chimeneas de brecha y vetas subordinadas discordantes con los estratos volcánicos huéspedes. Existen dos fajas de depósitos estratoligados de cobre en Chile: - Faja del Jurásico de la Cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta. - Faja del Cretácico Inferior de la porción central de Chile entre la III Región y la Región Metropolitana. Estos depósitos se hospedan en rocas volcánicas del Jurásico y Cretácico Inferior y, en menor medida, en rocas piroclásticas o rocas sedimentarias con aporte volcánico del Cretácico Inferior (Maksaev y Zentilli, 2002). El volumen a nivel de yacimientos individuales es muy variable, siendo el de mayor tamaño Mantos Blancos, ubicado a 40 km al NE de Antofagasta, donde las rocas mineralizadas se extienden por m de largo, m de ancho y m de potencia. Entre los años 1960 y 1995 se habían explotado 120 Mt de mineral en Mantos Blancos produciendo 1,643,715 toneladas de cobre; las reservas remanentes en 1995 alcanzaban a 43 Mt de mineral oxidado con 0.86% Cu y 62 Mt de mineral sulfurado con 1.18% Cu y 12 g/t Ag (Pizarro, 1996). El resto de los depósitos jurásicos son considerablemente más pequeños, pero la reservas y producción pueden alcanzar a varios millones de toneladas de mineral con 1 a 3.8% Cu y 8 a 25 g/t Ag. Los yacimientos más relevantes se encuentran en el Distrito de Michilla (minas Susana, Juarez, etc.) y el yacimiento de Santo Domingo. Otros ejemplos son Buena Esperanza, Mantos de la Luna y Mantos del Pacífico. El yacimiento estratoligado de mayor tamaño hospedado por rocas volcánicas del Cretácico Inferior es El Soldado en Chile central (Boric et al., 2002), cuya producción y reservas superan 130 Mt con 1.5% Cu (las reservas remanentes en 1994 eran de 53 Mt con 1,82% Cu). El siguiente en tamaño es Lo Aguirre (actualmente agotado) que se ubica inmediatamente al oeste de Santiago, donde se han explotado 11.1 Mt con 2.14% Cu. Otro grupo de depósitos más pequeños ocurren en rocas volcano-clásticas del Cretácico Inferior en Chile central. Ejemplos típicos son: Talcuna (Boric, 1985), Guayacán (Ruiz et al., 1971) y Cerro Negro (Elgueta et al., 1990). En Cerro Negro se han explotado 6 Mt de mineral con 1-3% Cu y 31 g/t Ag, mientras el tonelaje promedio de otros depósitos es de aproximadamente 2 Mt con 1.7% Cu y 25 g/t Ag (Camus, 1990). 265

267 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 2 En la faja de la Cordillera de la Costa de la Región de Antofagasta los depósitos se hospedan en rocas volcánicas de la Formación La Negra del Jurásico. Esta es una unidad cuyo espesor se estima al menos entre a m (fue originalmente definida por García 1967, como una unidad volcánica de m de espesor) y está constituida principalmente por basaltos y andesitas, con una proporción menor de dacitas. La petroquímica indica un dominante carácter calco-alcalino, con basaltos toleíticos en la porción basal y lavas alcalinas en la parte superior. Esta potente secuencia volcánica jurásica ha sido interpretada de distintas maneras por distintos autores: como arco de islas (Palacios, 1982), arco magmático continental (Rogers, 1985), cuenca marginal ensiálica (Buchelt y Zeil, 1986). Todas los autores coinciden que corresponde a un volcanismo suprasubducción y las interpretaciones más recientes apuntan a un arco magmático desarrollado en un marco tectónico extensional y transtensional (Dallmeyer et al., 1996). Las rocas volcánicas jurásicas están afectadas por un metamorfismo / alteración regional de bajo a muy bajo grado que se caracteriza por la presencia de minerales secundarios tales como: prehnita, pumpellita, epidota, clorita, calcita, cuarzo, albita. En general estos minerales secundarios se concentran en las porciones vesiculares y brechosas de las rocas volcánicas y la textura original de las mismas está preservada (Boric et al., 1990). Los depósitos cupríferos principales de la faja Jurásica son: Mantos Blancos, Buena Esperanza, Susana (Distrito de Michilla), Juarez, Mantos del Pacífico, Mantos de la Luna y Santo Domingo. La mayoría de ellos están alojados en coladas de lavas y brechas volcánicas basálticas y andesíticas, pero el mayor de ellos Mantos Blancos incluye, también, lavas, tobas y brechas dacíticas y riolíticas. Además, la mayor parte de los depósitos cupríferos se localiza alrededor de cuerpos intrusivos subvolcánicos que incluyen gabros, dioritas, andesitas (ocoitas) que constituyen diques, filones-mantos y stocks. Estos cuerpos intrusivos han sido interpretados como alimentadores del volcanismo Jurásico (Palacios y Definis, 1981). En general estos intrusivos no tienen mineralización económica y en algunos de los depósitos existen intrusivos cortando cuerpos mineralizados (Buena Esperanza, Susana, Santo Domingo). Sin embargo, también existen filones-mantos dacíticos y andesíticos mineralizados en Mantos Blancos y en Santo Domingo y en un depósito (Rencoret) la mineralización se presenta en filones-mantos dacíticos y andesíticos y se extiende a areniscas y calizas del Jurásico Inferior que intruyen los filones. Los cuerpos mineralizados en general son compuestos incluyendo cuerpos irregulares, tabulares, estratiformes (mantos), lentes y chimeneas de brechas. Son concordantes o discordantes con la estratificación existiendo morfologías simples o compuestas (estratiforme chimenea de brecha, estratiforme irregular, etc.) En Mantos Blancos la mineralización se presenta en cinco cuerpos de mena lenticulares que en conjunto forman un cuerpo irregular tabular, levemente discordante con la estratificación. En las minas Buena Esperanza y Susana se presenta una chimenea de brecha central subvertical y una serie de mantos concordantes con la estratificación, localizados en los niveles más porosos/permeables de la pila volcánica (porciones amigdaloidales y brechosas de las coladas) que están dispuestos en torno al cuerpo de brecha. En Santo Domingo y Mantos de la Luna existen cuerpos irregulares y mantos tanto 266

268 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 3 concordantes, como discordantes con la estratificación. En la mayoría de los depósitos existen vetas subordinadas. La mineralización hipógena se caracteriza por la presencia de calcosina y bornita con cantidades menores de calcopirita, covelina y digenita; aunque no se describen minerales específicos de plata, los yacimientos típicamente presentan contenidos subordinados de este metal. La ganga incluye cuarzo, hematita, pirita, clorita y calcita. La mineralización es típicamente de sulfuros ricos en Cu, sugiriendo una baja actividad de azufre en los fluidos mineralizadores. En Mantos Blancos y Santo Domingo se ha establecido que los cuerpos de mena hipógena poseen una zonación lateral con un núcleo rico en Cu con mineralización de calcosina, bornita y/o digenita rodeado por una zona de bornita, calcopirita o calcopirita exclusivamente y un halo externo (no comercial) de calcopirita, pirita o pirita sola. Además existe una alteración hidrotermal débil a moderada caracterizada por: albita, clorita, hematita, cuarzo, sericita, calcita, epidota, esfeno, escapolita y anatasa. La alteración no destruye la textura original de las rocas y las volcanitas que hospedan la mineralización tampoco muestran macroscópicamente un aspecto particularmente diferente al de las rocas volcánicas a escala regional. La alteración es especialmente intensa en Mantos Blancos donde se ha documentado metasomatismo con aporte de Na, Fe y Mg (Chavez, 1985). En general los depósitos estratoligados de cobre del norte de Chile presenta una zona superior de óxidos de cobre supergenos y una inferior de sulfuros hipógenos. La importancia relativa de ambas zonas es variable de un depósito a otro. Existiendo yacimientos constituidos exclusivamente por óxidos (Mantos de la Luna, Juarez) y otros solo de sulfuros hipógenos (Buena Esperanza). El límite entre la zona de óxidos supergenos y de sulfuros hipógenos es gradual y en algunas minas hay una zona mixta donde coexisten ambos tipos de minerales (Susana, Santo Domingo). La mayoría no presenta zonas de enriquecimiento de sulfuros supergenos, los que solo se han reconocido en algunos cuerpos de mena de Mantos Blancos. La escasa pirita en las menas puede ser la razón de la ausencia de una zona de cementación bien desarrollada (ver apuntes de procesos supergenos). Los estudios paragenéticos en estos yacimientos muestran que la secuencia de depositación de sulfuros hipógenos es la siguiente: Pirita calcopirita bornita calcosina covelina digenita La secuencia de depositación implica un progresivo aumento de la proporción de cobre en los sulfuros e implica un descenso de la actividad del azufre en los fluidos mineralizadores en el tiempo. Los sucesivos reemplazos de sulfuros ricos en Fe (pirita calcopirita) por otros ricos en Cu (bornita, calcosina, covelina, digenita) produjeron la consecuente liberación de Fe y habrían permitido la formación de abundante hematita presente en ellos. Las menas hipógenas se presentan en la matriz de brechas, relleno de fracturas, relleno de vesículas de lavas y como una fina diseminación dentro de niveles de lavas, concentrandose en los sectores más porosos de las volcanitas (porosidad primaria) o en cuerpos de brechas 267

269 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 4 hidrotermales (porosidad secundaria). Las brechas son soportadas por fragmentos y en parte por matriz e incluyen fragmentos de rocas volcánicas angulosos a subredondeados, de tamaño variable desde milímetros a 2 m de diámetro, dominando los fragmentos centimétricos, con matriz andesítica fina con evidencias de fluidización, cementada por sulfuros de Cu y Fe. En Susana (Distrito Michilla) la chimenea de brecha tiene 120 a 150 m de diámetro y >350 m de extensión vertical. Soto y Dreyer (1985) sugieren un origen volcánico del cuerpo de brecha, pero sus características son más consistentes con las de brechas magmático hidrotermales que se generan por una liberación explosiva de fluidos hidrotermales y posterior colapso gravitacional. Esto último es apoyado por las secciones del yacimiento Buena Esperanza que muestran un cuerpo de brecha ciego, que no alcanza la superficie típico de chimeneas de brecha hidrotermales, aunque, es posible que coexistan distintos tipos de brechas en los diferentes depósitos. La asociación de minerales hipógenos de mena y ganga indica que la formación de los depósitos ocurrió a temperaturas relativamente bajas. Inclusiones fluidas en calcita y cuarzo de menas Buena Esperanza han dado temperaturas de homogenización entre 65º - 195ºC y presiones del orden de 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 δ 34 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 ( ppm Cu), pero esto no fue substanciado por estudios posteriores que mostraron valores de 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 268

270 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 5 deshidratación se requeriría de al menos de facies de anfibolitas, grado de metamorfismo que no se ha observado en rocas de la Formación La Negra. Esto significa que en general la secuencia ha absorbido agua y no habría liberado fluidos para transportar y concentrar cobre durante el metamorfismo regional. Sin embargo, Losert (1973, 1974) planteó la alternativa que la deshidratación de las volcanita y movilización de fluidos haya sido producida durante el emplazamiento de batolitos jurásicos dentro de la secuencia volcánica. Estos intrusivos, también podrían haber aportado parte de los fluidos y metales involucrados en la mineralización, que en esta alternativa habría ocurrido después del metamorfismo. b) Origen hidrotermal asociado a intrusivos subvolcánicos (Espinoza, 1982, Espinoza et al., 1996; Chavez, 1985; Palacios, 1986). En esta postura los yacimientos estratoligados de cobre y la alteración hidrotermal estarían directamente relacionados al emplazamientos de pequeños cuerpos intrusivos subvolcánicos (cuellos volcánicos, filones-mantos, diques), que representarían los conductos del volcanismo Jurásico. El cobre y otros elementos habrían derivado del mismo magma que generó los intrusivos, pero estos en general no presentan mineralización económica. Espinoza (1996) plantea que realmente los intrusivos son más nuevos que las rocas volcánicas ya que los datos radiométricos indican un rango de Ma para las volcanitas y de 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

271 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 6 eran de 53 Mt con 1,82% Cu). La mineralización está diseminada y en venillas o microvenillas dentro de andesitas, traquitas y tobas constituyendo numerosos cuerpos irregulares separados dentro de un área de 1800 m de largo en sentido N-S y 700 m de ancho; los cuerpos de mena individuales son de m de largo, m de ancho y 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 tº máxima por corrección de presión hidrostática de 680 bar Calcita temprana 98º-230ºC 295ºC Cuarzo 105º-257ºC 320ºC Calcita estéril tardía 82º-104ºC 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, 270

272 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 7 siendo parte integral del yacimiento cuprífero. El bitumen se presenta rellenando poros, amigdalas y/o venillas en lavas, tobas y diques; se presenta solo o con calcita, pirita, calcopirita, bornita y esfalerita. Hay pirita framboidal de posible origen biogénico. Las relaciones de contacto indican que los sulfuros son posteriores al bitumen. Boric (1997) planteó la génesis de El Soldado como un proceso complejo que incluye varias etapas sobreimpuestas. - Volcanismo del Cretácico Inferior que originó la Formación Lo Prado, incluyendo domos riodacíticos extrusivos, con posible generación de pirita y arsenopirita asociadas al volcanismo. - Volcanismo del Aptiano Albiano depositando la Formación Veta Negra sobreyacente, con generación y migración de petróleo a partir de secuencias sedimentarias marinas jurásicas y cretácicas subyacentes (60º-120ºC) quedando entrampado en niveles porosos de la Formación Lo Prado. - Depositación de pirita framboidal y carbonatos durante la diagénesis, degradación del petróleo originando el bitumen. - Depositación de sulfuros de cobre a partir de fluidos hidrotermales de mayor temperatura (150º-300ºC) reemplazando pirita y bitumen pre-existentes, proceso que fue controlado por estructuras N-S y posiblemente relacionado con un evento tectónico y al emplazamiento de intrusivos en la región. La edad de la mineralización de El Soldado sería Albiano (edades 40 Ar/ 39 Ar de 110 ± 2, 103 ± 2, 101 ± 1 Ma). Esta edad coincide con las edades radiométricas de los intrusivos existentes en la región ( Ma) y con la asignada al metamorfismo regional (prehnitapumpellita; 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 271

273 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 8 interconectan entre sí por zonas débilmente mineralizadas. En muchos casos el nivel mineralizado es el contacto entre rocas volcánicas y sedimentarias de la secuencia cretácica de la zona central de Chile (Formaciones Quebrada Marquesa y Las Chilcas). Los ejemplos típicos se encuentran en el Distrito Talcuna (Boric, 1985); Punta del Cobre (Camus, 1980), Guayacán (Ruiz et al., 1971), Cerro Negro (Elgueta et al., 1990). Se trata de depósitos relativamente pequeños en promedio de 2 Mt con 1,7% Cu y 25 g/t Ag. En Cerro Negro 6 Mt con 1-3% Cu y 31 g/t Ag (con cantidades menores de Pb y Zn)y en Punta del Cobre (varias minas) 14,5 Mt con 1,31% Cu. Estos depósitos se habrían formado en las secuencias cretácicas de las cuencas Talcuna Corral Quemado y Cerro Negro Catemu de facies litoral a sublitoral lacustre (transicional) con componentes volcánicos (Camus, 1990). En Talcuna, al interior de La Serena, la mineralización se presenta en un nivel toba de lapilli entre una lava andesítica inferior y areniscas limolitas sobreyacentes, estando también mineralizada la porción superior de las lavas amigdaloidales. El nivel de lapilli es de 2 a 12 m de potencia y la mineralización se extiende por 5 km a lo largo del mismo horizonte estratigráfico (manto guate sapo ), pero solo partes de él tienen leyes económicas. Existen fallas verticales de rumbo NW-SE, las que también están mineralizadas (vetas) con leyes económicas. Los sulfuros hipógenos son: bornita, calcopirita, calcosina, esfalerita y galena, los que cementan la toba de lapilli y los fragmentos líticos están separados por la matriz de sulfuros. La ganga es calcita, clorita, hematita. No existe una alteración obvia de las rocas de caja, pero las rocas encajadoras están alteradas regionalmente a calcita, clorita, analcima, hematita, con epidota y prehnita en los niveles estratigráficos inferiores. En Cerro Negro la mineralización alcanza a 2-3 m de potencia en la porción superior de la Brecha Diablo, que es un nivel de 40 m de potencia de toba de lapilli andesítica con clastos de 1,5 cm en promedio, al cual sobreyacen niveles de limolitas calcáreas y areniscas finas con restos carbonosos de vegetales; localmente hay mineralizaación en torno a un sill andesítico y en la porción basal de las Brecha Diablo. Los sulfuros están diseminados en la matriz de la brecha e icluyen calcopirita, pirita, bornita, calcosina, magnetita, hematita, galena y esfalerita. La alteración no difiere de la que presenta la Formación Las Chilcas fuera del depósito e incluye clorita, calcita, prehnita y pumpellita; localmente hay silicificación. Elgueta et al. (1990) interpretan la Brecha Diablo como una toba gruesa que fue localmente retrabajada por procesos fluviales y que se depositó en un lago donde subsecuentemente se depositaron sedimentos calcáreos finos. Zentilli et al. (1997) mencionan la existencia de bitumen en Talcuna y en varios depósitos estratoligados de la zona central de Chile, sugiriendo que la materia orgánica puede haber estado involucrada en la génesis de muchos depósitos estratoligados andinos. Los niveles estratigráficos permeables con un sello impermeable sobreyacente, como las sedimentitas finas presentes sobre los niveles mineralizados de Talcuna y Cerro Negro constituyen trampas estratigráficas para petróleo o gas; en este tipo de trampas los fluidos pueden desarrollar sobrepresión permitiendo la mantención de la permeabilidad como en 272

274 Depósitos Estratoligados de Cu -(Ag) Chilenos 9 reservorios de hidrocarburos. Los fluidos hidrotermales habrían penetrado estas zonas con posterioridad, precipitando cobre por el efecto reductor de la materia orgánica existente en dichos niveles estratigráficos. Un hecho que cabe destacar, es que en Chile existen abundantes depósitos de Cu en rocas del Jurásico, pero no existen pórfidos cupríferos de esa edad. Por otra parte, existe un solo pórfido cuprífero del Cretácico Inferior en explotación (Andacollo) y algunos prospectos no desarrollados. Aparentemente el desarrollo de mineralización porfírica fue inhibida debido al marco tectónico extensional a transtensional del margen continental activo de América del Sur durante el Jurásico Cretácico Inferior, con un sistema de subducción afín a un tipo Mariana en la nomenclatura de Uyeda y Nishiwaki (1980). Los pórfidos cupríferos chilenos más relevantes se formaron durante el Cenozoico, cuando imperaba un sistema de subducción compresivo tipo Chileno. Los depósitos estratoligados de cobre chilenos no parecen tener símiles en otras partes del mundo. Los depósitos que parecen tener ciertas características comunes son los que Cox and Singer (1986) denominaron cobre basáltico presentes en el Distrito Cuprífero del Lago Michigan, Keweenaw Peninsula, Michigan (EEUU). Estos corresponden a un grupo diverso de depósitos de cobre nativo diseminado y sulfuros de cobre en las partes superiores de secuencias de basaltos subaéreos. Los depósitos de Michigan incluyen Cu nativo, Ag nativa en flujos de lava y capas sedimentarias clásticas gruesas. La calcosina y otros minerales del grupos Cu2S y localmente bornita y calcopirita se concentran en lutitas y carbonatos suprayacentes; la pirita fina es común, pero no abundante con los sulfuros de cobre. La mineralización se presenta en las brechas del techo de coladas y relleno de amigdalas en basaltos; los niveles mineralizados son rojizos debido a la presencias de hematita fina (tal como ocurre en los depósitos chilenos). Los minerales de ganga son calcita, clorita, epidota, pumpellita, prehnita, microclina, cuarzo y laumontita. El marco tectónico de los depósitos de Michigan es de rift intracontinental o rift de margen continental. Steiber y Davidson (1959) indicaron que el metamorfismo regional de bajo grado pudo haber movilizado el cobre en algunos distritos y este metal nativo es uno de varios minerales formados por alteración de los flujos de lava basáltica. Sus evidencias indican que el cobre se depositó a partir de soluciones a temperaturas de >133º-360ºC (tºh no corregidas por presión de inclusiones fluidas) que fluyeron por las capas inclinadas de basalto. Según estos autores muchos de los componentes químicos del relleno de las amígdalas provienen de las rocas mismas y ellos se inclinan a pensar que el cobre también. Específicamente el Cu pudo haber sido liberado de basaltos alterados a pumpellita y redepositado en niveles estructuralmente favorables en la porción superior de los flujos. La hipótesis alternativa es que el cobre deriva de un magma en profundidad, pero ello requeriría de un enorme cuerpo intrusivo, puesto que los basaltos con bajo grado metamórfico ocupan toda el área del lago Michigan y los cuerpos mineralizados son pequeños y repartidos en dicha gran área. 273

275 Yacimientos chilenos de Fe 1 YACIMIENTOS DE HIERRO CHILENOS Los yacimientos de hierro chilenos más importantes de Chile se encuentran en la Cordillera de la Costa de las regiones de Atacama y Coquimbo (III y IV Regiones) constituyendo la denominada Franja Ferrífera de la Cordillera de la Costa o Franja Ferrífera Chilena (Fig.1); esta es una franja longitudinal de depósitos ferríferos que se extiende por más de 600 km entre las latitudes de 26º y 32ºS y que coincide con la posición de una faja de intrusivos del Albiano ( 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. 274

276 Yacimientos chilenos de Fe 2 Las minas de Fe chilenas más importantes son: Mina Los Colorados: inaugurada en 1998 y ubicada al interior del Valle del Huasco en la III Región y viene a reemplazar al antiguo yacimiento El Algarrobo, que debe cerrar por agotamiento del mineral. Sus reservas son 245 Mt con ley media de 48% Fe. Mina El Algarrobo: ubicada en la III Región y en explotación desde 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 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$ millones. Además, Brasil es el líder sudamericano en minería, sus exportaciones mineras de 1998 alcanzaron a US$ 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 m de longitud y desde decenas a 200 m de ancho y su extensión vertical varía desde pocas decenas de metros hasta 650 m. 275

277 Yacimientos chilenos de Fe 3 Fig. 2. Tipos de depósitos de Fe chilenos según Espinoza (1990). 1. Andesitas neocomianas y metaandesitas; 2. Rocas sedimentarias del Grupo Chañarcillo; 3. Pseudobrecha con mineralización de baja ley; 4. Cuerpos masivos de alta ley; 5. Dioritas neocomianas del batolito costero con diques andesíticos; 6. Stocks dioríticos y apófisis; 7. Aluvio Plio-Pleistoceno con clastos de magnetita; 8. Aluvio. Espinoza (1990) presento una clasificación de los yacimientos de Fe chilenos, basado en la forma y rocas encajadoras de los mismos, a saber: Tipo Carmen: masas de magnetita aproximadamente lenticulares o de variadas formas y actitudes hospedados por rocas volcánicas. Tipo Bandurrias: estratos ferríferos intercalados en secuencias sedimentarias. Tipo Algarrobo: depósitos irregulares emplazados en rocas volcánicas en zonas de contacto con cuerpos intrusivos. Estos son los cuerpos de mayor tamaño y los únicos en explotación pertenecen a este grupo. Tipo La Suerte: vetas de magnetita emplazadas en rocas intrusivas. 276

278 Yacimientos chilenos de Fe 4 Tipo Desvío Norte: depósitos aluviales con rodados (clastos) de mineral de Fe. Los depósitos más relevantes desde el punto de vista económico son los de tipo Algarrobo, es decir los depósitos irregulares hospedados por rocas volcánicas o metavolcánicas en la vecindad de cuerpos intrusivos. En estos yacimientos el mineral de mena primario más abundante es la magnetita con especularita subordinada (hematita en hojas). La magnetita ha experimentado oxidación secundaria o martitización 1 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. 277

279 Yacimientos chilenos de Fe 5 Génesis de la mineralización ferrífera chilena Existe una controversia clásica y no concluyente respecto al origen de los depósitos de magnetita-apatito chilenos. Algunos autores (Ej. Nyström and Henríquez, 1994, 1995) los interpretan como derivados de cristalización de magmas (magmas de mena de óxido de hierro), mientras otros indican que son depósitos de reemplazo hidrotermal (metasomático; Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y también que posiblemente se formaron a partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interacción con magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and Oreskes, 1999). Los yacimientos de magnetita-apatito chilenos se han comparado con los depósitos de Fe de Kirunavaara, Suecia e internacionalmente las menas de Fe-P se conocen como Tipo Kiruna. Aunque también hay controversia, la interpretación tradicional para las menas de hierro suecas es de inyección magmática de óxidos de Fe, los que son explicados como un líquido inmiscible (masa fundida) separado dentro de una cámara magmática y el mismo origen se asignó a los yacimientos chilenos Algarrobo y El Tofo por Geiger (1931). En ésta hipótesis los óxidos de Fe constituirían un magma residual que se mantendría líquido después que la masa principal del magma se habría solidificado formando intrusiones (y posibles efusivos) de magnetita. La intrusión del magma de Fe-P produciría la alteración/metamorfismo de contacto de las rocas huéspedes formándose actinolita y biotita, escapolita, apatito y magnetita; la clorita sería ya sea del mismo origen o un reemplazo retrógrado de la actinolita y biotita. Brüggen (1934) también planteó un origen de los depósitos derivado de la inyección de óxido de Fe fundido y atribuyó a gases y soluciones posteriores la alteración de las rocas de caja a clorita, caolinita, especularita e inyección de guías de feldespato en la roca cloritizada. Los investigadores chilenos que trabajan en yacimientos de Fe (Fernando Henríquez, Waldo Vivallo, Sergio Espinoza) siguen sosteniendo que la génesis de los yacimientos de hierro chilenos deriva de magmas de mena. Por ejemplo, Vivallo et al. (1994) plantean para el distrito Cerro Imán en Copiapó que la mineralización ferrífera se origina en el emplazamiento de un magma de mena en o muy cerca de la paleosuperficie, emplazamiento que sería contemporáneo con la actividad volcánica del Cretácico y que habría originado una actividad hidrotermal que dio por resultado la zonación de alteración en las rocas de caja andesíticas, a saber: Actinolita con venillas de magnetita y magnetita-actinolita cerca de la mena de óxidos de Fe originando un stockwork. Hacia fuera se extiende roca actinolitizada sin mineralización. Sobreimpuesta a la actinolita hay silicificación y turmalinización en un halo externo. Por otra parte, Ruiz, (1943, 1965) planteó que los yacimientos de hierro son de tipo metamórfico de contacto relacionados genéticamente a intrusiones de granitoides en las rocas volcánicas neocomianas. En esta concepción los cuerpos de magnetita y otros minerales acompañantes se habrían formados por reemplazo metasomático y relleno de fracturas principalmente en las rocas volcánicas; los fenómenos de reemplazo y relleno habrían sido causados por el desarrollo de una fase pneumatolítica e hidrotermal, 278

280 Yacimientos chilenos de Fe 6 proveniente del magma silicatado intrusivo y cuya acción habría comenzado cuando la mayor parte del magma estaba líquido o solo con cristales en suspensión, terminando antes de completarse la solidificación. El estudio de Bookstrom (1977) del yacimiento El Romeral concluyó que la depositación de la magnetita fue hidrotermal y fue acompañada de actinolitización pervasiva principalmente en el rango de temperatura de 475º-550ºC. El cizalle sinistral de la falla Romeral (Sistema de Falla de Atacama) fue contemporáneo con la depositación de la mena y con el emplazamiento de diques aplíticos de rumbo NW. La depositación de la mena de Fe fue seguida de cloritización, emplazamiento de diques menores y por albitización (An 8-25) 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 (K- Ar 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 279

281 Yacimientos chilenos de Fe 7 largo, 250 m de ancho y 45 m de profundidad conocida; los cuerpos denominados Laquito, Cristales Grandes y parte de Rodados Negros son vetiformes. De acuerdo a la Compañía Minera del Pacífico las reservas de El Laco alcanzan a 224 Mt de mineral con 80 a 98% de óxido de Fe masivo. Este está constituido principalmente por magnetita (parcialmente martitizada) y escasa hematita, con una proporción menor de minerales de ganga que incluye apatito, cuarzo, alunita, rutilo, plagioclasa y sanidina. Las rocas volcánicas huésped de los cuerpos de hierro presentan una intensa alteración hidrotermal relacionada a actividad de fuentes termales y solfataras; las rocas están blanqueadas y lixiviadas y sus minerales componentes originales han sido reemplazados por cuarzo, tridimita, alunita, natroalunita, limonita, sericita, clorita y arcillas. Además, se han depositado abundantes sulfatos (yeso, alunita), sílice y azufre nativo, como producto de la actividad solfatárica. En torno a los cuerpos vetiformes e irregulares existe una delgada aureola caracterizada por cuarzo-escapolita-actinolita-magnetita. REFERENCIAS Barton, M.D. and Johnson, D.A., Evaporitic source model for igneous related Fe oxide-(ree-cu-au-u) mineralization. Geology, V. 24, p Bookstrom, A.A., The magnetite deposits of El Romeral, Chile. Economic Geology, V. 64, pp Bookstrom, A.A., 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 Brüggen, J., Grundzüge der Geologie und Lagerstättenkunde Chiles. Tübingen, Math. Nat. Kl. D. Heidelberger Akad. D. Wiss., 362 p. Cox, D.P. and Singer, D.A., Mineral Deposit Models. U.S. Geological Survey Bulletin 1693, 379 p. Espinoza, S., 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 Gardeweg, M. y Ramirez, C., Hoja Río Zapaleri. Carta Geológica de Chile Nº66, SERNAGEOMIN, Santiago, Chile, 89 p. Geiger, P., 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., Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits. Precambrian Research, V. 58, p Maksaev, V., Gardeweg, M., Ramirez, C. y Zentilli, M., 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. 280

282 Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos 1 YACIMIENTOS DE ÓXIDOS DE Fe-Cu-Au CHILENOS El descubrimiento, a mediados de los ochenta, y posterior explotación de los yacimientos de Candelaria y Manto Verde en la Cordillera de la Costa de la III Región, ha hecho que este tipo de mineralización de Cu y Au, ligada a óxidos de hierro, adquiriera notable importancia económica y ha atraído el interés de exploración por parte de las compañías mineras en la Cordillera de la Costa del norte de Chile. El yacimiento Candelaria se ubica 4 km al SW del Distrito Punta del Cobre donde existen varios yacimientos de óxido-fe- Cu-(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 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 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). 281

283 Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos 2 Arévalo et al. (2000) publicaron edades 40Ar/39Ar plateau en biotita de ± 1,7 y ± 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 ± 0.8 y ± 0.7 Ma para el metasomatismo temprano estéril y de ± 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 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 ( 450º- 600ºC) 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 282

284 Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos 3 Fonboté, 1996). En realidad el yacimiento Candelaria es un depósito de origen metasomático con particularidades que lo hacen uno en su tipo, de modo que perfectamente podría calificarse como una mineralización de óxido-fe-cu-au Tipo Candelaria. Manto Verde El yacimiento de cobre Manto Verde se localiza 32 km al SE de Chañaral dentro de la Zona de Falla de Atacama y contiene 120 Mt con 0,72 % Cu (ley de corte 0,2 % Cu) de mineral oxidado, con reservas mineras de 85 Mt con 0,82 % Cu total. El yacimiento se explota a razón de t/día por un rajo abierto, con lixiviación en pilas y electro obtención, produciendo 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 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 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. 283

285 Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos 4 Las rocas volcánicas e intrusivas en Manto Verde fueron afectadas por una alteración potásica caracterizada por un entrecrecimiento de feldespato-k y clorita con cuarzo menor y hematita. Parte de las brechas presentan feldespato-k y clorita moderadamente alteradas a sericita y arcillas, acompañadas de un aumento de especularita, cuarzo y turmalina finamente diseminada. Además, tardíamente se produjo un vetilleo de calcita. Edades K- Ar 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 284

286 Óxidos de Fe-Cu-Au chilenos 5 cobre de un continuo de depósitos que se extiende desde los depósitos de magnetita-apatito pobres en cobre en el otro extremo. Otros autores han propuesto un modelo genético que intenta relacionar entre sí los depósitos Cretácicos de magnetita-apatito, óxido-fe-cu-au y estratoligados de Cu (Ag) hospedados en rocas volcánicas. Estos depósitos se consideran como distintos niveles de emplazamiento y liberación de fluidos hidrotermales desde intrusiones de magma de Fe-P, siguiendo básicamente el modelo de inyección de magmas de mena tipo Kiruna (Vivallo and Henriquez, 1997, Gelcich, 1999). Sin embargo, el establecer la naturaleza de la relación entre los depósitos de óxido-fe-cu-au y los depósitos virtualmente contemporáneos de óxido-fe-apatito y que se localizan en el mismo sector de la Cordillera de la Costa del norte de Chile, se dificulta por una larga y clásica controversia no concluyente respecto al origen de los depósitos de magnetita-apatito chilenos. Algunos autores (Ej. Nyström and Henríquez, 1994, 1995) los interpretan como derivados de cristalización de magmas (magmas de mena de óxido de hierro tipo Kiruna), mientras otros indican que son depósitos de reemplazo hidrotermal (metasomático; Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y también que posiblemente se formaron a partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interacción con magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and Oreskes, 1999). REFERENCIAS Arévalo, C., Grocott, J., Pringle, M. y Martin, W., Edad 40Ar/39Ar de la mineralización en el Yacimiento Candelaria, Región de Atacama. Actas IX Congreso Geológico Chileno, V. 2, pp Barton, M.D. and Johnson, D.A., Evaporitic source model for igneous related Fe oxide-(ree-cu-au-u) mineralization. Geology, V. 24, p Barton, M.D., Johnson, D.A., and Hanson, R.B., 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., Arc-related sodic hydrothermal alteration in the western United States. Geology, V. 23, pp Bookstrom, A.A., 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 Gelcich, 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 Gow, P.A., Wall, V.J., Oliver, N.H.S., and Valenta, R.K., Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits: Further evidence of hydrothermal origins. Geology, V. 22, p Hirtzman, M.W., Oreskes, N., and Einaudi, M.T., Geological characteristics and tectonic setting of Proterozoic iron oxide (Cu-U-Au-REE) deposits. Precambrian Research, V. 58, p

287 Depósitos de Placeres 1 PROCESOS SEDIMENTARIOS; DEPOSITOS ALOCTONOS DEPÓSITOS DE PLACERES Los placeres corresponden a una concentración gravitacional de minerales pesados por fluidos en movimiento, generalmente por agua, aunque puede ocurrir también en sólidos y gases. Las condiciones para que ocurra una concentración gravitacional de minerales pesados son: 1. Liberación de la fuente de roca original (meteorización) 2. Alta densidad de la fase mineral (Ej. Au 19,3 g/cm 3 ) 3. Alta resistencia química a la meteorización (no reactivo) 4. Durabilidad mecánica (física) Los placeres auríferos 1 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. SnO 2 FeCr2O4 (Fe,Mn)(Nb,Ta)2O6 C FeTiO3 Fe3O4 (Ce,La,Y,Th)PO4 Al2O3 YPO4 ZrSiO4 Casiterita (mena de estaño) Cromita (mena de cromo) Columbita Diamante Ilmenita Magnetita Monazita (mineral portador de tierras raras) Corindón Rubí (con Cr; rojo) Zafiro (con Co, Cr, Ti; azul) Xenotima Circón A nivel mundial los placeres estaníferos y de diamantes son importantes económicamente. Los sulfuros se descomponen fácilmente al oxidarse (no son resistentes a la meteorización), por lo que raramente se encuentran concentrados en placeres. Sin embargo, hay excepciones en paleoplaceres del Precámbrico, debido probablemente a que la atmósfera del Precámbrico no era oxidante. Los depósitos de placeres se han formado en todo el tiempo geológico, pero la mayoría son del Cenozoico a Reciente. La mayoría de los placeres son pequeños y a menudo efímeros ya que se producen sobre la superficie terrestre, generalmente en o sobre el nivel de base para la erosión, de manera que muchos de ellos son erosionados y solo excepcionalmente son enterrados como para preservarse como paleoplaceres. 1 Placer aurífero corresponde al tipo de depósito mineral; no confundir con lavadero de oro que corresponde a las labores de beneficio del placer. 286

288 Depósitos de Placeres 2 La mayoría de los depósitos de placeres son de baja ley, pero su explotación es posible debido a que se encuentran en materiales sueltos, no requieren de molienda y pueden explotarse con plantas relativamente baratas. La explotación por dragado de gravas aluviales es una de las más baratas. En el caso de paleoplaceres (placeres antiguos preservados en secuencias sedimentarias) estos probablemente estarán litificados, inclinados y parcial o totalmente enterrados bajo otras rocas también litificadas. Esto implica que su eventual explotación será mucho más costosa y que deben ser extraordinariamente de alta ley o contener minerales valiosos como el oro para ser rentables. Sin embargo, los paleoplaceres del Precámbrico del Witwatersrand de Sudáfrica constituyen una de las mayores concentraciones de oro del mundo, por lo que Sudáfrica por mucho tiempo ha sido el mayor productor de este metal precioso. También hay ejemplos de conglomerados diamantíferos Cretácicos cerca de Estrella Do Sul en Brasil y en el prospecto de Max Resources en Autralia occidental. Este último consiste en un conglomerado Terciario de 2-3 m de potencia y 2-3 m bajo la superficie, el que tiene una ley recuperable de 0,23 quilates 2 /m 3 con aproximadamente 60% de piedras con calidad de gema. Existen numerosas clasificaciones de placeres, pero para los efectos de este curso se utilizará una clasificación genética simple, a saber: Placeres residuales: acumulación in situ durante la meteorización. Placeres eluviales: acumulación en un medio sólido en movimiento. Placeres aluviales: concentración en un medio líquido (agua). Placeres eólicos: concentración en medio gaseoso en movimiento (viento). Placeres de playa: concentración por efectos del oleaje de playas. Residuales: acumulados inmediatamente encima de las rocas madres o fuentes (Ej. vetas con oro o con casiterita; Fig. 1) por descomposición y remoción de materiales más livianos de la roca; estos pueden gradar hacia abajo a vetas meteorizadas. Eluviales: típicamente formados en pendientes de montañas en acarreos e incluyen minerales liberados de la roca fuente cercana (Fig.1). Los minerales pesados se concentran sobre la superficie pendiente debajo de la fuente, mientras los minerales más livianos y noresistentes son disueltos o arrastrados pendiente abajo o volados por el viento. Esto produce una concentración parcial por reducción del volumen, un proceso que continúa con el deslizamiento pendiente abajo. Es obvio que para que haya un depósito de interés económico mediante este proceso incompleto de concentración se requiere de una fuente rica. En algunas áreas con placeres eluviales, los materiales económicos se han concentrado en bolsonadas en las superficie de la roca subyacente al material no consolidado (circa). 2 Quilate: se refiere aquí a una unidad de peso de los diamantes, perlas y otras gemas. El quilate métrico equivale a 0,2 gr o 200 mg. y es un standard en muchos países del mundo. No confundir con los kilates que corresponden a la proporción de oro puro en una aleación (ej. oro 18 kilates significa 18/24 de pureza o 18 partes de oro con 6 partes de otro metal). 287

289 Depósitos de Placeres 3 Placeres Aluviales: Este ha sido uno de los tipos de placeres más importantes históricamente y la minería primitiva correspondió a este tipo de depósitos (Ej. Egipcios, Incas). La fácil extracción ha hecho que sean muy buscados y ellos han sido la causa de las fiebres de oro y de diamantes (Ej. fiebre del oro de California y del Yukón en el Siglo XIX). Fig. 1 Formación de placeres residuales (izquierda) y eluviales (derecha) por la meteorización de vetas con casiterita. Mecanismo de concentración gravitacional: En general la fracción de minerales pesados de un sedimento es de grano más fino que los componentes livianos. Hay varias razones para esto, primero los minerales pesados son naturalmente de grano más fino que el cuarzo o feldespato en rocas ígneas o metamórficas de las que derivan. Segundo, la selección y composición de los sedimentos está controlada tanto por la densidad como el tamaño de las partículas, conocida como la razón hidráulica, por lo que un grano grande cuarzo requiere de la misma corriente que uno pesado y pequeño para moverse. Si existe una corriente fuerte todos los granos de arena de un sedimento estarán en movimiento, pero si la velocidad decrece se depositarán primero los minerales pesados gruesos, luego los minerales pesados finos y solo después los minerales livianos gruesos. Si la velocidad de la corriente no disminuye más, se producirá una concentración de minerales pesados en el sedimento. Consecuentemente, estas concentraciones ocurren en condiciones de flujo irregular y esto puede ocurrir en varias situaciones, dado que la roca fuente esté dentro del área de captura (cuenca). El primer ejemplo donde se dan las condiciones para la concentración de minerales pesados es la emergencia de un cañón a una cuenca o zona de sedimentación; en el cañón o quebrada encajonada con fuerte pendiente la depositación de sedimentos es virtualmente cero, pero al salir del sector montañoso, abrirse el cauce y disminuir la gradiente (pendiente) hace que cualquier mineral pesado tienda a depositarse mientras los livianos serán arrastrados aguas abajo. Asimismo, si existen salientes rocosas en el lecho del cauce los minerales pesados serán retenidos por estas (Fig.3). Otros sitios de acumulación 288

290 Depósitos de Placeres 4 corresponden a caídas o saltos de agua y remolinos (Fig.2). Asimismo la confluencia de un afluente menor con un río más grande con flujo más lento (Fig.4). Uno de los lugares que provee condiciones muy favorables para la concentración de minerales pesados son los cauces con meandros; mientras más rápido sea el flujo en la parte externa de un meandro, mas lento será el flujo en su parte interna y a medida que el meandro migra puede originar una concentración de minerales pesados (Fig.5). El transporte de materiales por una corriente es por saltos o en suspensión, pero en la mayoría de las situaciones fluviales y litorales marinas el transporte de arena y partículas más grandes es en forma de una capa de tracción en la cual la depositación es poco importante. Lo importante es que los granos o clastos más grandes y livianos que sobresalen en la capa serán arrastrados en mayor medida por la corriente y que los intersticios en sedimentos gruesos atrapan a los minerales pesados más finos, por lo que las gravas serán mejores trampas que la arena para los minerales pesados. Esto frena el Fig. 2. Los pozos de caídas o saltos de agua y hoyos generados por remolinos de agua pueden ser lugares donde se concentran minerales pesados. Fig. 3. Salientes de cuarzo en una secuencia de lutitas pueden servir como trampas naturales para la acumulación de oro en placeres. 289

291 Depósitos de Placeres 5 Fig. 4. La confluencia de un afluente de alta energía con un curso mayor de flujo más lento puede constituir el lugar de concentración de minerales pesados. Fig. 5. Formación de placeres (punteado) en un cauce de flujo rápido con meandros migrantes. 1. Posición original del cauce; 2. Posición intermedia; 3. Posición actual. Note que la acumulación de placeres se extiende lateralmente y aguas abajo. 290

292 Depósitos de Placeres 6 desplazamiento de los minerales pesados más finos y produce un enriquecimiento de ellos mientras son transportados en una capa gruesa de sedimento en el fondo del cauce. La mayor parte de la producción de estaño se obtiene en placeres de casiterita en Brasil y Malasia; también los placeres son importantes productores de oro. Placeres de Playa: En las playas el efecto del oleaje y de corrientes costeras también puede producir la concentración de minerales pesados. Las olas lanzan material a la playa y la resaca arrastra los materiales más livianos, los cuales son transportados por la deriva a lo largo de la costa, de modo que se producen concentraciones de minerales pesados en las playas, sobre todo durante la acción del oleaje durante tormentas (Fig.6). Las variaciones de nivel por las mareas también son relevantes, porque grandes mareas exponen una faja mayor de playa para la acción de las olas. Consecuentemente los placeres de playa se forman en la actualidad en sectores donde los vientos dominantes son oblicuos a la costa y existen corrientes marina paralelas a la costa, puesto que ambos factores promueven la deriva a lo largo de la costa. Esta situación ocurre en las costas de Australia y Africa, donde existen importantes concentraciones de minerales pesados. Fig. 6. Sección esquemática para ilustrar algunos lugares de formación de placeres de playa, los que se muestran por el punteado grueso. El retrabajo posterior de estos placeres por el viento, puede dar origen a placeres eólicos. Los minerales más importantes de placeres de playa son: casiterita, diamante, oro, ilmenita, magnetita, monazita, rutilo, xenotima y circón. Ej. placeres de oro de Nome, Alaska, placeres de playa en costa occidental de la isla de Chiloé, Chile, placeres diamantíferos de Namibia, arenas de ilmenita monazita rutilo de Travencore y Quilon, India, arenas de rutilo circón ilmenita de Australia del este y oeste y arenas de magnetita de la North Island, Nueva Zelanda. Obviamente para producir estas concentraciones debe existir una fuente, la cual pueden ser rocas costeras o vetas aflorantes a lo largo de la costa o fondo marino, o aporte de ríos u depósitos más antiguos retrabajados por el mar; en Chiloé el material original corresponde a morrenas glaciales retrabajadas por el mar. Los placeres marinos recientes se presentan a diferentes niveles topográficos debido a cambios del nivel del mar durante el Pleistoceno. 291

293 Depósitos de Placeres 7 Existen placeres de playa importantes por su producción de rutilo y circón que se extienden por 900 km en la costa oriental de Australia. Están en sedimentos cuaternarios que forman una faja costera de hasta 13 km de ancho y generalmente 30 a 40 m de potencia. Placeres Eólicos: Los más importantes se producen por el retrabajo de placeres de playa por el viento; la generación de dunas es un fenómeno común en sectores costeros e implica movimiento de materiales clásticos y obviamente se mueven más fácilmente los materiales más livianos, de modo que se concentran o reconcentran las acumulaciones de minerales pesados. Ej. depósitos de arenas ferríferas de titanomagnetita de North Island, Nueva Zelanda, los que se estima que contienen más de 1000 Mt de titanomagnetita. Placeres Fósiles: Los ejemplos más notables son los conglomerados con oro y uranio del Arqueano a Proterozoico Medio (Precámbrico; 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 292

294 Depósitos de Placeres 8 En Witwatersrand los yacimientos parecen haberse formado en la periferia de un lago intermontano intracratónico subsidente o un mar somero dentro del paleocontinente (Precámbrico) en aquellos sectores donde los sedimentos fueron introducidos a la cuenca (Fig.7). Las áreas mineralizadas individuales se formaron en abanicos fluviales y deltaicos donde con reselección de los sedimentos por acción de corrientes paralelas a la antigua costa y por movimientos tectónicos de fallas del margen de la cuenca que alteraron el nivel de base (Fig.8). Fig. 8. Formación de un abanico deltaico en la cuenca de Witwatersrand. El material grueso se muestra por el símbolo de gravas, los depósitos carbonosos de algas con un achurado más fino. El tamaño de los asteriscos indican los valores relativos de oro (más altos en la porción intermedia del abanico. El oro se presenta en la porción basal de conglomerados maduros, pero bandas de carbón y sedimentos carbonosos más finos dentro de los depósitos clásticos contienen también oro y uranio (los depósitos carbonosos representan el crecimiento de algas que bordeaban los deltas donde se produjo la concentración aurífera). La asociación del oro con uranio ha sido objeto de controversia en el sentido de determinar si la uraninita presente en los yacimientos de paleoplaceres de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía origen detrítico o corresponde a un precipitado químico por el efecto reductor del material orgánico presente en la cuenca. En la atmósfera actual es imposible que la uraninita sea detrítica, porque en condiciones oxidantes los minerales de uranio meteorizan con gran facilidad, liberando el altamente móvil U 6+. 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. 293

295 Depósitos de Placeres 9 Los depósitos auríferos de Witwatersrand en Sudáfrica constituyen la concentración aurífera más grande del mundo, desde su descubrimiento en 1886 produjeron 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. 294

296 Depósitos sedimentarios autóctonos 1 PROCESOS SEDIMENTARIOS: DEPOSITOS AUTOCTONOS Las rocas sedimentarias formadas por precipitación química de ciertos compuestos pueden tener interés económico directo como minerales industriales (Ej. la precipitación de carbonatos de calcio o magnesio origina calizas y dolomitas que se usan para cemento y materiales refractarios respectivamente): Sin embargo, para los efectos de este curso es más relevante la formación de depósitos metálicos por precipitación química tales como las formaciones de hierro bandeado (BIF: banded iron formations ) del Precámbrico (2.000 Ma), los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos y los depósitos sedimentarios de manganeso. Asimismo existen depósitos de metales base en rocas sedimentarias (Ej. la pizarra cuprífera del Küpferschiefer del Norte de Europa), aunque respecto a esta última existe controversia si el origen de la mineralización en ella es sedimentario o diagenético. FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF): Estas constituyen los depósitos metálicos más grandes de la tierra y constituyen las rocas fuentes del 95% de los recursos de hierro del planeta; son rocas sedimentarias metalíferas silíceas bandeadas (bandas ricas en Fe alternadas con bandas silíceas de chert) que constituyen enormes depósitos singenéticos por precipitación química y se presentan en secuencias estratigráficas del Precámbrico que alcanzan hasta cientos de metros de potencia y cientos a miles de metros de extensión lateral. Una buena parte de estas formaciones ferríferas son utilizables directamente como mena de hierro de baja ley y otras han sido productoras de depósitos de alta ley de Fe (particularmente cuando procesos supergenos han enriquecido el contenido de Fe del mineral por lixiviación de la sílice). Las menas de baja ley se benefician mediante molienda fina y separación magnética y/o gravitacional para concentrar magnetita y hematita, en forma de pellets con 62 65% Fe. Estos depósitos estratiformes de Fe se conocen generalmente como BIF sigla en inglés de formaciones de hierro bandeado ( Banded Iron Formations ), pero las rocas ferríferas bandeadas con jaspe o chert ferruginoso reciben el nombre de Taconitas en Norteamérica, Jaspilitas en Australia e Itabiritas en Brasil. Las reservas de hierro en formaciones de hierro bandeado son enormes y estas se depositaron en el período comprendido principalmente entre los y Ma. El hierro depositado en ese período y todavía preservado es de t y posiblemente de t. En menor medida también se depositó Fe en el Proterozoico Medio a Superior ( Ma). El consumo mundial de Fe actualmente alcanza a 10 9 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, 295

297 Depósitos sedimentarios autóctonos 2 clorita, greenalita, minnesotaíta, especularita, estilpnomelano, grunerita, fayalita y pirita. Esta laminación fina de óxidos de Fe y de sílice se interpreta como una precipitación cíclica que pudo estar relacionada a variaciones estacionales (invierno verano), las que influyeron ya sea en las condiciones fisico-químicas de los mares de la época o bien en variación de condiciones favorables para el desarrollo de bacterias u otros organismos que pudieron contribuir a la precipitación del hierro. Existe consenso que el hierro de los BIF fue precipitado químicamente o con participación biogénica en forma subacuática (sedimento químico). En el BIF de Gunflint de Ontario, Canadá se han identificado algas azules-verdes y hongos fósiles, algunos de los cuales se parecen a bacterias que actualmente pueden crecer y precipitar hidróxido férrico en condiciones reductoras, sugiriendo la participación de organismos en la precipitación del Fe, pero no existe consenso al respecto. Por otra parte, tampoco existe consenso respecto al origen del Fe de los BIF: una escuela de pensamiento considera que proviene de la erosión de masas terrestres (meteorización de minerales ferromagnesianos), mientras que otra plantea que provendría de actividad exhalativa volcánica (actividad hidrotermal subacuática relacionada a volcanismo). Lo que parece claro es que las condiciones ambientales de la tierra (a nivel planetario) en el Precámbrico eran distintas a las actuales, existían océanos más someros, mayor actividad volcánica y la atmósfera terrestre era rica en CO2, pero deficiente en oxígeno, por lo que se supone que en los mares y lagos de esa remota época existía un ambiente esencialmente reductor y se ha sugerido que el ph del mar era algo más bajo que el actual. Las formaciones de hierro bandeado presentan facies de óxidos, carbonatos, sulfuros y silicatos las cuales gradan entre sí y se han interpretado como resultado de precipitación de los minerales en distintas secciones de cuencas marinas someras precámbricas gracias a la disponibilidad de iones en las aguas (Fig. 1). Las facies de óxidos son las relevantes como mena de hierro. La depositación de cada facies estuvo controlada por condiciones de Eh y ph del medio dentro de las cuencas de sedimentación, especialmente por el potencial de oxidación reducción relacionado al contenido de oxígeno del agua. Valores relativamente bajos de Eh y ph favorecen la precipitación de pirita, mientras que valores altos favorecen la precipitación de óxidos; los carbonatos y silicatos precipitaron en condiciones de Eh y ph intermedias. Fig. 1. Zonación de facies en formaciones de hierro bandeado producto de depositación en una cuenca ideal en la cual precipitan compuestos de hierro 296

298 Depósitos sedimentarios autóctonos 3 Facies de óxidos: son las más importantes, puesto que constituyen la mena de hierro explotable, y pueden subdividirse en subfacies de hematita y de magnetita, entre las cuales existe una completa gradación. La hematita en los BIF menos alterados se presenta en forma de especularita gris a gris azulada. Existen comúnmente texturas oolíticas sugiriendo depositación en aguas someras, pero en otros casos la hematita es granular sin estructura. El chert varia desde material criptocristalino de grano fino a granos de cuarzo entrecrecidos (producto de recristalización de sílice amorfa). En las subfacies menos comunes de magnetita, se presentan capas de magnetita alternando con capas de silicatos o carbonatos de Fe y capas silíceas. Las facies de óxidos tienen entre 30-35% Fe y esas rocas son explotables con concentración magnética o gravitacional de los minerales de hierro. Facies de carbonatos: Estas consisten en la alternancia de chert y siderita (carbonato de Fe) en proporciones iguales. Puede gradar a través de rocas con magnetita siderita cuarzo a las facies de óxidos y por la adición de pirita a facies de sulfuros. La siderita parece haberse acumulado como barro fino debajo del nivel de la acción de oleaje y no presenta texturas oolíticas o granulares. Facies de silicatos: Los silicatos de hierro generalmente se asocian con magnetita, siderita y chert, los cuales forman capas alternadas. Las facies de carbonatos y silicatos de los BIF típicamente tienen 25-30% Fe, lo cual es bajo para ser de interés económico y presenta problemas en su beneficio. Facies de sulfuros: Estas consisten en arcillolitas carbonosas con pirita caracterizadas por estar finamente laminadas con contenido de materia orgánica y carbón de hasta 7-8%. El sulfuro principal es pirita muy fina. Existen dos tipos principales de formaciones de hierro bandeado (BIF) BIF Tipo Algoma: Este tipo es característico de fajas de rocas verdes del Arcaico (esquistos verdes) y en menor medida del Proterozoico. Muestran una asociación volcánica con grauvacas que sugiere un ambiente de cuenca extensional (rift). Presentan las facies de óxido, carbonato y sulfuros; los silicatos de Fe se presentan en las facies de carbonatos. Su potencia es desde pocos centímetros a cientos de metros y es raro que sean continuas más allá de unos pocos kilómetros de corrida. La asociación con volcanitas ha hecho que se favorezca un origen volcanogénico exhalativo para este tipo de formaciones de hierro bandeado. BIF Tipo Superior: Estas son rocas finamente bandeadas en su mayor parte correspondientes a las facies de óxidos, carbonatos y silicatos. Usualmente están libres de material clástico. Una característica prominente de estos BIF es un bandeamiento rítmico de capas ricas en Fe y capas silíceas pobres en Fe, las cuales normalmente varían en espesor desde un centímetro a un metro aproximadamente. Este bandeamiento es distintivo y permite la correlación de BIF por distancias considerables (Ej. en Australia occidental el Hamersley Brockman BIF puede correlacionarse sobre km 2 ). 297

299 Depósitos sedimentarios autóctonos 4 Los BIF tipo Superior están asociados a cuarcitas, y lutitas carbonosas, así como con secuencias de conglomerados, dolomitas, chert masivo y arcillolitas. Las rocas volcánicas no siempre están asociadas con este tipo de BIF, pero frecuentemente pueden estar presentes en la columna estratigráfica. Los BIF tipo Superior pueden extenderse lateralmente por cientos de kilómetros y variar su espesor desde decenas de metros a centenas de metros. Las secuencias en las que se presentan estos BIF se presentan en general discordantes sobre un basamento con alto grado metamórfico y los BIF, por lo general, están presentes en la porción inferior de la secuencia. Las estructuras sedimentarias de los BIF tipo Superior indican que ellos se formaron en aguas someras en plataformas continentales, en cuencas evaporíticas cerradas por barras, zonas costeras planas o en cuencas intracratónicas. En Chile existen depósitos de hierro bandeado en la Cordillera de la Costa a 150 km al sur de Concepción en las inmediaciones del lago Lleu-Lleu (depósitos de Relún o Lleu-Lleu), los que forman parte de una serie de esquistos micáceos. Los afloramientos conocidos se distribuyen en un área de 20 km de longitud en sentido NE y 10 km de ancho y el nivel ferrífero tiene 20 m de espesor, está intercalado con esquistos micáceos y constituido por varias capas, algunas más ricas en sílice y otras en hierro. Estos depósitos se han considerado afines a los BIF (Ruiz et al., 1965) y el mineral que los forma tiene laminación y está constituido casi exclusivamente por cuarzo granular y magnetita fina, con una martitización poco importante, correspondiendo a facies de óxidos. Los niveles con óxido de Fe contienen entre 23 y 41% Fe y 32 a 57% SiO2, y no existen cuerpos con enriquecimiento hematíticos de alta ley. Cabe señalar que los esquistos que contienen la mineralización de hierro de Lleu-Lleu presentan edades radiométricas correspondientes al Carbonífero, las que corresponderían a la edad del metamorfismo. La edad del protolito es incierta y plantea interrogantes respecto a la filiación de los depósitos de Fe bandeado y/o la interpretación de los datos geocronológicos. Aparte de los depósitos de Relún se conoce la existencia de rocas ferríferas similares en Nueva Imperial (60 km al W de Temuco y 60 km al sur de Relún), pero ninguno de estos depósitos ha sido explotado en Chile. DEPOSITOS DE HIERRO OOLITICO Los depósitos sedimentarios de hierro fanerozoicos (del Cámbrico en adelante) no son bandeados, sino que corresponden a niveles masivos de rocas oolíticas 1 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. 298

300 Depósitos sedimentarios autóctonos 5 oolítica con hematita chamosita siderita y los Tipo Minette, más comunes sobre todo en Europa y que están formados por rocas oolíticas con limonita, siderita y chamosita. Tipo Clinton: Uno de los depósitos más grandes de mena de Fe oolítica se encuentra en la Formación Clinton, la cual aflora esporádicamente en el estado de Nueva York hasta Alabama en el sur donde los niveles ferríferos alcanzan su mayor espesor del orden de 6 m; esta es una secuencia de edad Silúrica constituida por arenisca impregnada en hierro, pizarra y hematita oolítica finamente estratificadas. Localmente las capas son calcáreas y gradan a calizas impuras; tienen abundantes fósiles y estructuras sedimentarias tales como estratificación cruzada, grietas de barro, trazas de animales, y oolitas indicativos de un ambiente marino somero. El hierro fue llevado a cuencas sedimentarias poco profundas y lentamente oxidado y precipitado al mismo tiempo que se acumulaban otros sedimentos. Experimentalmente se ha demostrado que el agua aireada de ríos con ph 7 o más bajo son capaces de llevar importantes cantidades de Fe ferroso en solución (Fe 2+ ), 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. 299

301 Depósitos sedimentarios autóctonos 6 Existen depósitos de hierro oolítico del tipo Minnette en el NW de Argentina y SW de Bolivia en rocas sedimentarias marinas someras del Silúrico Inferior; minas 9 de Octubre y Puesto Viejo con 826 Mt de mena ferrífera. A diferencia de las Formaciones de Hierro Bandeado (BIF), los depósitos oolíticos tipo Clinton o Minnette no muestran separación de facies de óxidos, carbonatos y silicatos, sino que los minerales están íntimamente mezclados, frecuentemente en una misma oolita. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS DE MANGANESO La depositación de manganeso se produce en sedimentos marinos poco profundos ( 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 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 (Mn 2+ Mn 3+ 6SiO 12 ) y psilomelano ((K,H2O)2Mn 5 O 10 ) 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 (MnO 2 ) y rodonita ((Mn 2+,Fe 2+,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. 300

302 Depósitos sedimentarios autóctonos 7 El manganeso tiene amplias aplicaciones industriales en: alimentos, fertilizantes, fungicidas, fundentes, fragancias, sabores, fundiciones, ferritas, tubos fluorescentes, químicos, lixiviación y aleaciones con hierro (acero con manganeso). Es un oxidante, desoxidante, colorante, blanquedor, insecticida, bactericida, alguicida, lubricante, nutriente, catalizador, secador, secuestrador, etc. Para cada uso particular el mangnaneso debe ser de un tipo particular y algunos proveedores se han especializado en proveer menas especiales. Un uso importante del Mn es en las pilas comunes de Zn-carbón, en las cuales el relleno es de óxido de Mn, el cual actua como oxidante o despolarizador; para este uso se requiere >80% MnO2, <0,005% metales y nada de nitratos. La geoquímica del Mn es similar a la del Fe y los dos elementos deberían moverse y precipitar juntos en el ambiento exógeno. Esto efectivamente ocurre en algunos de los depósitos precámbricos. Por ejemplo en el distrito Cuyuna en el sector del Lago Superior (USA) el Mn alcanza hasta 20% de las menas de hierro bandeado. Sin embargo, en otras áreas existe una separación completa del Fe y Mn existiendo menas sedimentarias de Fe sin Mn y menas de Mn solo con trazas de Fe. Esto ha sido un rompecabezas para los geólogos, pero aparentemente la separación de los metales parece depender del ph de las aguas. Aguas ácidas (bajo ph) retienen el Mn disuelto más tiempo que al Fe y las alcalinas (alto ph) o menos ácidas precipitan los óxidos de Fe y Mn juntos. La solubilidad del Fe y Mn es función de su estado de oxidación; en estado reducido ambos son muy solubles, pero cada uno forma óxido muy insoluble. Los compuestos de Fe en la naturaleza son menos solubles que los de Mn y el ion ferroso es oxidado más fácilmente que el ion manganoso. Por consiguiente, el Fe va a precipitar primero que el Mn y en ambiente exógeno el Mn se dispersará más rápido que el Fe en procesos de meteorización o de alteración. La oxidación y solubilidad diferencial del Mn y Fe parece ser la explicación más lógica, pero el problema de la separación de sedimentos de Fe y de Mn no ha sido resuelto. En la formación de depósitos sedimentarios la anoxia en cuencas sedimentarias jugaría un rol fundamental. Los depósitos mayores de Mn se formarían en los bordes de cuencas intracratónicas marinas someras en las que las aguas estancadas carecen de oxígeno. La ausencia de oxígeno conduciría al aumento de Mn disuelto en las aguas más profundas de la cuenca (en estado reducido; ion manganoso) en cuyo fondo se depositan lutitas negras y siguiendo una transgresión marina precipitaría el Mn en la zona poco profunda y oxidante de la plataforma marina. Consecuentemente los depósitos de Mn sedimentarios se consideran una facies lateral de lutitas negras formadas en cuencas anóxicas. Cabe destacar, que en el caso de la cuenca del manganeso de la IV Región de Chile los niveles con manganeso corresponden justamente a secuencias transgresivas. El origen del Mn disuelto en las cuencas es menos claro: podría ser lixiviado de las rocas por los procesos de meteorización (descomposición de minerales ferromagnesianos), transportado por corrientes de aguas a cuencas cerradas y protegidas próximas y precipitado por oxidación en las porciones costeras de la cuenca. Sin embargo, el Mn también puede haberse originado en emanaciones volcánicas subacuáticas, ya sea de materiales piroclásticos que se descomponen en los fondos marinos o por actividad 301

303 Depósitos sedimentarios autóctonos 8 hidrotermal relacionada al volcanismo submarino. Sea cual fuere el origen del Mn este se disolverá en el ambiente reductor de cuencas anóxicas y se depositará en condiciones oxidantes costeras, particularmente durante una ingresión. Los minerales más comunes en los depósitos son pirolusita (MnO2) y psilomelano ((K,H2O)2Mn5O10); los carbonatos se presentan hacia el inetrior de las cuencas y son manganocalcita (calcita con Ca y Mn) y rodocrosita (MnCO3). NODULOS DE MANGANESO Estas son concentraciones modernas que se presentan en los fondos pelágicos de los océanos Pacífico, Atlántico e Indico. Son concreciones que contienen Fe, Mn, Cu, Co, Ni, etc. que se encuentran dispersas en las llanuras oceánicas, dorsales meso-oceánicas actívas e inactivas, en el borde continental y pisos oceánicos profundos entre 2000 y 6000 m de profundidad. Los nódulos de manganeso están presentes principalmente en aquellas áreas donde se depositan arcillas pelágicas (razón de depositación 7 m/ma). Raramente se encuentran en la plataforma continental, en capas de turbiditas abisales o en depósitos biogénicos calcáreos o silíceos de áreas ecuatoriales y altas latitudes. Muchas de las arcillas pelágicas son rojas, de grano muy fino y altamente oxidadas; en algunas áreas están acompañados por sedimentos de radiolarios y diatomeas (caparazones silíceas de micoorganismos planctónicos); el contenido de carbón es de <1%. En el oceano Pacífico los nódulos están asociados a sedimentos clásticos terrígenos y rocas volcánicas, concentrandose los nodulos en los niveles de arcillas rojas y limos de radiolários. La superficie de distribución de los nódulos en los fondos marinos actuales es de millones de km 2, pero es irregular en el plano horizontal y existen áreas estériles. Los depósitos se presentan como capas en el piso marino con un espesor medio de 5 m. Los nódulos en sí son concreciones esferoidales, discoidales a irregulares, con anillos de crecimiento. También existen costras e impregnaciones. La mayoría de los nódulos tienen pocos cm de diámetro, alcanzando a 30 cm en áreas donde la velocidad de sedimentación es mínima. En áreas de sedimentación arcillosa los nódulos son más pequeños variando desde milimétricos a centimétricos. En peso van desde escasos gramos a centenares de kg; se ha encontrado uno de 850 kg. Tienen aspecto terroso y algo friable, de color rojizo, marrón o negro; densidad 2-3 y alta porosidad. Su textura superficial varía de liso, arenoso, botroidal e irregular. Internamente crecen en capas concéntricas en torno a un núcleo que puede ser un fragmento volcánico, nódulos antiguos, partículas orgánicas o detríticas y aun dientes de tiburón. La velocidad de crecimiento de los nódulos de Mn es de pocos mm/ma; se han encontrado nódulos de 20 cm de diámetro formados en 10 Ma. Se considera que el nódulo puede permanecer en el fondo oceánico 5 millones de años en promedio antes de ser enterrado. 302

304 Depósitos sedimentarios autóctonos 9 La composición de los nódulos de manganeso es: Rango 8-40 % Mn Promedio 20 % Mn 2,5-26,5 % Fe 16 % Fe 0,02-2,5 % Co 0,33 % Co 0,2-2,0 % Ni 0,6 % Ni 0,03-1,6 % Cu 0,35 % Cu 0,02-0,35 % Pb 0,03-0,04 % Zn 0,0003 % Ag Su mineralogía incluye: Vernadita MnO2 x nh2o; incorpora Co y Ni Psilomelano nmno x MnO2 x nh2o Todorokita (Ca, Na, K. Ba, Mn2+)2 Mn5O12 x nh2o Birmessita (Ca, Na) (Mn2+, Mn4+)7 O14 x 3H2O; incluye Ni, Cu, Zn Hidróxidos férricos. Es un hecho concreto que estas concreciones metalíferas se forman en las porciones de los océanos donde la sedimentación es mínima, pero la fuente de los metales que precipitan es materia de controversia, se han planteado las siguientes alternativas: 1. Intemperismo continental, transporte por los ríos al mar. 2. Lixiviación de la corteza oceánica recién formada en las dorsales meso oceánicas por los sistemas hidrotermales marinos, sobre todo de rocas máficas. 3. Diagénesis anóxica de los sedimentos hemipelágicos permitiendo liberar el Fe, Mn, etc. de los fondos oceánicos entre m donde los valores de oxígeno son muy bajos transportandolos a delgadas capas oxidadas superficiales. 4. Diagénesis óxica de sedimentos pelágicos enriqueciendose en metales trazas dentro de los sedimentos oxidados. 5. Extracción biológica de animales muertos en el océano. 6. De las aguas oceánicas. 7. De sistemas hidrotermales volcánicos relacionados a las dorsales meso-oceánicas. Para el transporte de los metales se ha planteado: 1. Transporte vertical por partículas como masas fecales, plancton o arcillas que atraviesan en agua marina en forma suspendida. 2. Difusión de metales disueltos en sedimentos casi superficiales del piso marino, donde las reacciones diagenéticas anóxicas y óxicas incrementan el contenido de metal. La depositación de coloides y suspensiones de Fe y Mn en el fondo del mar ocurre por: 1. Precipitación química de metales del agua marina, especialmente cerca del fondo marino donde se presenta el contenido máximo de estos elementos. 2. Por actividad bacteriana en los sedimentos marinos superficiales del piso oceánico y nódulos. 303

305 Depósitos sedimentarios autóctonos Por actividad de microfauna epibentonica en los nódulos, especialmente foraminíferos que contribuyen al crecimiento nodular. 4. Depositación preferencial de metales disueltos en el agua en minerales de Fe-Mn como todorokita. Los recursos en los océanos alcanzan a 2,5 x ton métricas; estos recursos doblan las reservas mundiales actuales de Fe y Mn. Los recursos de Ni alcanzan a millones de toneladas, los de Co y Cu a millones de toneladas métricas con 1,7 % Co y 1,4 % Cu. Frecuentemente se ha especulado que el beneficio de los nódulos de manganeso de los fondos oceánicos podría reemplazar en el futuro la minería de cobre en roca dura en áreas continentales; sin embargo hasta la actualidad no existe una tecnología que permita recuperarlos en forma económica de las profundidades oceánicas y la remoción de las arcillas pelágicas que los contienen enturbiaría los océanos y afectaría el medio ambiente marino. YACIMIENTOS DE METALES BASE EN ROCAS SEDIMENTARIAS Si existen iones metálicos en aguas y condiciones redox para la precipitación, existe la posibilidad de formar un depósito mineral sedimentario. Esta condiciones pueden darse en cuencas sedimentarias donde restos de materia orgánica en descomposición o la acción bacteriana genera un medio reductor excepcional y donde la depositación clástica es prácticamente nula. Si bien, el mecanismo de precipitación de metales tiene una base química inobjetable en un medio sedimentario reductor, se plantea el problema de la fuente de los metales, ya que el agua de mar no los contiene en cantidad suficiente. El Küpferschiefer del Norte de Europa es probablemente la pizarra o lutita rica en cobre (pizarra calcárea bituminosa) más conocida. Esta yace cerca de la base de la Formación Zechstain del Pérmico Medio. El Küpferschiefer tiene solo 60 cm de potencia media, pero se extiende desde el norte de Inglaterra hacia el este a través de Holanda, Alemania y hasta Polonia en un área de 600.ooo km 2, que parece corresponder a un largo brazo de mar somero del Pérmico de Europa. No toda el área posee leyes económicas, solo 1% del área posee leyes >0,3% Cu y 5% de ella tiene >0,3% Zn. Se trata de una secuencia transgresiva que incluye un conglomerado basal (debajo del nivel cuprífero) y está cubierto por calizas del Zechstein. La secuencia tiene una base de capas rojas del Pérmico Inferior (conglomerados y areniscas rojas; Rotliegendes), seguido de la pizarra del Küpferschiefer y de las calizas del Zechstein del Pérmico Medio a Superior. El ambiente de sedimentación del Küpferschiefer correspondería a planicies costeras dentro del nivel de mareas o levemente encima de ellas y en condiciones de clima árido a semi-árido (sabkha); este ambiente se desarrolló a medida que el mar Pérmico transgredió las arenas del desierto. La mineralización se presenta en el nivel Küpferschiefer, pero se extiende dentro de las calizas superiores y las areniscas rojas del Rotliegendes infrayacentes. El cobre y otros 304

306 Depósitos sedimentarios autóctonos 11 metales están diseminados en la matriz de las rocas como sulfuros de grano fino e incluyen principalmente: bornita, calcosina, calcopirita, galena y esfalerita. Estos minerales comúnmente reemplazan cemento de calcita pre-existente, fragmentos líticos y granos de cuarzo, así como a otros sulfuros. En el distrito de Lubin existen venillas de yeso, calcita y metales base, las cuales incrementan las leyes significativamente y se han interpretado como fracturamiento hidráulico. Además, existe una zona de enrojecida conocida como facies Rote Faüle, la que tendría un origen diagenético superimpuesto post-sedimentario y transgrede los contactos litológicos y el cobre se presenta inmediatamente encima de esta facies roja y la mineralización de Pb-Zn se presenta encima de la del cobre; esto significa que en la formación de los depósitos ha jugado un rol la diagénesis de los sedimentos Pérmicos y, de hecho, la delineación de la facies roja se ha utilizado para localizar nuevos cuerpos mineralizados. Las zonas de facies de Rote Faüle son coincidentes con altos subyacentes del basamento y la zonación mineral mantea hacia fuera de esos altos hacia los centros de las cuencas. Esto ha hecho que muchos autores asignen un origen diagenético a la mineralización de lküpferschiefer, mismos que han destacado las texturas de reemplazo de las menas. Por otro lado los singenetistas se afirman en las evidencias de terreno y, sobre todo, en la enorme extensión de los yacimientos estratiformes que se explica mejor por la sedimentación. Sin embargo, las enormes cantidades de metales base y azufre contenidos por los estratos plantean interrogantes puesto que estos no son productos sedimentarios comunes. El Küpferschiefer se ha explotado en Mansfield, Alemania por aproximadamente 1000 años, pero los depósitos más relevantes se encuentran en Polonia donde el K pferschiefer presenta de 0,4 a 5,5 m de potencia y su contenido de 1,5% Cu. Los depósitos polacos se distribuyen en un área de 30 x 60 km y se encuentran de 600 a 1500 m de profundidad, con reservas de 3000 Mt con 1% Cu, lo que hace que Polonia sea el mayor productor de cobre de Europa. Muchos autores, sobre todo europeos, han sugerido un origen sedimentario singenético para los sulfuros metálicos del Küpferschiefer, otros autores prefieren un origen exhalativo sedimentario similar a los SEDEX, donde el aporte metálico provendría de fuentes termales derivadas del volcanismo submarino o gradientes térmicas anómalas. Las texturas de reemplazo y la existencia de zonas rojas de probable origen diagenético a las que se relacionan los cuerpos de mayor ley de cobre indican que hubo movilización de metales durante los procesos de litificación de la secuencia sedimentaria Pérmica, pero esto no necesariamente descarta que los metales fueran precipitados químicamente en un mar somero, puesto que la diagénesis puede haber removilizado metales previamente sedimentados. Sin embargo, el gran volumen de metales contenidos en el Küpferschiefer plantea ciertamente interrogantes respecto a su fuente. 305

307 VMS 1 SULFUROS MASIVOS VOLCANOGENICOS (VMS) Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de "volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros presentes en unidades volcánicas o en interfases volcánico-sedimentarias depositadas originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina está presente en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag; siendo típicamente depósitos polimetálicos. Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos. Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe una asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes económicas. Fig. 1. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos. 306

308 VMS 2 Fig. 2. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita - pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas (cuarzo, sericita, siderita, cloritoide) con stockwork de sulfuros. El orígen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino (Fig. 1) y se trata de depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos se ha incrementado significativamente desde el descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como "black smokers" debido al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica. El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por: 307

309 VMS 3 1. Precipitación en el fondo marino 2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes 3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos Fig. 3 Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo. La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y el 80% de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas métricas). De estos la mitad contiene <1 Mt de mineral. Sin embargo, estos depósitos pueden ser grandes o muy ricos (de alta ley) o ambos y su explotación puede ser muy rentable, sobre todo cuando se explotan distritos en que existen numerosos cuerpos mineralizados formando grupos compactos. Depósitos importantes de sulfuros masivos ocurren en Canadá, Tasmania, España, Portugal y Japón. En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han sido descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos verdes paleozoicos en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la Cordillera de la Costa de Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos cupríferos en esquistos y metabasaltos de la región costera de la XII Región (depósitos La Serena y Cutter Cove; Vivallo, 2000). La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con cantidades variables de calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden estar presentes cantidades menores de arsenopirita, magnetita y tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del 308

310 VMS 4 contenido de magnetita estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta carbonato, clorita y sericita. La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La galena y esfalerita se ubican en la mitad superior de los depósitos, mientras que la calcopirita se concentra en la porción inferior y grada hacia abajo a un stockwork de venillas (Fig.2). Fig. 4. Esquema indicando la ubicación de las fuentes termales submarinas que depositan depósitos de sulfuros en los fondos oceánicos. Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser de bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente reflejando la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización por la circulación subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye el bandeamiento coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar en minerales bandeados en la sección superior rica en Zn de los depósitos, mientras que la parte rica en calcopirita raramente está bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos, marcas de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la brechización hidrotermal en la porción inferior de los depósitos originando brechas mineralizadas, asimismo los deslizamientos subacuáticos pueden originar menas brechosas. 309

311 VMS 5 La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 5). La alteración tiene una forma general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la mena masiva. Fig. 5. Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociado a depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a los sistemas más grandes. Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división geoquímica en hierro, hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin cobre, nunca se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino que siempre acompañados de sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si bien en términos generales existen esos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber: Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar Mediterráneo. Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno, grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico. 310

312 VMS 6 Tipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con formación de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se encuentran en Japón formados en una cuenca marginal. Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de <1 km de profundidad. Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en Canadá). Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en cuencas subsidentes limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco. Tipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas, areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de Argentina. Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la evolución general es la siguiente (ilustrada en la Fig. 6): Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades menores de calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar. Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de circulación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc. Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba. Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y reemplazo por pirita en la base del depósito. Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el stockwork subyacente. Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los depósitos son cubiertos se evita la meteoricación submarina y los depósitos pueden preservarse. Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos (Fig. 4), de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y fallas. En las últimas décadas se han reconocido varios de estos 311

313 VMS 7 depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los depósitos submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en el medioambiente marino. Fig. 6. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada en el texto). Los análisis de los fluidos que producen las acumulaciones de sulfuros masivos actuales indican temperaturas variables entre 250º-380ºC (máximo ~420ºC), aunque existen sistemas de baja temperatura (3-13ºC) en los que hay mezcla con aguas marinas en el sustrato rocoso antes de ser emitidos en el fondo oceánico. En los depósitos antiguos como por ejemplo los de Chipre, las inclusiones fluidas indican temperaturas de 300º-370ºC en los niveles inferiores y de 260º-350ºC en los niveles superiores; en los depósitos de tipo Kuroko de Japón las etapas tempranas indican 200º-300ºC y en la culminación de 250º- 350ºC. 312

314 VMS 8 Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,7-4% en peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos son de salinidad cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10% en peso). Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a presiones de >400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al ser emitido. Sin embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición de los fluidos al acercarse al fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica avanzada (Ej. Sillitoe et al., 1996). Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermales involucran principalmente la circulación de aguas marinas en celdas convectivas activadas por el calor del magmatismo de las dorsales oceánicas, aunque la composición isotópica es modificada por la interacción entre agua/roca (alteración hidrotermal) y por el aporte de fluidos magmáticos REFERENCIAS Collao, S. & Alfaro, G., Paleozoic massive sulphide orebodies of the Nahuelbuta and Queule mountains, south-central Chile: Results of geothermobarometry and sulphur isotope studies. In: Sherlock, R.L. and Logan, M.A. (editors) Volcanogenic massive sulphide deposits of Latin America. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication Nº 2, p Sillitoe, R.H., Hannington, M.D. and Thompson, J.F., High sulfidation deposits in the volcanogenic massive sulfide environment. Economic Geology, V. 91, pp Vivallo, W., Volcanic-exhalative massive sulphide deposits in Chile. In: Sherlock, R.L. and Logan, M.A. (editors) Volcanogenic massive sulphide deposits of Latin America. Geological Association of Canada, Mineral Deposits Division, Special Publication Nº 2, p BIBLIOGRAFIA Franklin, J.M., Volcanic-associated massive sulphide deposits. In: Kirkham, R.V. et al. (editors) Mineral Deposits Modeling, Geological Association of Canada, Special Paper 40, pp Rona, P.A., Hydrothermal mineralization at ocenaic ridges. Canadian Mineralogist, V. 26, p Sawkins, F.J., Integrated tectonic-genetic model for volcanic-hosted massive sulphide deposits. Geology, V. 18, p

315 Nitratos y salares 1 DEPOSITOS DE NITRATOS Chile es el único país del mundo que posee depósitos de nitratos con leyes económicas en el Desierto de Atacama (en otros desiertos del mundo existen nitratos, pero no en concentraciones económicas). La explotación de los nitratos es una de las actividades mineras más antiguas del país y la exportación de nitratos y yodo proveniente de ellos en 1998 representó un 4,2 % del total del valor de las exportaciones mineras chilenas (US$ ), consecuentemente representa una actividad económica relevante y por este motivo ha sido incluida en este curso de metalogénesis. 314