Universidad Católica del Norte Facultad de Ingeniería y Cs. Geológicas Departamento de Ciencias Geológicas
APUNTE DEL CURSO
DEPOSITOS MINERALES
Shoji KOJIMA (2016)
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INDICE 1.- GENERALIDADES .......................................................................................................... 1 1.1.-Conceptos fundamentales ............................................................................................ 1 1.2.- Concentración de elementos metálicos en la historia geológica: ............................... 2 1.3.- Recursos minerales y la economía mundial y nacional: ............................................ 2 1.4.- Terminología minera y minerales importantes: ......................................................... 4 2.- PROCESOS DE DEPOSITACION MINERAL ............................................................. 10 2.1.- Origen de fluidos mineralizadores: .......................................................................... 10 2.2.- Transporte de metales y precipitación de minerales: ............................................... 15 3.- TIPOS PRINCIPALES DE YACIMIENTOS MINERALES ......................................... 16 3.1.- Yacimientos ortomagmáticos ................................................................................... 16 3.1.1.- El distrito Sudbury: ........................................................................................... 17 3.1.2.- El tipo Kambalda: .............................................................................................. 22 3.1.3.- El Complejo Bushveld: ..................................................................................... 22 3.1.4.- Los yacimientos ferríferos: ................................................................................ 23 3.2.- Yacimientos pegmatíticos y neumatolíticos ............................................................. 26 3.3.- Yacimientos tipo skarn ............................................................................................. 28 3.3.1.- Skarn:................................................................................................................. 28 3.3.2.- Yacimientos generales: ..................................................................................... 32 3.3.3.- Yacimientos chilenos: ....................................................................................... 33 3.3.4.- Yacimientos de Oxido de Fe-Cobre-Oro (Tipo IOCG): ................................... 34 3.4.- Pórfidos cupríferos ................................................................................................... 37 3.4.1.- El tipo pórfido: .................................................................................................. 37 3.4.2.- Pórfidos cupríferos: ........................................................................................... 38 3.4.3.- Yacimientos chilenos: ....................................................................................... 45 3.4.4.- Pórfidos del molibdeno: .................................................................................... 56 3.4.5.- Pórfido estañífero: ............................................................................................. 56 3.5.- Yacimientos hidrotermales subaéreos ...................................................................... 62 3.5.1.- Tipos varios de depósitos auríferos: .................................................................. 68 3.6.- Yacimientos volcanogénicos submarinos ................................................................ 85 3.6.1.- Tipo Chipre (Cretácico): ................................................................................... 85 3.6.2.- Tipo Besshi (Pérmico – Cretácico): .................................................................. 85 3.6.3.- Tipo manto (Jurásico - Cretácico Inferior): ....................................................... 88 3.6.4.- Tipo Noranda:.................................................................................................... 94 3.6.5.- Tipo Kuroko (mayormente Fanerozoico): ......................................................... 97 3.7.- Yacimientos alojados en sedimentos ...................................................................... 105 3.7.1.- Tipo Mississippi-Valley: ................................................................................. 105 3.7.2.- Yacimientos alojados en arenisca/lutita: ......................................................... 107 3.7.3.- Yacimientos alojados en conglomerado, BIF, Yacimientos uraníferos: ......... 110 3.8.- Yacimientos residuales .......................................................................................... 126 3.9.- Yacimientos placeres .............................................................................................. 128 4. CONCLUSIONES ......................................................................................................... 130 5.- REFERENCIAS ............................................................................................................ 131 ANEXỌ̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣ 140 ̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣̣ 0
1.- GENERALIDADES 1.1.-Conceptos fundamentales Introducción: ¿Que son “depósitos minerales (yacimientos)”? Históricamente hay varias respuestas para esta pregunta. Por lo general, se definen como “los cuerpos geológicos, donde algunos minerales (o elementos) están anómalamente concentrados”, y se distinguen de las rocas. El aspecto económico, si es productivo económicamente no es un factor esencial en la definición del depósito mineral. El depósito mineral que produce metales se llama “la mina”. Primero, consideramos la diferencia química entre depósitos minerales y rocas. La composición química media de la corteza terrestre se presenta por la abundancia cortical, como la siguiente (2007): Elemento
% en peso
1. Si 2. Al 3. Fe 4. Ca 5. Na 6. K 7. Mg 8. Ti 9. P
27,69 8,07 5,05 3,65 2,75 2,58 2,08 0,62 0,13
Por otro lado, los elementos menores como elementos metálicos están concentrados en los depósitos minerales. Vamos a comparar las concentraciones de los elementos metálicos principales en depósitos minerales y las de rocas. Elemento
Zn Cu Pb Au
Concentración en rocas (ppm) 70 60 14 0,004
Concentración en yacimientos
Factores de enriquecimiento
1 % (10.000 ppm) 1 % (10.000 ppm) 2 % (20.000 ppm) 10 g/ton. (10 ppm)
x 143 x 167 x 1430 x 2500
Como se muestran arriba, todos los elementos metálicos se concentran más que 100 veces, y en especial, el oro (Au) exhibe alta concentración más que 1.000 veces en los depósitos metálicos. Los números se llaman “el factor de enriquecimiento (geoquímico)”. Se usan frecuentemente las palabras “depósitos metalíferos” y “depósitos no metálicos”. Por ejemplo, Na, K, Mg y Ca son los elementos metálicos químicamente. Sin embargo, los yacimientos que producen estos elementos no se tratan como los depósitos metalíferos, 1
porque estos elementos no se refinan como los metales puros. Entonces, los depósitos se denominan también “depósitos industriales”. En el curso, se tratan solamente los depósitos metalíferos. En depósitos metalíferos, la parte productiva con alta ley de algún elemento metálico y la parte no productiva se llaman “mena” y “ganga”, respectivamente.
1.2.- Concentración de elementos metálicos en la historia geológica: Fig. 1-1 ilustra esquemáticamente la distribución temporal de las menas metálicas en la historia geológica. En la figura, el eje horizontal muestra la edad absoluta (en Ga) y el eje vertical representa la producción relativa de los metales principales. Se observa claramente las características distintas en la distribución de cada metal. Por ejemplo, Au tiene una distribución bimodal (Arqueano, Fanerozóico), y Ni y U tiene distribuciones trimodales (Arqueano, Proterozóico, Fanerozóico). En contraste, Fe se concentra en el tiempo desde el Arqueano Superior hasta el Proterozóico Inferior. Se muestra que las producciones de Cu y Pb aumentan con el tiempo, y además la mayor distribución de Sn (tambien W y Mo) se observa solamente en Fanerozóico. Sin lugar a dudas, estas características fueron relacionadas directamente a los ambientes geológicos y tectónicos y su evolución. Sin embargo, es muy difícil responder claramente por qué estas características se reconocen mundialmente. Vamos a considerarlas poco a poco perfilando los tipos representativos de depósitos metalíferos.
1.3.- Recursos minerales y la economía mundial y nacional: Primero, consideramos el marco económico mundial de los recursos metálicos. Generalmente un país que tiene fuerza económica, como EE.UU. toma iniciativa del blanco estratégico para recursos minerales. A comienzos de la década de los años 70, el blanco fue “pórfidos cupríferos”. Después, el blanco se cambió en recursos uraníferos, porque la primera crisis petrolera ocurrió en el año 1973. Es decir, los países desarrollados tuvieron que buscar otros recursos energéticos in vez del petróleo. Los recursos uraníferos permiten dar energía atómica. Sin embargo, la crisis petrolera terminó en el año 1979, y los accidentes graves de la pila atómica ocurrieron continuamente en EE.UU. (Three Mile Island) y Ucrania (Chernovtsi). Por eso, el auge de recursos uraníferos terminó, después comenzó el auge del oro (Au) debido a que el Au da una ganancia segura. Desde los 1980s, el estudio sobre yacimientos auríferos se ha desarrollado mucho, además otros metales raros como Pt están tratándose como los blancos nuevos con el desarrollo de tecnología moderna. En el caso de Chile, el primer blanco ha sido siempre el cobre (Cu), pero por supuesto Au tiene una posición importante de acuerdo a la situación económica mundial. Entonces, hay que sintetizar la circunstancia económica sobre recursos cuprífero y aurífero en Chile. Tabla 1-1 muestra los recientes datos referente a las producciones anuales de Cu en los países principales, indicando que Chile ocupa el primer lugar con aumentos estables de la producción. En el año 2014, la producción total fue casi 5.746 x 106 ton., que alcanza ~ 31,2 % en la producción mundial. Tabla 1-2 compara las exportaciones e importaciones de Cu anuales, representando que casi todo Cu producido (> 96 %) se exporta a otros países. En contraste, el primer país que importa Cu era Japón, que se considera como el primer cliente 2
para Chile. Miramos los depósitos cupríferos mundiales, específicamente. Tablas 1-3 y 1-4 resumen los depósitos cupríferos mayores en su reserva y su producción del año 2014, respectivamente. Estas tablas indican claramente que el tipo pórfido ocupa una posición principal en la producción de Cu, y que los depósitos chilenos son los más importantes entre ellos. Sin embargo, las empresas extranjeras tienen las propiedades minerales en alguna
Fig. 1-1. Temporal distribution and relative abundance of principal metal ores through geologic time (after Meyer, 1985; Barley and Groves, 1992; Isley, 1995; Goldfarb et al., 2001, Frimmel, 2008).
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Table 1-2. Reciente producción anual de cobre en el mundo (x 1000 ton.)
minería. A saber, es comprobable que los países económicamente desarrollados van ayudando a explotar yacimientos chilenos. Además del Cu, la producción del Au va aumentando también en Chile, con los descubrimientos de los depósitos nuevos (ver Fig. 1-2), y Chile está en una posición significativa en la producción del Au. Por añadidura, Chile es uno de los países más importantes que producen los metales raros como los siguientes (USGS, 2014):
Elements Ag Au B I K Li Mo Re
Production (t) in 2014 1,200 ( 4.6 %) 50 ( 1.6 %) 580 (15.6 %) 21,000 (66.5 %) 1,100 ( 3.1 %) 12,900 (35.2 %) 39,000 (14.7 %) 26,000 (53.3 %)
World ranking 7 14 2 1 7 2 3 1
Mo y Re son subproductos del pórfido cuprífero, y Li se produce en mayormente en el Salar de Atacama.
1.4.- Terminología minera y minerales importantes: Aquí, se entrega la terminología minera fundamental y lenguaje científico en ocurrencia de depósitos metalíferos. Se observan muchas ocurrencias y formas del cuerpo mineralizado, pero ellas se podrían clasificar en los siguientes cuatro tipos: estratiforme (masivo), bandeada, vetiforme y diseminación (diseminado) o stockwork. Por lo general, los cuerpos masivos muestran altas leyes de elementos metálicos, y los cuerpos diseminados, como la zona primaria del pórfido cuprífero, representan relativamente bajas leyes. No obstante, el área mineralizada del tipo pórfido es amplia en el caso de los depósitos chilenos principales. Entonces, podemos ver que todos los tipos de las formas son económicamente importantes. 4
En el caso del tipo vetiforme, hay varias morfologías, como se ilustran en Fig. 1-3. Para explotación de una mina, las siguientes dos modalidades se adoptan de acuerdo a su
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Table 1-3
Major huge copper deposits in the world Copper reserves
Mine
(Country)
1. * Escondida 2. * Oyu Tolgoi 3. * Grasberg 4. * Chuquicamata 5. * Collahuasi 6. * El Teniente 7. * Los Pelambres 8. Olympic Dam 9. Salobo 10. * Cananea
(x 106 ton)
(Chile) (Mongolia) (Indonesia) (Chile) (Chile) (Chile) (Chile) (Australia) (Brazil) (Mexico)
Grade (%)
39.0 36.8 30.2 26.7 26.1 23.3 20.79 20.77 19.8 19.0
0.67 0.93 1.71 0.76 0.91 1.02 0.63 1.34 1.1 0.42
* Porphyry copper deposits Table 1-4. Major copper mines in terms of production in thousand metric tonnes
(data from ICGS and COCHILCO, 2014) ---------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------Mine Country Capacity (x103t) Principal owner(s) ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------1. Escondida* Chile 1165.4 BHP Billiton (57,5), RTZ (30), JECO (12.5) 2. Grasberg *
Indonesia
790.0
P.T. Freeport Indonesia, Río Tinto
3. Collahuasi*
Chile
470.4
Anglo American (44), Xstrata (44), Mitsui-Nippon (12)
4. El Teniente*
Chile
417.2
CODELCO (100)
5. Taimyr Pwninsula
Russia
430.0
Norilsk Nickel (100)
6. Los Pelambres*
Chile
404.6
Antofagasta (60), Nippon (25), Mitsubishi Materials (15)
7. Chuquicamata*
Chile
340.4
CODELCO (100)
8. Antamina
Peru
331.9
BHP Billiton (33.75), Xstrata (33.75), Teck (22.5), Mitsubishi (10)
9. Radomiro Tomic*
Chile
327.3
CODELCO (100)
10. Morenci* USA 313.0 Freeport McMoRan (85), Sumitomo (15) ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------* porphyry copper deposits. Values in parentheses stand for percentage.
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circunstancia geomorfológica o geológica: rajo abierto (explotación a cielo abierto) y explotación subterránea. En general, la modalidad del rajo se usa en los pórfidos cupríferos chilenos, porque el cuerpo mineralizado del tipo pórfido se distribuye en rocas con relativamente pocas profundidades. Sin embargo, la modalidad de la explotación subterránea se utiliza también en algunos yacimientos del tipo pórfido (ej., El Teniente). Para depósitos chilenos, la condición climática es también importante al determinar el tipo de explotación. Normalmente, la modalidad del rajo no se puede adoptar en distritos no áridos. Los trabajos subterráneos se hacen por el pique principal (una abertura vertical o inclinada que da acceso y sirve a los varios niveles de una mina) y el nivel o el socavón (una de las áreas horizontales de trabajo en una mina). Un cuerpo de roca que sirve como un huésped para depósitos minerales se llama “la roca huésped (roca de caja, roca encajante)”. A veces, se observa que la roca inferior y la roca superior al cuerpo mineralizado son distintas, especialmente en algunos depósitos estratiformes. La roca inferior y la roca superior se llaman “piso” y “techo”, respectivamente. En el caso del depósito estratiforme, hay un concepto genéticamente importante. Si la relación cronológica está concordantemente en el orden de pisodepósitotecho, el depósito es singenético. Se podría considerar que este tipo de depósito fue formado simultáneamente con su roca huésped. Si la relación cronológica está en el orden de piso techodepósito, el depósito es epigenético. Este tipo de depósito fue producido claramente después de la formación de su roca huésped. 7
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A continuación miramos los minerales metálicos de los elementos económicamente importantes. Según los valores económicos, los metales se clasifican en los metales preciosos (Au, Ag, Pt) y los metales bases (ej., Cu, Pb, Zn). Los minerales metálicos principales se resumen abajo.
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2.- PROCESOS DE DEPOSITACION MINERAL Considerar mecanismos genéticos de los depósitos metalíferos es esencial en “geología económica”, y la teoría sistematizada se llama “metalogénesis”. Para proponer cierta lógica metalogenética, es indispensable que se clarifiquen comprensivamente el origen de metales y fluido hidrotermal, el proceso de su transporte y el mecanismo de su precipitación (depositación). Este capítulo, entrega dos teorías contrastantes referente al origen de elementos metálicos y fluido transportadores. Por esta razón, primero hay que examinar la historia moderna de la geología económica. La geología económica, como una ciencia, comenzó en el periodo del siglo XVI. Las dos teorías fueron propuestas por dos científicos en esta época del amanecer. Por primera vez, Agricola (Georg Bauer), un científico alemán (1494-1555) publicó un libro de mineralogía y geología económica, “De Natura Fossilium” en el año 1546. En este libro, él propuso que el fluido mineralizador, es decir, la solución hidrotermal provenía del agua superficial (el agua meteórica). Al contrario, un filósofo francés, R. Descartes (1596-1650) asumió el punto de vista de que el fluido mineralizador derivaba del agua magmática. Esta oposición ha continuado durante más de 300 años, y todavía no se ha solucionado. En el siglo XVII, una oposición similar sobre el origen de las rocas graníticas hubo entre J. Hutton (1726-1797) y A.G. Werner (1749-1817). J. Hutton propone que las rocas graníticas eran de origen ígneo, mientras que A.G. Werner asumió el punto de vista de que las rocas graníticas eran de origen sedimentario. Estas ideas se llaman “plutonismo” para las de Hutton y “neptunismo” para las de Werner. Los estudios actualizados sobre metalogénesis comenzaron en el siglo XX, y los siguientes grandes geólogos jugaron una parte activa, especialmente en los trabajos sobre clasificación de depósitos metalíferos: W. Lindgren, L.C. Graton, A.M. Bateman (EE.UU.), H. Schneiderhöhn, P. Ramdohr (Alemania), P. Niggli (Suiza) y V.I. Smirnov (Rusia). Después de la Segunda Guerra Mundial, la geología económica ha avanzado mucho, con el desarrollo de maquinas analíticas modernas y la teoría de la tectónica de placas. Además, el descubrimiento de los depósitos submarinos modernos ha contribuido significativamente al estudio de los depósitos hidrotermales antiguos.
2.1.- Origen de fluidos mineralizadores: Ahora, analizaremos las dos teorías contrastantes para la mineralización primaria, específicamente. Las siguientes figuras dibujan esquemáticamente los mecanismos de las dos teorías. Según la idea del plutonismo, el origen del fluido mineralizador es esencialmente el agua separada del magma que se llama “fluido residual (magmático)”. El fenómeno de la separación del fluido se llama “la emanación magmática”. El fluido magmático con componentes metálicos está concentrado a la parte superior del magma, porque el fluido (vapor) es más ligero que el magma. Luego el fluido se releva a lo largo de algunas zonas fracturadas, en que la depositación de minerales ocurre. En contraste, el origen del fluido mineralizador es aguas superficiales (agua meteórica o agua de mar), según la idea de las neptunistas. En este caso, primero el agua superficial desciende profundamente, lixiviando componentes metálicos incluidos en las rocas. Este proceso se llama “la carga”. Luego el
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fluido calentado por un magma asciende a lo largo de algunas zonas fracturadas, en que ocurre la depositación de minerales. Este proceso se llama “la descarga”.
Las dos teorías están verificadas por las respectivas evidencias experimentales. A continuación, se presentan algunos resultados de experimentos reproductivos. Primero, miramos el fenómeno emanación magmática con ciertos datos de los experimentos reproducidos. Figs. 2-1A y 2-1B indican las solubilidades del agua (H2O) en mezclas félsicas con las composiciones granodiorítica y riolítica (Burhnam, 1979; Yamashita, 1999). Normalmente, las solubilidades del agua están altas con un poco mayor relación a la temperatura (ver Fig. 2-1B), dependiendo mayormente de la presión. La solubilidad del agua no muestra un alto valor de % en peso, pero corresponde a un % molar bastante alto. Por ejemplo, la solubilidad del agua alcanza a ~ 50 % en molar, en el caso de la mezcla granodiorítica a la presión = 2kb. En especial, la solubilidad del agua cambia demasiado en las condiciones de bajas presiones. Entonces, se podría imaginar que un menor descenso de la presión para un plutón con poca profundidad causa efectivamente la emanación magmática. Estos aspectos significan que la presión externa es el factor más importante que controla la solubilidad del agua en el magma. Un fenómeno similar se observa también en la solubilidad del azufre, el componente indispensable para la formación de sulfuros. Fig. 2-2 muestra las solubilidades del azufre para una mezcla dacítica a 1025°C en dos condiciones distintas de actividad del oxígeno (Carroll and Rutherford, 1985). También la solubilidad del azufre en el magma depende mayormente de la presión. En consecuencia, se concluye que el azufre y el agua se separa considerablemente de la mezcla por descenso de la presión. El comportamiento de los elementos metálicos en la emanación magmática está más complicado, porque él depende de muchos factores, como la composición del magma, concentración del cloro, y la presión. Usualmente, la distribución del elemento metálico en el fluido coexistiendo con un magma se expresa como el coeficiente de partición (K = mfluido / mmezcla, m; concentración en molar). Fig. 2-3 muestra los coeficientes de partición de algunos elementos metálicos, que dependen significativamente de los tres factores de arriba (Urabe, 11
1985). Los metales bases (Cu, Pb, Zn) se distribuyen selectivamente en la fase del fluido, si altas concentraciones del cloro (> ~ 1 m) están asociadas al magma aluminoso. Además, Fig.
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2-4 revela que el coeficiente de partición cambia marcadamente por la presión externa, y que el valor aumenta mucho en las condiciones de bajas presiones (Urabe, 1987). Esto sugiere que la separación de los elementos metálicos del magma con poca profundidad es causada efectivamente por un descenso de la presión, al igual que el agua y el azufre. Considerando los todos resultados, se concluye que depósitos metalíferos hidrotermales se pueden producir en el proceso de la emanación magmática causada por un descenso de la presión externa.
Por otro lado, hay varios datos que apoyan la idea del neptunismo también. Un ejemplo de los resultados experimentales se muestra en Tabla 2-1, donde se presentan los datos químicos del agua de mar reaccionado a 260°C y 500 bars con un basalto oceánico (Seyfried and Bischoff, 1977). Según los datos obtenidos, las bajas concentraciones de los elementos metálicos (Fe, Mn, Cu, Zn) en el agua de mar (<0,001 ppm) suben inmediatamente por la reacción con el basalto oceánico. Esto significa que el fluido mineralizador puede producirse en el proceso de la lixiviación de los elementos metálicos incluidos en el basalto oceánico por el agua de mar calentada. Así, las teorías de las plutonistas y neptunistas se han apoyado por los respectivos resultados experimentales. Por consiguiente, todavía continúa la oposición entre la idea de Agricola y la de Descartes. Nosotros tenemos que recordarnos que tal discusión fundamental es muy difícil de solucionar.
2.2.- Transporte de metales y precipitación de minerales: También es muy importante que se clarifique el estado de metales desueltos en fluido hidotermal y la causa de su depositación como mineral. Básicamente, los elementos metálicos se transportan por complejos clorurados (metales bases) o complejos sulfrados (Au, Ag). Estos problemas se explican específicamente en las clases de Depósitos Minerales 2. 15
3.- TIPOS PRINCIPALES DE YACIMIENTOS MINERALES Ahora, miramos específicamente los depósitos metalíferos de tipos representativos. En este capítulo, los tipos se presentan en el orden de mayor magmatismo a menor magmatismo de los yacimientos relacionados. 3.1.- Yacimientos ortomagmáticos Los depósitos minerales relacionados directamente al magmatismo se llaman los yacimientos ortomagmáticos o yacimientos magmáticos. Los yacimientos se formaron como una parte de masa ígnea en el proceso de la diferenciación magmática, que induce gran concentración anómala de un componente especifico durante la solidificación magmática. La diferenciación magmática ocurre por causa de la inmiscibilidad líquida o la cristalización fraccionada. El primer tipo induce división del magma a dos o más fases líquidas, generalmente la mezcla del silicato y la mezcla del sulfuro, por el proceso físico como el efecto gravitatorio. Naturalmente, estos tipos de depósitos son de sulfuros pesados de Cu y Ni, que fueron precipitados en el fondo de la masa. El segundo tipo causa la concentración química de un componente en mezcla durante la cristalización fraccionada, y estos tipos de depósitos consisten normalmente en los minerales (óxidos) de los elementos litófilos (ej., Fe, Ti, Cr) exhibiendo las formas bandeadas. Por eso, el mecanismo de los depósitos del tipo a veces se llama la sedimentación magmática. Los yacimientos representativos mundiales de los dos tipos se resumen como los siguientes: (1) Depósitos de Cu-Ni (el tipo inmiscibilidad líquida) a. El tipo Sudbury (relacionado a rocas plutónicas básicas) • Sudbury (Canadá)
b. El tipo Norilsk (relacionads a los basaltos “diluvianos”) • Norilsk-Talnakh (Rusia) • El Complejo Duluth (Minnesota, EE.UU.) c. El tipo “Greenstone” precámbrico c-1. Relacionado a la intrusión toleitica • Pechenga (Kola, Rusia) • Lynn Lake (Manitoba, Canadá) c-2. Relacionado a la lava komatiítica (el tipo transportado) • Kambalda (Australia) • Langmuir (Canadá) (2) Depósitos de Cr(-Pt) (el tipo cristalización fraccionada) • Stillwater (EE.UU.) • Great Dyke (Zimbabwe) • Kemi (Finlandia) • Bushveld (Sudáfrica) • Donskoy (Kazakhstan) • El tipo Alpes (Europa, Cuba, Filipinas, Chile Sur) 16
(3) Depósitos de Fe-Ti (el tipo cristalización fraccionada) • Grenville (Canadá) • Adirondak (EE.UU.)
(4) Depósitos de metales raros (Nb-Ta, Zr, REE) Relacionado al complejo carbonatita. (Sudáfrica, Zimbabwe, Rusia, EE.UU., Brasil) . Fig. 3a-1 muestra las ubicaciones de los depósitos ortomagmáticos principales. En esta sección se presentan los distritos de Sudbury y Kambalda como los depósitos de Cu-Ni representativos, y el complejo Bushveld como el depósito de Cr (-Pt) principal.
3.1.1.- El distrito Sudbury: Sudbury es un gran distrito que tiene una altísima producción de Ni, y es muy famoso mundialmente. El distrito consiste mayormente en los intrusivos proterozóicos (Sudbury Irruptive) rellenando una cuenca gigante (La cuenca Sudbury; 60 km x 25 km), como se ilustra en Fig. 3a-2. El basamento del área está compuesto de las rocas graníticas y metamórficas arqueanas, y frecuentemente está formado en brecha (la Brecha Sudbury). Los intrusivos consisten en dos cuerpos laminados de norita-gabro y microgranito granofírico en orden ascendiente. Las edades absolutas de los dos cuerpos son similares, mostrando 1848~1851 Ma (Confu and Lightfoot, 1996). Entonces, ellos se creen como un complejo continuado. El techo del cuerpo está compuesto de las formaciones de toba (La Formación Onaping), pizarra y 17
arenisca que se llaman “el Grupo Whitewater” (Fig. 3a-2). El cuerpo mineralizado se ubica en el fondo de la sublamina de la norita, ocurriendo como masivo, vetilla y diseminado (Fig. 3a3A). Este se llama el tipo sublamina. Como está ilustrado en Fig. 3a-2, están algunos depósitos acompañados del dique diorítico intruso en el basamento (Fig. 3a-3B). Estas se llaman “el tipo Offset”, que muestran casi la misma edad absoluta (1849~1852 Ma). Las zonas mineralizadas consisten principalmente en pirrotina, pentlandita, calcopirita, magnetita con menos cubanita, esfalerita, pirita, molibdenita y minerales teluriosos. Existe otra teoría metalogenética de la depositación magmática para el mecanismo formacional del distrito Sudbury. Es la teoría del impacto de meteorito (Dietz, 1964; Pattison, 1979). Fig. 3a-4 ilustra
esquemáticamente el proceso de la formación, mostrando que el Ni provino del manto superior por el impacto fuerte del meteorito. En esta idea, el cuerpo de Sudbury sería un “lopolíto extrusivo” consanguíneo con el Grupo Whitewater. Esta teoría es basada en las presencias de la brechación y metamorfísmo de impacto, y también en el hecho de que no se observa en otros distritos del área ninguna formación comparada al Grupo Whitewater. Esta teoría, sin embargo, no es tan creíble actualmente, porque el mecanismo formacional del Sudbury se puede explicar suficientemente por la teoría de la inmiscibilidad líquida.
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3.1.2.- El tipo Kambalda: El distrito Kambalda se ubica en la franja de “Greenstone” arqueana de Australia oeste, y los depósitos de Cu-Ni están acompañados de las rocas básicas-ultrabásicas (basalto y komatiíta). Como está ilustrado en Fig. 3a-5, los cuerpos mineralizados están emplazados en el fondo del flujo komatiítico (~600 m de espesor). Este tipo de depósitos no muestra cierta ocurrencia de la separación entre la mezcla silicatada y la mezcla sulfurada. Probablemente, ellas se transportaron independientemente desde una cámara magmática a un lugar más profundo. Por eso, estos depósitos se llaman “el tipo transportado”. En general, los cuerpos mineralizados son pequeños en su tamaño, pero muestran altas leyes de Ni (1,5 ~ 3,5 %). La asociación mineral es similar a la del Sudbury, y las menas consisten principalmente en pirrotina, pirita, pentlandita, calcopirita y esfalerita. 3.1.3.- El Complejo Bushveld: El complejo Bushveld, situado en el norte de Johanesburgo (Sudáfrica), es un distrito gigante, que produce Cr y Pt, consistiendo en muchas laminas estratificadas (Fig. 3a-6). El complejo está compuesto de cuatro unidades de la Zona Inferior (rocas ultrabásicas; dunitaharzburgita), la Zona Crítica (rocas básicas y ultrabásicas), la Zona Principal (rocas básicas; norita-gabro) y la Zona Superior (rocas intermedias y básicas), en orden ascendiente (Fig. 3a7). El espesor del complejo alcanza ~9 km en total. Como está ilustrado en Fig. 3a-6, los 22
depósitos principales se ubican a lo largo del margen del complejo. Las bandas mineralizadas de cromita (FeCr2O4) están en la Zona Crítica, que tiene más que 15 laminas de <2 m en espesor. La lámina de sulfuros del Pt se observa en la parte superior de la zona, y se llama “Merensky Reef”. Se considera que esta zona se formó por la inmiscibilidad líquida. La edad abusoluta del complejo es 2049 – 2099 Ma (Proterozoico Inferior).
3.1.4.- Los yacimientos ferríferos: Son conocidos mundialmente los depósitos ferríferos magmáticos, Grenville (Canadá) y Adirondak (EE.UU.): un depósito es el yacimiento de ilmenita acompañado de anortosita y el de titanomagnetita acompañado de gabro. Es seguro que Chile tiene algunos depósitos magmáticos. Como se ha presentado antes, están los yacimientos de cromita del tipo Alpes en el Sur de Chile (ej., el distrito La Cabaña). En la II Región, hay algunos yacimientos ferríferos 23
llamados “El Laco”. Históricamente, se han suscitado muchas controversias, sobre si El Laco es verdaderamente ortomagmático, ya que es similar al depósito de Kirunavaara (Suecia) que se considera no magmático. Kirunavaara consiste en los depósitos de apatito-magnetita acompañados de pórfido sienítico (Proterozoico). En el área de El Laco, están los yacimientos de magnetita, El Laco Norte, El Laco Sur, San Vicente (Fig. 3a-8), y el área está compuesta de
Fig. 3a-8 Geologic map of the El Laco deposits (Ruiz et al., 1965; Pincheira, 1986).
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rocas volcánicas riolíticas (Pico Laco) y piroclásticas del Cuaternario (~2 Ma). Como se ilustra esquemáticamente en Fig. 3a-9, el basamento del área está compuesto de rocas sedimentarias paleozoicas. Las menas de magnetita muestran varias formas, masiva, polihédrica y columnar fibrosa. Las teorías principales sobre el mecanismo genético para los dos yacimientos se resumen como las siguientes: (1) Teorías del origen magmático de magnetita a. colada de lava magnetitica Greijer (1910, 1967) Haggerty (1970) Henríquez and Martin (1978) Nyström and Henríquez (1994) Nyström et al. (1996) Broman et al. (1999) Henríquez et al. (2003)
b. inmiscibilidad líquida de mezcla rica en Fe Philpotts (1967) Frietsch (1978 ) Lundberg and Smellie (1979) Naslund et al. (1997) (2) Teorías del origen fluido a. fluido supercrítico o hidrotermal Geijer (1915, 1931) Hitzman et al. (1992) Larson (1994) Rhodes and Oreskes (1994, 1999) Espinoza (1997) Rhodes et al. (1999) Sillitoe and Burrows (2002) Dare et al. (2015) b. exhalativo sedimentario Parák (1975, 1984, 1985)
(3) Removilización del sedimento antiguo rico en Fe Park (1961) Frutos and Oyarzún (1975) donde K y L representan Kirunavaara y El Laco, respectivamente. Recientemente, muchos geólogos tienen la duda que el Kirunavaara y El Laco no son depósitos magmáticos.
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3.2.- Yacimientos pegmatíticos y neumatolíticos Los yacimientos pegmatíticos y neumatolíticos se definen como los depósitos magmáticos de la etapa última y los de la etapa post-magmática, respectivamente. La
naturaleza de los depósitos se puede comprender por el diagrama de Niggli (Fig. 3b1), que muestra la presión y concentración del vapor (H2O) emanado del magma. La emanación magmática casi termina, cuando la solidificación del magma se completa mayormente (700 ~ 600°C). Por eso, la presión y concentración del vapor aumentan marcadamente en este periodo, porque queda poco espacio dentro de la cámara magmática a causa de la solidificación del magma. En esta etapa, todavía queda un poco de mezcla muy ácida producida por la diferenciación magmática. En general, las mezclas ácidas (félsicas) muestran alta viscosidad, pero su viscosidad no es demasiado alta por causa de la alta presión del vapor. Entonces, las mezclas no solamente quedan en la parte superior de la cámara magmática sino que también invaden a la roca huésped (Fig. 3b-2). Estos cuerpos que tienen los minerales económicos se llaman los depósitos pegmatíticos, que son recursos importantes de los metales raros como Nb, Ta, Be, Li y Rb. Si la solidificación de la mezcla termina completamente (< ~ 600°C), la concentración de los volatiles aumenta más y el magma solidificado y las fases gaseosas separados están en equilibrio. A veces, el vapor invade al plutón consangíneo, porque el plutón está completamente solidificado. Los yacimientos producidos por tal mecanismo se llaman los depósitos neumatolíticos o greisen, que son recursos importantes de casiterita, wolframita y molibdenita. Si la mineralización ocurre en las rocas ambientes, la parte se llama “exogreisen”. Si la mineralización ocurre dentro del plutón, la parte se llama “endogreisen”. Fig. 3b-2 ilustra esquemáticamente las ocurrencias de 26
los depósitos pegmatíticos y neumatolíticos, mostrando que los minerales producidos dependen de las rocas ambientes en el caso del exogreisen.
Hay algunas características importantes de los minerales observados en los depósitos pegmatíticos y neumatolíticos. Primero, los minerales son normalmente grandes cristalinos a causa de alta difusividad del material inducida por altas temperaturas. Segundo, los minerales son ricos generalmente en los elementos incompatibles, como K, Zr, Th y U. Estos elementos se distribuyen preferentemente en la mezcla más que minerales, por eso los elementos incompatibles se concentran naturalmente en la pegmatita. Los minerales 27
principales que ocurren en los depósitos pegmatíticos y neumatolíticos son como los siguientes: Cuarzo Feldespato potásico Muscovita Flogopita Zinnwaldita Turmalina Samarskita Columbita Monacita Zircon Topacio Berilo Granate Apatito Uraninita Fluorita Casiterita Wolframita Molibdenita
SiO2 KAlSi3O8 KAl3Si3O10(OH,F)2 KMg3Si3O10(OH,F)2 KLiFeAl2Si3O10(OH,F)2 (Na,Ca)(Li,Al)3(Al,Fe)6(BO3)3Si6O18(OH)4 (Y,Ce,U,Fe)(Nb,Ta,Ti)2O6 (Fe,Mn)(Ta,Nb)2O6 (Ce,La,Nd,Th)PO4 ZrSiO4 Al2SiO4(OH,F)2 Be3Al2Si6O18 (Ca,Mg,Fe,Mn)3(Al,Fe)2Si3O12 Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) UO2+X CaF2 SnO2 (Fe,Mn)WO4 MoS2
Así, los minerales de joya ocurren en los yacimientos pegmatíticos (Rusia, Brasil, Colombia). Se conocen bien Karaoba (Kazakhstan) y Zinnwald (Checo) como los depósitos paleozóicos del tipo greisen.
3.3.- Yacimientos tipo skarn 3.3.1.- Skarn: Por lo general, es difícil definir los yacimientos “tipo skarn”. Sin embargo, se considera normalmente que los depósitos que tienen algunos minerales del skarn pertenecen al tipo skarn. Frecuentemente, los depósitos tipo skarn están relacionados a las actividades de las rocas plutónicas incluyendo metamorfismo y metasomatismo. Hay otras denominaciones iguales: los depósitos metasomáticos de contacto, los pirometasomáticos, los metamórficos hidrotermales, los metamórficos ígneos y los tactíticos (tactitas). Entre ellos, la palabra, los depósitos metasomáticos de contacto se usa más frecuentemente. Qué es “skarn”? Skarn es una palabra escandinava (Suecia) que significa “desecho o escombro” y fue usada por mineros. En general, skarn se defiene como las masas de silicato de Ca-Fe-Mg(-Mn)-Al de grano grueso formadas por reemplazo de las rocas que tienen carbonatos en el proceso de metamorfismo y metasomatismo de contacto (o regional). Originalmente, la palabra fue referida solamente al juntarse los carbonatos (caliza, dolomita) y las rocas plutónicas, pero ahora se reconoce que el skarn puede ocurrir en otros tipos de roca, como arenisca, rocas graníticas y rocas volcánicas. 28
A continuación, miramos los tipos de skarn importantes. Usualmente, el skarn se clasifica genéticamente en dos tipos, en tres categorías: • Skarn metamórfico (sin adición-substracción de componentes: sistema cerrado) • skarn recristalizado • skarn reaccionado (de reacción) • Skarn metasomático (con adición-substracción de componentes: sistema abierto) • skarn primario (progrado) • skarn retrogrado (de etapa tardía) • endoskarn (al lado del intrusivo o rocas aluminosas) • exoskarn (al lado de la caliza)
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Fig. 3c-1
Como es bien sabido, el metamorfismo y el metasomatismo se pueden dividir habiendo si o no adición-substracción de componentes. El skarn metamórfico se subdivide en el skarn recristalizado y el skarn reaccionado. El primero significa la recristalización coalescente de un mineral como el fenómeno marmolización de caliza. El segundo representa la producción de un mineral nuevo por reacción de algunos minerales. El skarn metasomático se subdivide temporalmente en el skarn primario (progrado) y el skarn retrogrado, y además espacialmente en endoskarn y exoskarn.
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El skarn primario se produce directamente por las reacciones entre carbonatos y el fluido emanado del intrusivo, consistiendo normalmente en los silicatos calciosos como wolastonita, granate (andradita, grosularia) y clinopiroxeno (diópsido, hedenbergita). Por ejemplo, la formación de wolastonita se expresa como la siguiente: 31
CaCO3 (caliza) + SiO2 CaSiO3 (wolastonita) + CO2 (g). En esta etapa, la actividad del oxígeno (ao2) juega un rol importante en la formación del skarn primario. Si ao2 está alta (oxidada) durante la mineralización, ocurre la asociación dominante en Fe3+ (férrico), andradita (Ca3Fe3+2Si3O12) + diópsido (CaMgSi2O6). Si ao2 está baja (reducida), la asociación dominate en Fe2+ (ferroso), grosularia (Ca3Al2Si3O12) + hedenbergita (CaFe2+Si2O6), es más común. La producción del skarn retrogrado se hace por las reacciones entre los minerales del skarn primario y el fluido hidrotermal mineralizante. Por lo tanto, los minerales del skarn retrogrado se asocian estrechamente a la depositación de sulfuros. Los minerales del skarn retrogrado consisten mayormente en hidrosilicatos como anfiboles, micas y epidotas, y los cambios del skarn primario al skarn retrogrado se causan por las alteraciones hídricas (adición de H2O) y las alteraciones hidrolíticas (substitución entre catión y H+), como los siguientes: grosularia andradita diópsido hedenbergita forsterita
epidota, clorita, calcita cuarzo, Fe-óxidos, calcita tremolita-actinolita, talco ferroactinolita serpentina
Tabla 3c-1 resume los principales minerales del skarn. Además, los ejemplos de distribuciones espacial y temporal del skarn se muestran en Fig. 3c-1 y Fig. 3c-2, respectivamente. 3.3.2.- Yacimientos generales: Los depósitos representativos del tipo skarn se resumen en Tabla 3c-2, donde se muestran las características geológicas y mineralógicas basadan en el tipo del metal. Los tipos principales del metal consisten en Fe (magnetita), W, Cu, Pb-Zn, Mo y Sn, además otros elementos de Au*, Ag y U son importantes como subproductos. Cada tipo tiene características propias. Los depósitos ferríferos se subdividen en el subtipo rico en Ca y el subtipo rico en Mg, y esta diferencia depende de las fases del carbonato. El primer subtipo y el segundo subtipo están asociados a caliza y a dolomita, respectivamente. En el caso del tipo W, los depósitos están relacionados generalmente al intrusivo calco-alcalino y producen scheelita (CaWO4). En general, los depósitos cupríferos se clasifican en el subtipo “tronco(stock) estéril” y el subtipo “tronco (stock) pórfido”. El primer subtipo muestra las asociaciones minerales de relativamente baja ao2 incluyendo pirrotina. Al revés, el segundo subtipo se caracteriza por las asociaciones minerales de relativamente alta ao2, porque está acompañado del pórfido cuprífero (ej., Bingham Canyon, Potrerillos). Además, está la característica que los desarrollos del endoskarn y wolastonita se observan en el primer subtipo y en el segundo subtipo, respectivamente. Los tipos Pb-Zn y Mo muestran las ensamblajes de baja ao2, produciendo frecuentemente pirrotina y hedenbergita, respectivamente. En general, los depósitos estañíferos están asociados a batolitos o troncos graníticos ácidos del tipo S (o la serie de la ilmenita). Estas clasificaciones de las rocas graníticas se explican en detalle en la * Los yacimientos auríferos del tipo skarn: Nambija (Ecuador, 10 Mt, 3 g/ton. Au) y Nickel Plate (Canadá, 1,8 Mt, 2,6 g/t).
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sección 3-e. Los depósitos estañíferos se dividen en el subtipo Ca (caliza) y el subtipo Mg (dolomita), al igual que los depósitos magnetiticos. El principal mineral de los depósitos estañíferos es casiterita (SnO2), pero ocasionalmente se forma un silicato de estaño llamado malayaita (CaSnSiO5). Este mineral se descompone a temperaturas más bajas en casiterita, cuarzo y calcita por la siguiente reacción: CaSnSiO5 + CO2 SnO2 + SiO2 + CaCO3. 3.3.3.- Yacimientos chilenos: Hay varios yacimientos tipo skarn en Chile, y ellos ocupan una posición importante en la producción de algunos metales. Como está mostrado en Tabla 3c-2, los depósitos en la Panulcillo (Cu), La Fortuna (Cu), El Toqui (Pb-Zn) y Silva (Pb-Zn) son representativos.
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3.3.4.- Yacimientos de Oxido de Fe-Cobre-Oro (Tipo IOCG): Los depósitosde oxido de Fe-apatito (La Franja Ferrífera Central) se llaman el tipo Kiruna o el tipo IOA (Iron Oxide-Apatite). Recientemente, se notan los yacimientos metasomáticos de Fe (hematita, magnetita) - Cu (calcopirita) - Au, y se llaman el tipo IOCG (Iron Oxide-Copper-Gold) o el tipo Olympic Dam (Candelaria, Atacama-Kozan, Punta del Cobre, Manto Verde). Este grupo de depósitos y Aquí, se presentan los depósitos de la franja ferrífera central y Candelaria como los principales.
Fig. 3c-3 La franja ferrífera central se distribuye en la cordillera de la costa de la latitud 25°S ~ 32°S (~ 700 km en largo), y está acompañada de la zona fracturada extensiva de las NNE-NS orientaciones. La zona fracturada está compuesta mayormente de andesita, arenisca, caliza y batolitos diorítico a granodiorítico del Cretácico. Los depósitos en la franja se caracterizan por la magnetita masiva de las formas elipsoidales en andesita alterada. La zona del skarn 34
consiste en el ensamblaje anhídrico del diópsido-plagioclasa-granate y el hídrico de actinolitaescapolita-epidota. La zona mineralizada se caracteriza por el ensamblaje de magnetitaapatito-actinolita con menos pirita, calcopirita y hematita. En general, se considera que los depósitos se formaron a altas temperaturas, porque se presentan los datos de 475° ~ 550°C y ~ 2kb para la mineralización primaria de El Romeral. Fig. 3c-3 muestra las ubicaciones de los depósitos principales en la franja ferrífera, y ellos se clasifican en los tipos principales como los siguientes (Espinoza, 1979): A. El tipo Carmen: Cuerpos lenticulares y diseminación en lavas andesíticas sin distinta relación al plutón (ej., El Carmen, Boquerón Chañar, Los Colorados, Huantamé, El Dorado). B. El tipo Bandurrias: Estratos ferríferos intercalados en rocas sedimentarias (ej., Bandurrias, Manolete). C. El tipo El Algarrobo: Cuerpos lenticulares y diseminación abundante en zonas metamorfoseadas de contacto (ej., El Algarrobo, El Romeral, El Tofo, El Pleito, Los Cristales, Cerro Negro Norte, Cerro Imán, Adrianitas). El mecanismo metalogenético para estos depósitos de la franja no se ha reconocido exactamente. En las clases, los depósitos se presentan como los metasomáticos de contacto, porque se observan algunos minerales del skarn en ellos. Para los IOCG deposits hay varias clasificaciones por modo de ocurrencia y depósitos típicos. Los depósitos principales y las características de este tipo de yacimientos son siguientes: Principales depósitos: Salobo-Alemao (Brasil, Arqueano) Olympic Dam, Cloncurry, Ernest Henry, Mt. Elliot, Prominent Hill (Australia, Proterozoico) Sue-Dianne, NICO (Canadá, Proterozoico) Sayan (Rusia, Paleozoico) Candelaria, Punta del Cobre, Mantoverde (Chile, Cretásico), Raúl-Condestable (Perú, Cretásico). Características: (1) Cu con o sin Au como metales económicos (2) Normalmente calcopirita es único mineral hipógeno de Cu (3) Depósitos hidrotermales controlados estructuralmente (4) Abundante magnetita y/o hematita (> 20 %) (5) Oxidos de Fe con razón de Fe/Ti más alta que la en rocas ígneas asociadas y corteza terrestre. (6) No hay clara relación espacial con intrusiones ígneas (7) Rico en REE. La Candelaria que pertenece al yacimiento del Cu-Au, se ubica al 20 km sur de Copiapó, cerca de Tierra Amarilla de la III Región. La geología del distrito se caracteriza 35
por la secuencia volcano-sedimentaria de andesita, piloclásticos andesíticos, metasedimentos y caliza del Cretácico Inferior. Al ~1 km oeste del depósito está expuesto el batolito diorítico del Cretácico medio, que se considera como el intrusivo relacionado a la mineralización. La mina está compuesta de dos rajos, Lar (norte) y Bronce (sur). La reserva mineral es 366 millón ton. Con los grados de 1,08 % Cu y 0,26g/t Au. La zona del skarn consiste en el ensamblaje primario del diópsido-andradita en roca calcárea y el retrogrado de actinolitaclorita-epidota-clinozoisita-sericita. Los minerales del skarn primario se reemplazaron localmente por escapolita sódica y hedenbergita. La zona mineralizada ocurre como vetas, vetillas, brechas rellenas y diseminación, consistiendo mayormente en calcopirita, magnetita martitizada (10 - 15 % en volumen), magnetita seudomórfica de hematita (mushketovita), pirita, pirrotina y esfalerita. Fig. 3c-4 muestra el perfil esquemático del área Candelaria-Punta del Cobre. El distrito de Punta del Cobre se caracteriza por vetillas, brechas y mantos diseminados.
Fig. 3c-4. Sección esquimática del distrito Candelaria-Punta del Cobre (Ichii et al., 2007).
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3.4.- Pórfidos cupríferos 3.4.1.- El tipo pórfido: En el mundo hay varios tipos de yacimientos relacionados a rocas porfídicas (subvolcánicas). Entre ellos, el pórfido cuprífero tiene una gran posición, contribuyendo al suministro del cobre, como se ha mencionado antes. De acuerdo al predominio de metales, los depósitos del tipo porfídico se clasifican como los siguientes: el tipo Cu-Au
(el tipo arco de isla)
el tipo Cu, Cu-Mo
(el tipo Cordillera)
Cu (cupriferos) Au Mo Sn W
(aurífero) (molibdenum) (estanífero)? (tungsteno)
(el tipo Montaña Rocosa) (el tipo boliviano)
Los yacimientos representativos mundiales de cada tipo se nombran como los siguientes: • Cu, el tipo arco de isla (Mioceno medio ~ Cuaternario) Panguna, Ok Tedi (Papúa Nueva Guinea), Ertsberg, Grasberg (Indonesia), Far Southeast, Atlas, Toledo, Biga, Mar Copper (Filipina), Mamut (Malaysia) • Cu, el tipo Cordillera (Paleozoico ~ Terciario Neogeno) Franja orogénica Asia Central: Duobaoshan, Daheishan, Donggebi (China), Oyu Tolgoi, Erdenet (Mongolia), Aktogai (Kazakhistan) Highland Valley (Canadá), Butte, Bingham Canyon, Morenci (EE.UU.), Cananea (México), Cerro Colorado (Panamá), Michiquillay, Morococha, Cerro Verde, Toquepala (Perú), Collahuasi, El Abra, Chuquicamata, Escondida, El Salvador, Los Pelambres, El Teniente (Chile) • Au Marte-Lobo, Refugio (Chile), Quispe (Argentina) • Mo El tipo Climax (granito) Climax, Hernderson (EE.UU.) El tipo monzonita cuarcífera Endako (Canadá), Boss Mountain (EE.UU.) • Sn Llallagua, Tasna, Chorolque (Bolivia) •W Yangchuling (China). En esta sección, los depósitos de Cu, Mo y Sn se presentan como los representativos, y los depósitos auríferos se mencionan en la próxima sección.
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3.4.2.- Pórfidos cupríferos: El tipo pórfido cuprífero ocupa el primer lugar de la producción del cobre en el mundo, alcanzando ~ 60 % de la producción total. Fig. 3d-1 muestra la distribución de los pórfidos cupríferos mayores en el mundo (Titley and Beane, 1981), concentrados en el franja del circum-Pacífico a excepción de Japón. Las edades de la mineralización primaria son mayormente en el Fanerozóico, especialmente en Cretácico al Cuaternario, y las composi-
Fig. 3d-1. Distribución de principales pórfidos cupríferos.
ciones del pórfido relacionado son mayormente granodioríticas a monzonita cuarcífera calcoalcalinas. La mineralización primaria de los pórfidos cupríferos se caracteriza generalmente por los siguientes aspectos: (1) Diseminación de minerales metalíferos (bajas leyes del Cu). (2) Condiciones relativamente oxidadas, por la presencia de anhidrita (CaSO4) primaria y biotita pobre en Fe2+ y la ausencia de pirrotina. (3) Ocurrió a poca profundidad (2 ~ 4 km) que causa la ebullición del fluido hidrotermal. (4) Fluido mineralizador de altas temperaturas y altas salinidades. La estructura interna del pórfido cuprífero típico se caracteriza por la zonación concéntrica de la alteración, aunque existen varios tipos de depósitos. Fig. 3d-2 ilustra la estructura interna del pórfido cuprífero típico acompañado del pórfido batolítico, que se llama el tipo plutónico clásico. Además, están los depósitos del tipo volcánico, que se caracteriza por intrusiones múltiples de diques subvolcánicos, como se ilustra en Fig. 3d-3. Las características del tipo plutónico y tipo volcánico se resumen en Tabla 3d-1. En general, el tipo volcánico es más pequeño que el tipo plutónico, pero muestra alta ley del cobre. * Recientemente, se encontraron algunos depósitos que muestran las evidencias de condición relativamente reducida (Rowins, 2000).
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Los pórfidos cupríferos están mayoritariamente acompañados con pórfidos calcoalcalinos. Algunos pórfidos cuprífeos se asocian con alcalinos pórfidos sianíticos o shoshoníticos con distinto estilo generalizado de alteración (ver Anexo 1). En un depósito, se observan concéntricamente la zona potásica, fílica y propilítica, además ocurren las zonas argílica y/o argílica avanzada en la parte superior. La mineralización metalífera se reconoce mayormente en la fílica cercana del borde con la zona potásica, exhibiendo la diseminación de los minerales primarios de calcopirita, bornita, pirita y molibdenita. Las características mineralógicas y geoquímicas se resumen en Tabla 3d-2, que representa que las zonas más centrales se formaron a más altas temperaturas. La zona potásica se caracteriza por la asociación mineral a altas temperaturas (600 ~ 450C) del
Fig. 3d-2. Schematic cross section of the classical plutonic-type porphyry copper deposits (modified from Sillitoe, 1973).
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Fig. 3d-3
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feldespato potásico y biotita, y su relación se expresa por la siguiente ecuación: 2KFeAlSi3O10(OH)2 + O2 = 2KAlSi3O8 + 2Fe3O4 + 2H2O. Como se ha mencionado antes, la anhidrita primaria se observa a veces, con pocos minerales metálicos como magnetita, pirita y calcopirita. La formación del sulfato (anhidrita) y sulfuros se considera por la siguiente ecuación de la reacción redox del gas SO2: 4SO2 + 4H2O H2S + 3H2SO4
sulfuros
anhidrita
La zona fílica y la zona propilítica se caracterizan por la asociación de sericita - cuarzo (500~ 300C) y la asociación de albita, clorita y epidota + calcita (400~ 250C), respectivamente. La mineralización matalífera es muy escasa en la zona propilítica. La alteración argílica y la argílica avanzada muestran los ensamblajes minerales de condición ácida, y se pueden clasificar por las estabilidades térmicas de los minerales. Normalmente, la primera está compuesta de caolinita, esmectita y cuarzo con menor clorita (< ~250C), y la segunda incluye dickita, y pirofilita, además ocasionalmente diaspora, corindón y andalusita (450~ 250C). Las relaciones entre los minerales alterados se pueden interpretar por el diagrama de Fig. 3d-4, que muestra los campos de estabilidad para los minerales del
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sistema K2O-Al2O3-SiO2-H2O en funcción de K+/H+ razón (K/H). Como se ha mencionado antes, el fenómeno ebullición del fluido mineralizador se observa frecuentemente en la zona central, especialmente la zona potásica (el punto A en Fig. 3d-4). En general, el líquido remanate se pone más alcalino, y entra al campo de muscovita (sericita) con el descenso de temperatura. Al otro lado, el vapor hervido preserva su acidez y pasa a los campos de andalusita, pirofilita y caolinita, con el descenso de la temperatura. El vapor es liviano, por eso sube a la parte superior y forma las zonas argílica o argilica avanzada, de acuerdo a su temperatura. El control químico entre las alteraciones se puede considerar usando las ecuaciones en la siguiente página. Se prueba claramente que la relación de estabilidad entre feldespato potásico, sericita y caolinita depende de la razón K/H (concentración del K+, pH) y temperatura. En el caso de los minerales en la alteración argílica y argílica avanzada, la relación de estabilidad depende de la concentración de sílice y temperatura. Como se ilustra en Fig. 3d-5, diaspora, andalusita y corindón están estables en la condición no saturada del cuarzo.
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Hay un mecanismo supérgeno a bajas temperaturas que enriquece secundariamente la zona cuprífera de la mineralización primaria, y se llama enriquecimiento secundario. En el caso del pórfido cuprífero, el área del fenómeno se divide en zona lixiviada, zona oxidada, y zona sulfurizada en la dirección vertical. Las reacciones químicas de cada zona se explican de la siguiente forma: (1) Zona lixiviada El ácido sulfúrico se genera en esta zona por la oxidación de pirita diseminada cercana a la superficie de la tierra: 2FeS2 + 7O2 + 2H2O 2FeSO4 + 2H2SO4, y FeSO4 queda en la zona como limonita (goethita o hematita): 4FeSO4 + O2 + 6H2O 4FeOOH + 4H2SO4 4FeOOH 2Fe2O3 + 2H2O. El ácido sulfúrico es pesado, entonces remueve hacia abajo. (2) Zona oxidada El ácido sulfúrico reacciona con los minerales cupríferos (calcopirita), y se genera sulfato de cobre (CuSO4). Esta es la materia original de antlerita, brocantita (brochantita) y calcantita: 2CuFeS2 + 2H2SO4 + O2 2CuSO4 + 2FeS2 + 2H2O.
antlerita (Cu3SO4(OH)4) brochantita (Cu4SO4(OH)6) calcantita (CuSO4·5H2O)
Además, CuSO4 reacciona con algunos minerales y agua, otros minerales secundarios se forman como los siguientes: CuSO4 + H2O CuO (tenorita) + H2SO4 2CuSO4 + 2H4SiO4 + H2O Cu2H2Si2O5(OH)4 (crisocola) + 2H2SO4 4CuSO4 + 2NaCl + 6H2O 2Cu2Cl(OH)3 (atacamita) + Na2SO4 + 3H2SO4 2CuSO4 + CaCO3 + 4H2O Cu2CO3(OH)2 (malaquita) + 2CaSO4·2H2O + H2SO4 3CuSO4 + 2CaCO3 + 6H2O Cu3(CO3)2(OH)2 (azurita) + 2CaSO4·2H2O + H2SO4. En el nivel freático se forma cuprita por la siguiente reducción: 4CuSO4 + 4H2O 2Cu2O (cuprita) + 4H2SO4 + O2. (3) Zona sulfurizada El CuSO4 remueve al lugar más profundo, que tiene las aguas subterráneas de la condición no oxidada (no hay oxígeno libre). Finalmente, los sulfuros secundarios (calcosina, covelina) se forman por la siguiente reacción con pirita (o calcopirita). 14CuSO4 + 5FeS2 + 12H2O 7Cu2S (calcosina) + 5FeSO4 + 12H2SO4. CuSO4 + CuFeS2 CuS (covelina) + FeSO4. 44
En los pórfidos cupríferos chilenos, el mecanismo del enriquecimiento secundario es muy importante, como se menciona más adelante.
3.4.3.- Yacimientos chilenos: Ahora, veremos los principales yacimientos chilenos. Primero, hay que saber las características generales de yacimientos chilenos, especialmente los del norte. Las características de los depósitos chilenos (el tipo Cordillera) y los filipinos (el tipo arco de isla) se comparan en Tabla 3d-3. Hay muchas diferencias en el marco geológico y en el modo de alteración y mineralización entre ellos. En el caso de los depósitos filipinos, existen estratovolcanes andesíticos arriba del depósito. La zona argílica avanzada está preservada localmente en Chile, como la presencia del estratovolcán no está segura en los depósitos chilenos por causa de la erosión extensa. La zona potásica se observa en los depósitos filipinos y chilenos, pero los primeros son pobres en feldespato potásico y ricos en biotita. La alteración fílica es muy restringida en los depósitos filipinos, en contraste con los chilenos. Por lo general, el enriquecimiento secundario está ausente en los depósitos filipinos, pero se ha desarrollado mucho en los depósitos chilenos.
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Como está ilustrado en Fig. 3d-6, ciertas franjas laterales se reconocen en Chile norte al centro. Ellas se dividen en cuatro franjas temporales como las siguientes: (1) Franja Cretácica Puntillas-Galenosa Antucoya-Buey Muerto Domeyko (Dos Amigos) Pajonales Los Loros Andacollo
<144 – 65 Ma> (132 ~ 118 Ma) ~21 Ma* (~ 141) (106 ~ 97 Ma) (~ 97 Ma) (~ 91 Ma) (104 ~ 98 Ma)
(2) Franja Paleocena Cerro Colorado Sierra Gorda Spence Lomas Bayas
<65 – 55 Ma> (~ 52 Ma) 35 ~ 15 Ma* (63 ~ 60 Ma) ~14 Ma* (~ 57 Ma) 45 ~ 21 Ma* (~ 57 Ma) ~21 Ma*
(3) Franja Eocena (Superior) - Oligocena <42 – 24 Ma> Quebrada Blanca (39 ~ 36 Ma) Collahuasi (38 ~ 33 Ma) ~15 Ma* El Abra (39 ~ 36 Ma) Radomiro Romic (33 ~ 31 Ma) Chuquicamata (34 ~ 31 Ma) 19 ~ 15 Ma* Ministro Hales (39 ~ 35 Ma) Toki (39 ~ 34 Ma) Esperanza (~ 41,6 Ma) Gabriela Mistral (Gaby) (43 ~ 40 Ma) Escondida (38 ~ 33.7 Ma) 18 ~ 15 Ma* El Salvador (43 ~ 40 Ma) 36 ~ 13 Ma* Porterillos (38 ~ 35 Ma) La Fortuna (35 ~ 32 Ma) (4) Franja Miocena – Pliocena Los Pelambres-El Pachón (11,5 ~ 9,7 Ma) Río Blanco-Los Bronces (Andina-Disputada) El Teniente (6,3 ~ 4,4 Ma) Las estrellas significan las edades del enriquecimiento secundario, compiladas por Sillitoe and McKee (1996), Rowland and Clark (2001), Gustafson et al. (2001), Mote et al. (2001) and Bouzari and Clark (2002). Entre las cuarto franjas, la franja Eocena (Superior)-Oligocena y la franja Miocena-Pliocena son económicamente importantes. Casi todos los depósitos en la primera franja se controlan estructuralmente por la Falla Oeste (el sistema de la falla Domeyko), como se ilustra en Fig. 3d-7. Aquí, se describen brevemente las características geológicas de los yacimientos Chuquicamata, Escondida, El Salvador, El Teniente y Río Blanco-Los Bronces como los representativos de Chile. 46
Fig. 3d-6
Map of northern Chile showing major metallogenic belts, locations of the principal porphyry copper deposits, and absolute ages in Ma of the primary mineralizations. Modified from Sillitoe (1988), Camus and Dilles (2001), Camus (2003) and Kojima and Campos (2011).
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Chuquicamata: El yacimiento gigante se ubica en la provincia El Loa, II Región, a 240 km al noreste de Antofagasta y 17 km al norte de Calama, a una altura que varía entre 2800 y 3000 ms.n.m. El basamento del distrito está compuesto de las rocas granodioríticas y anfibolitas paleozóicas. Fig. 3d-8 muestra el marco geológico y distribución de zonas alteradas del rajo Chuquicamata, cuyo basamento consiste en los sedimentos jurásicos. Primero, ocurrió la intrusión de la granodiorita Fortuna en la parte oeste (39,6 ~ 36,2 Ma), pero este cuerpo no está mineralizado (solamente diseminación de pirita). Luego, la Falla Oeste se formó por el gran desplazamiento dextral del sistema Domeyko; así, el pórfido Chuqui (34,6 ~ 33,3 Ma), que está compuesto de tres tipos de Pórfido “Este”, Pórfido “Oeste” y Pórfido “Banco”, se generó al lado oeste de la Falla Oeste. En este periodo se formó la zona potásica tardimagmática (de fondo y intensa) compuesta de feldespato potásico, biotita, cuarzo y anhidrita, y ocurrió la diseminación cuprífera de bornita-digenita-calcopirita-pirita. Después, la actividad hidrotermal ocurrió en el lugar menos profundo a lo largo de la Falla Oeste, y la parte central del pórfido fue alterada a la zona fílica extensa (~ 31,1 Ma). En el periodo, ocurrieron las mineralizaciones de cuarzo-molibdenita, pirita-digenita y pirita-enargitaesfalerita en orden cronológico. En consecuencia, la relación entre la zona potásica y la zona fílica del yacimiento Chuquicamata está de dentro hacia fuera, al revés de los depósitos típicos. Finalmente, el enriquecimiento secundario se generó durante el Mioceno (19 ~ 15 Ma), y se formaron las zonas oxidadas (antlerita, atacamita) y sulfurizadas (calcosina, covelina), como se ilustra en Fig. 3d-9.
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Escondida: El yacimiento Escondida se ubica a 190 km al sudeste de Antofagasta, es el depósito cuprífero más grande en el mundo, y se descubrió en el año 1981. Desde el año 1991 tiene una producción a razón de 115.000 ton. por día. El distrito de Escondida está compuesto de las rocas volcánicas y porfiríticas terciarias a excepción de la secuencia volcano-sedimentaria mesozóica, y la roca pared consiste en andesita, dacita y menores sedimentos (La Formación Augusta Victoria). Las rocas intrusivas se clasifican en el pórfido Escondida (el pórfido Colorado Grande) y el pórfido riolítico. El pórfido Escondida (~ 38 Ma) es dacítico en composición, y se asocia estrechamente a la alteración potásica sobreimprimida por la alteración fílica (ver Fig. 3d-10). El pórfido riolítico (~ 34,7 Ma) es el intrusivo del tipo domo, sufriendo de silicificación y alteración argílica avanzada (sericita, pirofilita, alunita, svanbergita). La mineralización primaria se observa mayormente en el pórfido Escondida, y se compone de la etapa principal magmática (bornita, calcopirita, molibdenita) y la etapa hidrotermal (vetas de pirita, calcopirita, esfalerita, enargita, bornita, tenantita). Finalmente, se formaron la zona oxidada (atacamita, antlerita, brocantita), la zona mixta (óxidos de Cu, calcosina) y la zona sulfurizada (calcosina, covelina) por el enriquecimiento secundario del Mioceno Inferior (18 ~ 15 Ma). Como se ilustra en Fig. 3d10b, la zona sulfurizada es mantiforme, mostrando altas leyes de cobre (<3,0 %).
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Fig. 3d-10(a) Lithology and alterations of the Escondida deposit (Romero et al., 2011).
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El Salvador: El yacimiento El Salvador (2615’S) se ubica en el segmento sur del sistema de Falla Domeyko, y su distrito está compuesto mayormente del basamento paleozóicomesozóico, las rocas volcánicas paleocenas y el complejo porfirítico El Salvador (Eoceno medio). La roca huésped del depósito consiste en las secuencias volcánicas paleocenas compuestas de lava andesítica y tobas riolíticas. La zona alterada se divide en las fases tempranas de la zona potásica y la zona propilítica, la zona fílica tardía y la zona argílica avanzada más tardía (Fig. 3d-11a). La mineralización primaria está acompañada de las intrusiones porfiríticas múltiples incluyendo el pórfido X (44 ~ 43 Ma), el pórfido K y el pórfido L (42 ~ 40 Ma), como se muestra en Fig. 3d-11b. La mineralización asociada a la intrusión del pórfido X y el pórfido K es más importante, ocupando ~ 75 % del cobre en total. La relación temporal de las mineralizaciones se ilustra esquemáticamente en Fig. 3d-12 (Gustafson and Hunt, 1975). Anterior a la intrusión del pórfido L, las mineralizaciones de calcopirita-bornita y calcopirita-pirita ocurrieron en la parte central y la parte superior, respectivamente. Luego, la descomposición del feldespato potásico por la intrusión del pórfido L desarrolló la zona extensa de andalusita-sericita (ver Fig. 3d-11a). Además, la mineralización estructuralmente controlada de bornita-pirita ocurrió en la parte superior, sobreimprimiendo mayormente la zona calcopirita-pirita. Este relaci[on temporal se puede confirmar por cortes entre las vetillas se muestran abajo. En el último periodo (~ 39 Ma), la zona argílica avanzada se formó en la parte superior por la afluencia del agua meteórica. Después, vino el enriquecimiento secundario, el que ocurrió durante un largo plazo (36 ~ 13 Ma), y se formaron los sulfuros supérgenos. Tipos de vetillas en pórfidos cupríferos Tipo EB
Composición
Forma
Biotita secundaria Recta
Halo
Estructura
Fase
Zona de alteración
No presenta
Continua
Temprana
Potásica
Sericite verde
Contunua
Temparana
Potásica
Recta, Sinuosa
No presenta
Continua
Temparna
Potásica
EB-A Qtz-Kfeld-Mt
Recta
Biotita secundaria Continua
Temparna
Potásica
A
Qtz-Kfeld-Anh
Sinuosa, Gruesa Kfeld
Discontinua Temprana
Potásica
AB
Qtz-Kfeld-Anh
Recta, Gruesa
No presenta
Continua
Temprana
Potásica
B
Qtz-Anh-sulfuros
Recta
No presenta
Continua
Intramineral Transicional-Fílica
C
Ser-Bt-Anh-Qtz
Recta
Sercita verde
Continua
Intramineral Fílica
D
Sulfuros (pirita)-
Recta
Sercita, Turmalina Continua
Qtz-Kfeld-Mt EDM Biotite secundaria Recta Qtz-Kfeld M
Mt-Qtz
Intramineral Tardihidrotermal
Anh-Qtz de Gustafson and Hunt (1975), Sillitoe (2000)
El Teniente y Río Blanco-Los Bronces: Los yacimientos El Teniente y Río Blanco-Los Bronces ubicados en Chile central son parecidos geológicamente (ver Fig. 3d-13). El Teniente es muy famoso por la gran mina de operación subterránea, y su distrito se caracteriza por La Formación Farellones del Mioceno Superior (12 ~ 6,6 Ma), el intrusivo tonalítico (diorítica cuarcífera) y el pórfido dacítico. La Formación Farellones está contruida 54
predominatemente por la andesita porfídica con intercalaciones de piroclásticos y aglomerados. Además, las brechas asignadas a La Formación Braden (4,8 ~ 4,4 Ma) se desarrollan en la parte central del distrito. La mineralización hipógena (6,3 ~ 4,4 Ma) ocurre mayormente en la andesita de la Formación Farellones, además localmente en la tonalita, produciendo bornita, calcopirita y pirita. También, La Formación Braden está mineralizada localmente por tenantita-tetrahedrita, pirita, esfalerita, galena, calcopirita con turmalina, yeso, anhidrita, baritina y carbonatos. También, los yacimientos Río Blanco-Los Bronces se emplazan enteramente en la andesita de la Formación Farellones (o Abanico) y los plutones de monzonita cuarcífera que se llama el Batolito Río Blanco-San Francisco (20,1 ~ 7,4 Ma). La mineralización primaria del área se caracteriza por diseminación y stockwork de sulfuros de Cu-Mo (calcopirita, bornita, pirita, molibdenita) acompañada de la alteración potásica. Se considera que la alteración está relacionada genéticamente al emplazamineto de varias chimeneas de brechas intrusivas hidrotermales (7,3 ~ 4,2 Ma), que están compuestas predominantemente de biotita, turmalina, anhidrita, especularita y pirita. La alteración fílica ocurre alrededor de la zona potásica. El enriquecimiento secundario se observa en la zona brecha de Los Bronces, y se formaron calcosina y covelina. Sin embargo, este no es muy intenso y es el fenómeno local.
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3.4.4.- Pórfidos del molibdeno: Como se ha mostrado antes, los pórfidos del molibdeno se llaman el tipo Montaña Rocosa y se clasifican en el tipo Climax y el tipo monzonita cuarcífera. La clasificación está basada en la diferencia de roca huésped; el primer tipo está acompañado del pórfido granítico. Tabla 3d-4 y Fig. 3d-14 muestran los principales depósitos en las Montañas Rocosas de EE.UU. Canadá y sus ubicaciones, respectivamente. Fig. 3d-15 ilustra esquemáticamente la estructura interna de depósito típico, el yacimiento Climax (White et al., 1981). Las mineralizaciones primarias del área se indujeron por las intrusiones múltiples de varios pórfidos, y se formó la zonación concéntrica como la forma del vaso invertido: el cuerpo Ceresco, el cuerpo Superior y el cuerpo Inferior. La zona mineralizada muestra stockworks que contienen redes complejas de molibdenita. Las diferencias geológicas y mineralógicas entre el tipo Climax y el tipo monzonita cuarcífera se resumen en Tabla 3d-5, que indica que algún greisen está asociado al tipo Climax. Entonces, el tipo Climax produce wolframita y casiterita. Por otro lado, estos minerales están ausentes en el tipo monzonita cuarcífera, en que se observan scheelita como mineral túngstico y calcopirita como mineral menor.
3.4.5.- Pórfido estañífero: El concepto del pórfido estañífero se introdujo por Sillitoe et al. (1975) y Grant et al. (1980) para los yacimientos bolivianos de la cordillera este, pero su idea no se ha aprobado extensamente. Como se muestra en Fig. 3d-16 (Claure and Minaya, 1979), se encontraron muchos yacimientos estañíferos en la cordillera este de Bolivia, y se indica que los depósitos especialmente más sur del Oruro tienen alguna similitud al pórfido cuprífero. Por ejemplo, el yacimiento Chorolque del distrito Quechisla tiene una zona de brecha con turmalina en la parte central, como se observan en El Teniente y Río Blanco-Los Bronces. Además, las zonas sericíticas y cloríticas se desarrollan concéntricamente, como está ilustrado en Fig. 3d-17. Por consiguiente, Sillitoe et al. (1975) resumen las semejanzas y las diferencias entre el pórfido cuprífero y el pórfido estañífero como las siguientes:
Presencia del stock porfídico calco-alcalino. Ocurrencia extensa de brechas intrusivas hidrotermales con turmalina. Ocurrencia de la alteración sericítica extensa y la alteración propilítica. Diseminación de pirita. Fluido mineralizador de alta temperaturas y altas salinidades.
No desarrollo de la alteración potásica en el pórfido estañífero. No presencia del enriquecimiento secundario en el pórfido estañífero.
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Por otro lado, Kelly and Turneaure (1970) y Turneaure (1971) han indicado que los mecanismos formacionales de los depósitos bolivianos se podría explicar por el sistema extenso con actividades ígneas-hidrotermales. Existen ciertamente los yacimientos hidrotermales polimetálicos en la cordillera boliviana, aunque esta controversia no se ha solucionado. Estos depósitos se presentan en la siguiente sección.
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3.5.- Yacimientos hidrotermales subaéreos En esta sección, se presentan los yacimientos hidrotermales subaéreos, especialmente los epitermales. Además, se resumen los conocimientos generales sobre los yacimientos auríferos y las clasificaciones de granitoides relacionado al tipo de depósitos subaéreos. La palabra, el depósito hidrotermal subaéreo, significa la categoría de yacimientos formados bajo tierra, incluyendo los pórfidos cupríferos. Aquí, se entregan los conocimientos principales de los depósitos polimetálicos y auríferos, porque el tipo pórfido se presentó en la sección anterior. Antiguamente, existía la teoria clásica referente a la clasificación de los depósitos hidrotermales subaéreos. Como se ilustra conceptualmente en Fig. 3e-1, los depósitos se clasificaban en varios tipos por las condiciones de presión y temperatura de mineralización (ej., Lindgren 1931, 1933). Según esta teoría, los depósitos subaéreos se dividen mayormente en hipotermal, mesotermal, epitermal y teletermal en orden de la presión y temperatura de mineralización. Además, los depósitos de alta temperatura y relativamente baja presión se llamaban tipo xenotermal. Sin embargo, esta clasificación no se usa ahora a excepción del epitermal. Entonces, la palabra “epitermal” cubre el rango más extensivo de la temperatura de mineralización, aproximadamente 100 ~ 350°C. En el tipo epitermal, se conocen las vetas de Au-Ag, Pb-Zn, Cu(-Pb-Zn), Co-Ni-As (el tipo Cobalt), Hg, Sb y polimetales (el tipo boliviano). A veces, la palabra mesotermal se usa también para los depósitos hidrotermales relativamente antiguos relacionados al plutón. Mayores depósitos epitermales exhiben las formas de veta, a excepción de algunos auríferos. En general, la veta rellena una fractura, por eso se llama “la veta de fisura rellena”. Como se ilustra en Fig. 3e-2, la veta muestra frecuentemente la estructura simétrica, teniendo bandas rítmicas, drusa (vug) y mena de anillo. Así en caso de la veta típica, se puede seguir claramente la secuencia de mineralización con la mirada.
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Distribución zonal en yacimientos polimetálicos: En el caso del yacimiento polimetálico, cierta zonación espacial de los elementos metálicos se observa concordantemente alrededor de un cuerpo intrusivo, como se ilustra esquemáticamente en Fig. 3e-3. Esta zonación se llama la distribución zonal. El dibujo de Fig. 3e-3 muestra un ejemplo de la zonación típica reconocida en el distrito Cornualles (Inglaterra), y tal zonación se conoce también en los depósitos polimetálicos bolivianos. En general, los minerales cercanos al intrusivo se producen por fluido hidrotermal de alta temperatura y alta salinidad. Fig. 3e-4 muestra específicamente la zonación vertical observada en el distrito Cornualles (Hosking and Trounson, 1959). En este distrito está la secuencia espacial de pegmatita-greisen (Sn,W) la zona Sn-W (casiterita, wolframita) la zona Cu-As (calcopirita, arsenopirita) la zona Ag-Pb-Zn(+U-Ni-Co) la zona Fe-Sb (hematita, estibnita) la zona estéril. Esta zonación se observa también horizontalmente en el distrito Cornualles. Otro ejemplo de la zonación horizontal se presenta en Fig. 3e-5, donde está ilustrado la zonación del área Chocaya-Animas (ahora se llama San Cristóbal) en 65
el distrito Quechisla, Bolivia. El área está compuesta de tres minas, Siete Suyos, Animas y Gran Chocaya, en que se observa la secuencia espacial de Sn (mayormente casiterita) SnAg (estanita, sulfosales de Ag) Ag-Pb (esfalerita, galena, sulfosales de Ag). En el caso de depósitos en la cordillera este, se indica obviamente la zonación horizontal regional, como se ilustra en Fig. 3e-6 (Claure and Minaya, 1979).
En algunos casos, la distribución zonal normal de ensamblajes de alta temperatura a baja temperatura está comprimida verticalmente, y ocasionalmente está sobrepuesta en un rango estrecho. Este fenómeno se llama “telescoping (estructura telescópeo)”. Como el ejemplo del fenómeno, el yacimiento polimetálico Akenobe (Japón) es muy famoso mundialmente. En el área de Akenobe, la secuencia espacial de Sn-W Cu-Sn Cu-Zn 66
Pb-Zn se observa en orden de interior a exterior (Fig. 3e-7). Todavía, el mecanismo del fenómeno no se ha clarificado, hay varias teorías incluyendo precipitación continua por fluido monoascendente y precipitación intermitente por fluido poliascendente.
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3.5.1.- Tipos varios de depósitos auríferos: En esta parte, se entregan los conocimientos generales de los tipos representativos de depósitos auríferos, especialmente referente al oro epitermal*. Las producciones del oro en los países principales hasta el año 1998 y en recientes años se resumen en Tabla 3e-1, donde se muestra que Sudáfrica siempre ocupaba el primer lugar en la producción. Entre los países sudamericanos, Perú está en el primer lugar recientemente y Chile también ocupa una posición importante. Ahora, veremos los depósitos auríferos mundiales que sustentan la producción del oro, de acuerdo a los tipos principales, los que en orden geocronológico e importancia se resumen como los siguientes: (1) Tipo “Greenstone” <26 %> Tipo orogénico (ver Anexo 2) incluyendo tipo emplazado en zona cizalle como Hemlo en Canadá (ver Anexo 3) Emplazado en Formación Bandeada de Hierro (BIF) Homestake (EE.UU.), Lupin (Canadá), Minas Gerais (Brasil) (2) Tipo conglomerado (placer) <43 %> Witwatersrand (Sudáfrica) --- el depósito aurífero gigantísimo (~ 50.000 t) (3) Tipo Carlín Carlin, Getchel (Nevada, EE.UU), Mesel (Indonesia)
< 4 %>
(4) Pórfidos Cu-Au < 9 %> Grasberg (Indonesia), Ok Tedi (Papua Nueva Guinea), Bajo de La Alumbrera (Argentina), Marte-Lobo, Refugio, Aldebarán (Chile) (5) Epitermal < 8 %> Tipo baja sulfidación (adularia –sericita) Creede, McDonald, MaLaughlin*, Round Mountain* (EE.UU.), Hishikari (Japón), Kelian (Indonesia), San Cristóbal, El Peñon, El Bronce (Chile) Tipo alta sulfidación (sulfatada ácida) Goldfield, Paradise Peak (EE.UU.), Nansatsu (Japón), Lepanto (Filipina), Yanacocha (Perú), La Coipa, Pascua-Lama, El Indio-Tambo (Chile) * Tipo “fuente termal (hot spring)” (6) Placer
< 2 %> California, Alaska (EE.UU.), Victoria (Australia), Chiloé (Chile).
En esta sección, se tratan solamente los depósitos del tipo Carlín, pórfidos auríferos y oro epitermal, que son representativos de los hidrotermales subaéreos. Otros tipos de depósitos como el tipo conglomerado, BIF y el tipo placer se presentan más adelante en otras secciones. * “Epi” significa “sobre (arriba)”. Entonces, “yacimiento epitermal” significa “yacimiento hidrotermal se forma a poca profundidad (1-2 km)”.
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Tipo Carlín: Los depósitos referidos al tipo “Carlín” se definen como los de oro diseminado que están emplazados en sedimentos. En general, la mineralización aurífera está confinada a alguna unidad estratigráfica, y está asociada estrechamente a las fallas extensionales y brechas discordantes. Generalmente, grano del oro es “invisible” (micrométrico). Estos tipos de depósitos se encuentran característicamente en la provincia miogeoclinal de Norteamérica oeste. La ubicación de depósitos principales de este tipo y sus características geológicas y mineralógicas se muestran en Fig. 3e-8, donde hay otro tipo similar al tipo Carlín, llamado tipo “detachment”, en el terreno cratonal sur. Este tipo muestra la asociación mineral más oxidada (óxidos de Mn). Los depósitos del tipo Carlín están concentrados en Nevada, mostrando ciertas franjas como las observadas en las áreas de Carlín y Getchell. Como se resumen en Fig. 3e-8, los depósitos tipo Carlín no están asociados normalmente a rocas ígneas y metamórficas. Las rocas encajantes consisten generalmente en rocas de carbonato-argilita (lutita carbonosa) paleozoicas, especialmente silúricas y devónicas. La alteración del tipo se caracteriza por descarbonatización (disolución del carbonato) y silicificación (depositación del sílice) extensa (ver Anexo 4), además la argilización y precipitación de jasperoides se encuentran en la zona central. La zona mineralizada se desarrolla concordantemente dentro de la zona descarbonatada, continiendo oro y los minerales ricos en As, Sb, Ba, Hg y Tl (pirita arsenical, arsenopirita, estibnita, realgar, oropimente, baritina, cinabrio). Se considera que la mineralización primaria ocurrió mayormente en el Terciario Inferior (40 – 20 Ma). Pórfidos auríferos: Los depósitos del pórfido aurífero son importantes en Chile, y ellos se encuentran particularmente en la franja Maricunga, III Región. En esta franja, están los yacimientos Refugio (~ 23,2 Ma), Cerro Casale (15 ~ 12 Ma) y Marte-Lobo (14 ~ 13 Ma). Fig. 3e-9 muestra geología distrital de los cuerpos mineralizados (Guanaco, Pancho y Verde) y su sección esquemática del yacimiento Refugio. El área Refugio está compuesta de rocas piroclásticas y varios pórfidos (dacítica, diorítica cuarícifera) del Oligoceno SuperiorMioceno Inferior. La parte central ocupa el complejo porfilítico con brechas intrusivas, donde se observa la mineralización del oro, pirita y magnetita con menos calcopirita, bornita y hematita. La mineralización aurífera se encuentra en stockwork y vetillas cuarcíferas de la zona pótasica (magnetita-biotita-sericita), que está sobrepuesta localmente por la alteración argílica (alunita-caolinita). Oro epitermal: A consecuencia de la exploración avanzada para depósitos auríferos hidrotermales desde 1980s ha dado lugar no solo a descubrimiento de yacimientos nuevos sino a la revisión de la clasificación de depósitos auríferos epitermales. Aquí, se presentan los conocimientos generales referente al oro epitermal*, de acuerdo al aspecto genético fundamental propuesto recientemente. Los depósitos epitermales principales de oro se muestran en Fig. 3e-10, que revela claramente que las provincias del circum-Pacífico tienen muchos depósitos al igual que el pórfido cuprífero. Para los depósitos, se han propuesto clasificaciones numerosas, pero los términos baja sulfidación* (el tipo adularia-sericita) Heald et al., 1987), y alta sulfidación* (el tipo sulfatada ácida) se usan ampliamente ahora (Hedenquist, 1987). Entonces, las características de depósitos epitermales se describen, de acuerdo a esta clasificación. * La palabra original “sulfidation” en inglés se traduce a “sulfurización” o “sulfuración” en español, pero no son iguales. La “sulfidación” significa “sulfurización” con “oxidación”.
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Fig. 3e-9
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Fig. 3e-10
Fig. 3e-11 72
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Los dos tipos de yacimiento se forman en ambientes volcánicos y a partir de fluidos que poseen características claramente diferentes, como se ilustran esquemáticamente en Fig. 3e-11 (Hedenquist et al., 1996). Los sistemas hidrotermales activos asociados a rocas volcánicas se extienden desde magmas en desgasificación hasta fumarolas y fuentes termales ácidas, y comprenden los ambientes mineralizadores porfídicos y/o de alta sulfidación, mientras que los yacimientos de baja sulfidación se forman en sistemas geotérmicos caracterizados por aguas de pH neutro y que pueden descargar en la superficie como fuentes termales. Las características generales de los dos tipos se resumen en Tabla 3e-2. En los yacimientos de alta sulfidación predominan las mineralizaciones diseminadas, y los reemplazamientos son frecuentes. Sin embargo, los stockwork y los filones generalmente son raros como forma del yacimiento. En la parte mineralizada, se observa comúnmente reemplazamiento de las rocas encajantes, brechas y vetillas. Los yacimientos de alta sulfidación están caracterizados por la alteración argílica avanzada (o argílica) y los minerales ricos en Cu y As (enargita, calcopirita, tennantita), porque ellos se forman en condiciones ácidas y alta sulfurizada. En consecuencia, alunita hipógena, caolinita y pirofilita ocurren extensamente como los minerales de ganga, y adularia y carbonatos no se encuentran nunca. Esta zona se llama “lithocap”, y se interprete como los productos de interacción de fluidos ácidos y oxidados y rocas superficiales. En casos extremos la parte superior de las rocas puede ser transformada a una masa de sílice oquerosa residual (vuggy silica en inglés). La parte superficial del lithocap tiene la zona “steam heated” con cuarzo granulado, caolinita y alunita polvosa. En contraste con esto, los yacimientos de baja sulfidación predominan los filones en fracturas abiertas. Las mineralizaciones tipo stockwork son frecuentes, pero las diseminaciones y reemplazamientos son raros. En las vetas, se observan frecuentemente las texturas bandeadas y colofórmicas o minerales en drusas. Los yacimientos de baja sulfidación están caracterizados por la alteración sericítica y los sulfuros ricos en metales bases (esfalerita, galena, tetrahedrita). Adularia y carbonatos ocurren comúnmente como los minerales de ganga, porque este tipo de yacimiento se forma en condiciones de pH neutro. A continuación, miramos específicamente algunos depósitos de los dos tipos. Aquí, se presentan los yacimientos El Indio-Tambo (Chile) y McLaughlin (EE.UU.) como los típicos. El Indio-Tambo: Los yacimientos El Indio-Tambo de alta sulfidación están situados en los Andes de la IV Región, a una altitud >4000 m. Desde 1980, las minas han funcionado con una gran parte del oro procedente de minerales de alta ley (>100 g/t Au y Ag). El basamento de la zona está formado por intrusiones granodioríticas y rocas volcánicas calco-alcalinas del Triásico limitadas al este por la falla inversa Baños del Toro. Más hacia el este, un conjunto de fallas inversas bordea una fosa rellena por lavas andesíticas y coladas piroclásticas dasíticas del Terciario (Fig. 3e-12A). Fig. 3e-12B ilustra la geología simplificada en superficie y en sección transversal del distrito Tambo, indicando la situación de la brecha mineralizada (diatrema) llamada “la brecha Kimberly”. Los minerales de Au de alta ley se encuentran en las brechas de baritina - alunita, mientras que los de baja ley lo hacen en las brechas alunita-cristobalita. La brecha Kimberly llaga hasta 400 m de profundidad y tiene forma alargada, siguiendo una dirección estructural ENE paralela a las fallas del distrito. La brecha presenta una alteración arcíllica avanzada que pasa lateral y gradualmente a zonas de alteración arcíllica y propilítica. La sección transversal, mirando al norte, muestra el fuerte buzamiento de los cuerpos de brecha mineralizados.
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Fig. 3e-12
Fig. 3e-13
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Fig. 3e-13 ilustra la sección transversal de la mina El Indio, mirando NE, en la que se muestra la posición de algunos filones y las zonas de alteración asociadas a ellos. El área está formada por las rocas volcánicas del Mioceno Superior (la Formación Doña Ana), y el sistema filoniano está encajado en ignimbritas y tobas cineríticas, de composición dacítica a riolítica, dentro de un área intensamente alterada. Como se indica en Fig. 3e-13, la edad de la mineralización es más joven que la de la roca huésped alterada (~10,7 Ma), estimándose como 8,6 ~ 7 Ma. Sobre los filones precoces de enargita-pirita se desarrolla una alteración argílica avanzada (caolinita-alunita-cuarzo). Los filones posteriores de cuarzo aurífero atraviesan a los anteriores y están asociados a una alteración sericítica. Fig. 3e-14 muestra la secuencia paragenética hipogénia y minerales de alteración en los filones de El Indio. La alteración argílica avanzada inicial fue seguida por la depositación de enargita masiva, y más tarde, por el de la mineralización del oro. Esta última fue acompañada por una alteración sericítica que indica condiciones de menor acidez a medida que pasaba el tiempo. Esta paragénesis es típica de los yacimientos de alta sulfidación.
Fig. 3e-14 Paragenetic sequence of hypogene vein-filling and alteratoin minerals at El Indio. Early advances argillic alteration was followed by deposition of enargite and later tennantite-Au mineralization, with formation of quartz-sericite alteration indicating less acidic conditions with time.
McLaughlin: El yacimiento McLaughlin (California) está situado a lo largo del contacto entre las rocas máficas y ultramáficas serpentizadas de la ofiolita, Coast Range (piso) del Jurásico Medio, y las lodolitas de la Formación Knoxville (techo) del Jurásico Superior. La falla Stony Creek, que buza moderadamente al NE, separa ambas unidades. Andesitas basálticas y rocas volcanoclásticas del Mioceno cuben discordantemente los materiales 76
sedimentarios y ofiolíticos del área. El yacimiento McLaughlin está compuesto de los Norte y Sur conectados por una estrecha zona mineralizada. Fig. 3e-15 ilustra esquemáticamente las secciones transversales de los cuerpos Norte y Sur. En el yacimiento Norte, las lodotitas del techo están alteradas en adularia y las serpentinitas del piso silicificadas, lo que da lugar a un cuerpo tabular discontinuo a lo largo de la falla Stony Creek que actuó como paleoconducto. El yacimiento Sur está constituido por un complejo filoniano cizallado que termina en la superficie en un sinter silíceo y está intercalado en una brecha de erupción hidrotermal silicificada. El sinter silíceo también tiene oro, aunque las concentraciones de Au eran bajas (normalmente <0,3 g/t). Este tipo del deposito aurífero se llama “el tipo fuente termal (hot spring type)”. El tipo fuente termal es una categoría del tipo baja sulfidación, y se observa también en el yacimiento Round Mountain (EE.UU.) y algunos depósitos japoneses. La zona mineralizada muestra una ley media de 4,5 g/t Au con las anomalías de Ag, As, Sb, Hg y Tl. El oro se encuentra como electrum, acompañado generalmente de calcedonia y ópalo. Como los minerales de ganga, se encuentran baritina y carbonatos (calcita, dolomita, siderita, magnesita) típicos del tipo baja sulfidación.
Fig. 3e-15 77
Como un subtipo del tipo baja sulfidación, el tipo álcali se conoce (ver Anexo 5). Frecuentemente, este tipo de depósitos están formados en la etapa de postmineralización de pórfidos curíferos alcalinos asociados. Porgera (Papua Nueva Guinea) y Ladolam (Lihir) son típicos del tipo de depósitos gigantes. Yacimientos chilenos: Finalmente, veremos los yacimientos chilenos principales de los dos tipos. Fig. 3e-16 ilustra las ubicaciones de los depósitos principales de Chile, con las de los pórfidos cupríferos (Kojima, 1999). Los depósitos chilenos se clasifican cronológicamente en los del Cretásico Medio - Eoceno y los del Terciario neogéno, como se resumen en la siguiente página (Sillitoe, 1991; Vila and Sillitoe, 1991). Además, la relación espacial entre varios depósitos auríferos chilenos se ilustra esquemáticamente en Fig. 3e-17 (Sillitoe, 1991). En el yacimiento Choquelimpie, se observan el tipo alta sulfidación y el tipo baja sulfidación, que corresponden al tipo brechas hidrotermales y a las vetas silicéas (Proa sección), respectivamente. Los depósitos El Hueso-Jerónimo están encajados en rocas sedimentarias calcáreas como el tipo Carlín, pero generalmente se clasifica en el tipo alta sulfidación. Se considera que este yacimiento se formó en Eoceno Superior al Oligoceno Inferior, al igual que los pórfidos cupríferos principales. En la provincia sur, hay algunos depósitos de baja sulfidación, pero sus edades absolutas de mineralización no se han obtenido exactamente.
Las Palmas (Au-Cu-Pb-Zn) Andacollo (Au-Cu-Pb-Zn) El Blonce (Cu-Au-Pb-Zn) Faride (Cu-Au-Ag-Pb-Zn) Inca de Oro (Cu-Au) San Cristóbal (Cu-Au) El Peñon (Cu-Au-Ag) El Guanaco (Cu-Au-Ag)* El Hueso-Jerónimo (Au)*
(Talca) (La Serena) (Petorca) (Antofagasta) (Copiapó) (Antofagasta) (Antofagasta) (Antofagasta) (Copiapó)
~ 103 Ma ~ 91 Ma 86 ~ 79 Ma 64 ~ 60 Ma 63 ~ 61 Ma ~ 54 Ma 53 ~ 52 Ma 47 ~ 42 Ma 40,2~ 40,8 Ma
(Maricunga) (Maricunga) (Maricunga) (Maricunga) (Vallenar) (La Serena) (La Serena) (Arica)
18,8~14,6 Ma 23 ~ 22 Ma 23 ~ 20 Ma ~ 13,5 Ma 9,4 ~ 7,9 Ma ~ 7,8 Ma 8,6 ~ 6,3 Ma 6,6 ~ 5 Ma
La Coipa (Au-Ag)* La Pepa (Cu-Au-Ag)* Esperanza (Au-Ag)* Aldebarán (Au-Ag)* Pascua-Lama (Au-Ag)* Nevada, Sancarrón (Au)* El Indio-Tambo (Cu-Au-Ag)* Choquelimpie (Au-Ag-Pb-Zn)*
Las estrellas significan los depósitos del tipo alta sulfidación, que fueron formados en el Terciario Neogéno, a excepción de El Guanaco y El Huaso-Jerónimo.
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Fig. 3e-16 Spatial distribution of principal high- and low-sulfidation epithermal gold deposits in Chile compiled after Sillitoe (1988, 1991) and Camus (1990). Values in parenthesis indicate ages in Ma, taken from Sillitoe (1981, 1991), Sillitoe et al. (1991), Reyes (1991), Sugaki and Shimada (1992), Kojima and Campos (2011) and Holly et al. (2016).
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Serie de granitoide y tipo de mineralización: Algunos tipos de depósitos, como pórfidos cupríferos y vetas polimetálicas, ocurren en asociación íntima con plutones graníticos y su equivalentes efusivos. En especial, estos depósitos metalíferos están relacionados a las provincias petrogenéticas. Recientemente, el estudio sobre el esquema petrogenético de rocas graníticas (granitoides) se ha desarrollado, contribuyendo a la metalogénesis de yacimientos hidrotermales asociados. Aquí, se entregan las implicaciones metalogenéticas en la clasificación de granitoides. Se han propuesto dos clasificaciones de granitoides y ellas se usan ampliamente: El tipo I y el tipo S (Chappell and White, 1974) y la serie de la magnetita y la serie de la ilmenita (Ishihara, 1977, 1981). La primera está basada fundamentalmente en la composición química en roca total. El tipo I es metaluminoso, teniendo Ca-anfibol (hornblenda) como el mineral diagnóstico. En contraste, el tipo S es peraluminoso, teniendo muscovita como el mineral diagnóstico. La segunda está basada en la presencia de minerales opacos incluidos en la roca. En el caso de esta clasificación, se puede dividir fácilmente las series por observación microscópica. Granitoides de la serie de la magnetita incluyen magnetita como el mineral opaco principal, y generalmente están ricos en los minerales opacos (>0,1 % en volumen). En contraste, los de la serie de la ilmenita no tienen magnetita (solamente ilmenita en general), y 80
están muy escasos en los minerales opacos (<0,1 % en volumen). La magnetita (Fe3O4) está compuesta de Fe2+ (ferroso) y Fe3+ (férrico), pero la ilmenita (FeTiO3) tiene solamente Fe2+ (ferroso). Este aspecto significa que granitoides de la serie de la magnetita se formaron generalmente en ambiente más oxidados. La diferencia es muy significativa para la condición redox de yacimientos asociados. Fig. 3e-18 resume las características de varios tipos de granitoides, representando los tipos de depósitos metalíferos asociados a cada tipo.
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Fig. 3e-18
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Fig. 3e-20. Distribution of the Mesozoic-Cenozoic magnetite-series and ilmenite-series granitoids and representative Cu-Mo and greisen-vein Sn-W deposits in the Circum-Pacific magmatic belt (Ishihara, 1998).
La serie de la magnetita corresponde completamente al tipo I, pero ciertas rocas de la serie de la ilmenita pertenecen al tipo I también. Los depósitos formados en condición relativamente oxidada, como el pórfido cuprífero y oro epitermal (Cu-Au), están asociados a la serie de la magnetita. Por otro lado, los depósitos formados en condición relativamente reducida, como la veta de Sn-W, están acompañados de la serie de la ilmenita. Estos fenómenos relevan que la condición redox de algunos tipos de yacimientos está relacionada estrechamente a la de granitoides asociados. Esta tendencia se conoce típicamente en los yacimientos japoneses de Mo y Sn-W, como está ilustrado en Fig. 3e-19 (Ishihara, 1984). Fig. 3e-20 muestra la distribución de rocas graníticas de las dos series en provincias del circum-Pacífico (Ishihara, 1998), indicando que los granitoides chilenos corresponden mayormente a la serie de la magnetita. Por eso, hay muchos pórfidos cupríferos en Chile. En las provincias de Asia este, hay varios depósitos de Sn-W a causa de la mayor presencia de la serie de la ilmenita. Esta relación entre granitoide y tipo de mineralización se podría explicar en el diagrama de Fig. 3e21, que revela claramente que la condición redox del granitoide está relacionada concordantemente a la del tipo de depósitos metalíferos.
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3.6.- Yacimientos volcanogénicos submarinos Aquí, miramos los yacimientos hidrotermales formados en el fondo marino. En esta sección, se presentan los conocimientos generales de depósitos submarinos relacionados al volcanismo y los no relacionados se entregan en la próxima sección. En general, este tipo de depósitos se formó por sedimentación exhalativa del fondo marino, entonces exhiben comúnmente una forma estratiforme. Además, ellos se controlan estratigráficamente por algunas formaciones litológicas. Por eso, éstos se llaman los depósitos estratoligados incluyendo los depósitos no relacionados al volcanismo. Recientemente, yacimientos submarinos acompañados del volcanismo se llaman los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (volcanogenic massive sulfide deposit or volcanic-hosted massive sulfide deposits: VMSD). Posiblemente, estos depósitos se clasifican en los cinco tipos mostrados en Tabla 3f-1, en que se resumen las características geológicas de cada tipo (tipo Chipre, tipo Besshi, tipo manto, tipo Noranda y el tipo Kuroko). Los yacimientos asociados a rocas basálticas (básicas) se dividen en tipo Chipre (Cyprus-type) y el tipo Besshi (Kieslager), caracterizados por la mineralización del Cu (-Zn), y los dos tipos se pueden clasificar por la presencia de sedimentos en rocas encajantes. Esencialmente, los depósitos del tipo Chipre no están acompañados de sedimentos, pero generalmente los del tipo Besshi tienen sedimentos pelágicos. Como los yacimientos asociados a rocas andesíticas (intermedias), se nombra el tipo manto, que se encuentra particularmente en Chile. Sin embargo, no todos los de este tipo son volcanogénicos y submarinos. Entonces, hay que tener cuidado con el término “tipo manto”, al inferir aspectos metalogenéticos del tipo. Los yacimientos del tipo Noranda y el tipo Kuroko* se caracterizan por asociación íntima de su mineralización y rocas riodacíticas (ácidas). Algunos geólogos insisten en que los dos tipos son casi iguales. Sin embargo, hay una gran diferencia en los metales producidos entre ellos, entonces se tratan como dos tipos independientes por conveniencia. El tipo Noranda y el tipo Kuroko se caracterizan por la mineralización del Cu-Zn y la del Cu-Pb-Zn, respectivamente. Los marcos tectónicos de estos tipos no se han clarificado todavía, como están indicados en Tabla 3f-1. Se ha reconocido solamente que el tipo Kuroko se formó en el arco de isla o mar marginal. Ahora, se presentan brevemente las características geológicas de cada tipo. 3.6.1.- Tipo Chipre (Cretácico): Yacimientos del tipo Chipre se definen como depósitos del Cu (calcopirita)-Fe (pirita) con menor Zn (esfalerita) masivos a diseminados que están emplazados en “pillow lava” oceánico, como están ilustrados en Fig. 3f-1. La pillow lava basáltica está acompañada de ofiolita peculiar en la corteza oceánica. El distrito Troodos en la isla Chipre es típico, produciendo cobre desde el periodo grecorromano. 3.6.2.- Tipo Besshi (Pérmico – Cretácico): Yacimientos del tipo Besshi son depósitos de pirita cuprífera, emplazados en metabasaltos toleíticos con rocas metasedimentarias pelíticas. Es decir, los depósitos del tipo están metamorfoseados generalmente, entonces sulfuros dentro del cuerpo mineralizados están recristalizados. Distritos y ensamblajes minerales del tipo Besshi se resumen como los siguientes: * Como se muestra en Tabla 3f-1, el tipo Ural y el tipo Baymak se conocen entre los dos tipos.
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(Distritos mineros principales) · Besshi-Sazare, Yanahara, Hitachi, Shimokawa (Japón) · Distrito Kieslager en los Alpes este de Italia y Austria · Distrito Trondheim en Caledonio noruego · Distrito Rudny Altai en Asia Central (Kazakistán) · Distrito Bleida en Marruecos · Chile sur (Tirúa, Casa de Piedra, Hueñaliben, Trovolhue, Pirén Alto) (Ensamblajes minerales) pirita, calcopirita, pirrotina, esfalerita bornita, tetrahedrita, marcasita, arsenopirita, covelina, cubanita, pentlandita, cobaltita, estibina, magnetita, hematita, ilmenita (ricos en Co-Ni). Fig. 3f-2 muestra la estratigrafía y distribución de depósitos en el distrito Sanbagawa de Japón (Kanehira and Tatsumi, 1970), donde hay muchos yacimientos del tipo incluyendo el Besshi. El distrito Sanbagawa está compuesto de esquistos cristalinos, y los depósitos mayores están emplazados en el Miembro Medio de la Formación Minawa. El Miembro Medio de la formación se compone de esquistos básicos, incluyendo materiales volcánicos más que otros miembros. Este aspecto sugiere que los depósitos fueron formados por el volcanismo basáltico submarino. En consecuencia, se concluye que los yacimientos del tipo Besshi se formaron en el proceso de sedimentación volcánica-exhalativa submarina. Durante el levantamiento, ellos fueron deformados y recristalizados por el metamorfismo regional. Como se ha descrito antes, están los yacimientos del tipo Besshi en el sur de Chile (Tirúa, Casa de Piedra, Hueñaliben, Trovolhue, Pirén). Las ubicaciones de los depósitos principales se muestran en Fig. 3f-3, que revela que ellos están situados en una franja metamórfica de la costa compuesta de esquistos verdes (Alfaro, 1985).
3.6.3.- Tipo manto (Jurásico - Cretácico Inferior): Yacimientos tipo “manto” definido por Ruiz (1965) son los cupríferos diseminados estratoligados. El tipo se encuentra particularmente en Chile (se reconocen unos pocos del tipo en Canadá), ocupando la segunda posición en producción del cobre en Chile. Como se ha mencionado antes, hay varios subtipos en el tipo manto y no todos los depósitos son volcanogénicos y submarinos. Fig. 3f-4 muestra las ubicaciones de yacimientos principales del tipo manto, y ellos están concentrados especialmente en cuatro áreas importantes: Tocopilla-Taltal (II Región), Sur de Copiapó (III Región), Este de La Serena (IV Región) y Norte de Santiago. Yacimientos de cada área tienen sus propias características geológicas y mineralógicas como las siguientes:
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Fig. 3f-4 Map showing distribution of manto-type copper deposits in Chile (Kojima et al., 2009).
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(1) Area Tocopilla-Taltal Los yacimientos de la cordillera de la costa están emplazados en la Formación La Negra del Jurásico Medio (~ 180 Ma), que está compuesta mayormente de lavas andesíticas y brechas volcánicas con menores areniscas tobáceas. Las ubicaciones de principales yacimientos y geología distrital se muestran en Fig. 3f-5, que representa claramente que este distrito está compuesto mayormente de la Formación Negra y batolitos graníticos de la cordillera de la costa. La mineralización primaria ocurre característicamente como rellenos amígdales y diseminación de calcosina, bornita y digenita con menor calcopirita. Depósitos principales: Buena Esperanza, Mantos de La Luna, Carolina de Michilla (Lince-Estefanía, Buena Vista), Iván-Zar, Santo Domingo, Las Luces. (2) Area Sur de Copiapó Los yacimientos del área están emplazados en la Formación Pabellón del Cretácico Inferior, que está compuesta de lavas andesíticas, brechas tobáceas, areniscas calcareas y caliza. Además, se observan en volanicas félsicas del Terciario Inferior (Eoceno). Los cuerpos mineralizados se componen por calcopirita, bornite con menores covelina y calcosina, mostrando varias formas como láminas estratificadas, stockwork en brecha y veta. Depósitos principales: Ocoita-Pabellón Metallotect, Jardín, Amolanas. (3) Area Este de La Serena Los yacimientos del área están emplazados en la Formación Arqueros y la Formación Quebrada Marquesa del Cretácico Inferior, que está compuesta de lavas andesíticas, toba de lapilli y areniscas calcareas y tobáceas. La zona mineralizada tiene calcosina, bornita, calcopirita y pirita. Depósitos principales: Talcuna, Uchumí, Punitaqui (Tamaya). (4) Area Norte de Santiago Los yacimientos del área están emplazados en la Formación Lo Prado y la Formación Veta Negra del Cretácico Inferior, que están compuesta de lavas andesíticas, calizas y lutitas. Los minerales principales son bornita, calcosina, calcopirita y pirita. Depósitos principales: Cerro Negro, El Soldado, El Salado, Lo Aguirre. Todos los yacimientos se dividen generalmente en los siguientes tres subtipos, de acuerdo a su modo de ocurrencia (Sato, 1984; Espinoza et al., 1996): (1) Subtipo estratoligado tabular Este tipo se caracteriza por formas laminares pequeñas en un horizonte estratigráfico particular (ej., Cerro Negro, Talcuna). La ocurrencia del yacimiento Cerro Negro, en que la zona mineralizada está limitada en un horizonte entre sedimentos y rocas volcánicas, se ilustra esquemáticamente en Fig. 3f-6. (2) Subtipo tabular apilado Este tipo se caracteriza por formas tabulares numerosas que ocurren en partes favorables litológicamente y/o partes débiles químicamente de su roca huésped como lava amigdaloidal de rocas andesíticas (ej., Buena Esperanza, Mantos de La Luna, LinceEstefanía, Buena Vista). Fig. 3f-8 ilustra esquemáticamente la sección transversal del yacimiento Buena Esperanza, en que muchas láminas se observan a lo largo de la 90
pendiente de rocas andesíticas monoclínicas (se reconocen los 28 mantos). Fig. 3f-9 ilustra esquemáticamente la sección transversal del yacimiento Lince-Estefanía (Acevedo, 2003), donde se encuentran muchos mantos (se reconocen los 23 mantos). En ambos yacimientos, un intrusivo gabrodiorítico atraviesa la zona mineralizada, induciendo brechización de la zona central. Localmente, las brechas están mineralizadas. En el caso del yacimiento Lince-Estefanía, la brecha mineralizada también está desarrollada alrededor del intrusivo vía la brecha no mineralizada que se llama la Brecha Susana (la Brecha Seca).
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(3) Subtipo seudoestratiforme Este tipo se caracteriza por formas irregulares del cuerpo mineralizado, que corta oblicuamente la estratificación de roca huésped (ej., Mantos Copper, El Soldado, Lo Aguirre). Fig. 3f-10 ilustra esquemáticamente la sección transversal del yacimiento Mantos Copper, donde se indica que la zona primaria está controlada irregularmente alrededor de las fallas mayores. Todavía no se ha clarificado que estos yacimientos son singenéticos o epigenéticos. El subtipo tabular apilado y el seudoestratiforme se creen como epigenéticos, de acuerdo al modo de ocurrencia (Kojima et al., 2003). Generalmente, el subtipo estratoligado tabular se asocia con los otros tipos (brecha y vetilla). Por lo tanto, los depósitos del tipo manto básicamente se creen como epigenéticos.
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3.6.4.- Tipo Noranda: Depósitos de sulfuros masivos asociados al volcanismo ácido se dividen en el tipo Noranda y el tipo Kuroko. Sin embargo, su clasificación es significativamente difícil como se ha mencionado antes. Por supuesto, el tipo Noranda y el tipo Kuroko se caracterizan por mineralización de Cu-Zn y la de Cu-Pb-Zn, respectivamente, pero esta característica depende del periodo geológico del yacimiento. Fig. 3f-11 muestra el cambio temporal en razones metales en los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos, representando claramente que la razón del plomo aumenta con el tiempo. Es decir, las razones entre Cu, Pb y Zn dependen del periodo de un yacimiento. En consecuencia, yacimientos del tipo Noranda y los del tipo Kuroko se distribuyen mayormente en Arqueano Superior - Proterozoico y Fanerozoico, respectivamente. Distritos y ensamblajes minerales del tipo Noranda se resumen como los siguientes: (Distritos mineros principales) · La franja “Greenstone” de Abitibi, Canadá (Arqueano, 2730 ~ 2655 Ma) Distrito Timmins (Kidd Creek) Distrito Noranda (Millenbach, Quemont, Horne, Ansil) · Distrito Flon-Snow Lake, Canadá (Proterozoico, ~ 1850 Ma) · Distrito Skellefte, Suecia (Proterozoico, ~ 1800 Ma) (Ensamblajes minerales) 94
Calcopirita, pirrotina, esfalerita, pirita Magnetita, hematita, casiterita, estanita, pentlandita, arsenopirita, tetrahedrita, galena, mackinawita, oro, otros sulfosales y telururos (ricos en Sn).
Fig. 3f-11 Las relaciones estratigráficas entre los depósitos mayores y su roca encajante en el distrito Noranda se ilustra esquemáticamente en Fig. 3f-12, que muestra que los mayores yacimientos entán emplazados entre la roca riolítica (Waite Riolita, Joliet Riolita) y la roca andesítica (la Formación Amulet Andesite). La estructura interna del yacimiento típico, incluyendo el tipo Kuroko, se ilustra esencialmente en Fig. 3f-13 (Lydon, 1988). La zona mineralizada se caracteriza por el cuerpo lenticular del sulfuro masivo con stockwork o veta discordante. El contacto entre piso y el cuerpo masivo está gradual, y el cuerpo masivo tiene estructuras laminadas y la zona de brecha. La abundancia de calcopirita disminuye siempre a medida que pasa en la dirección ascendente. En contraste al piso, el techo tiene el contacto claro con el cuerpo masivo, y un horizonte delgado compuesto de sílice, pirita y hematita (exhalita) está intercalado en la zona del contacto.
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Fig. 3f-13
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3.6.5.- Tipo Kuroko (mayormente Fanerozoico): La palabra “Kuroko” es originalmente japonesa, y se definió generalmente como “la mena masiva mixta de esfalerita, galena y baritina”. Luego, yacimientos similares se encuentran en el mundo, y ellos se llaman el tipo Kuroko colectivamente. Recientemente, depósitos del tipo Kuroko se definen específicamente como “los depósitos polimetálicos estratoligados que están compuestos de sulfuros y sulfatos”. Las áreas principales de depósitos tipo Kuroko en el mundo se resumen en la siguiente página. Entre ellos, Mt. Lyell (82 x 106 t) y Neves-Corvo (60 x 106 t) son gigantes, pero no se llaman el tipo Mt. Lyell o el tipo Neves-Corvo, por ejemplo. Estos depósitos están metamorfoseados considerablemente, y es difícil clarificar estados originales de los depósitos. Al revés, los yacimientos japoneses no están metamorfoseados y se estudian en detalle históricamente. Por eso, ahora se usa la palabra “tipo Kuroko”, internacionalmente (“Kuroko significa “mena negra”). Distrito Pilbara Este Tasmania Bathurst-Newcastle Terranova Nueva Gales del Sur Shasta Oeste Franja Pirítica Ibérica Rudny Altai Shasta Este Columbia Británica Jalisco Ponticos Este Pichincha Lancones Hokuroku Undu
(País)
Principales yacimientos
(Periodo)
(Australia) (Australia) (Canadá) (Canadá) (Australia) (EE.UU.) (España-Portugal)
Mons Cupri Mt. Lyell, Rosebery Brunswick, Heath Steele Buchans Captain’s Flat, Woodlawn Mammoth, Balaklala Rio Tinto, Neves-Corvo La Zarsa, Aznalcollar Ridder-Sokolnoye, Chekmar Afterthought Britannia, Granduc Cuale Murgul, Cayeli La Plata Tambo Grande Kosaka, Shakanai, Fukazawa Nukundamu
(Arqueano) (Cámbrico) (Ordovícico) (Silúrico) (Silúrico) (Devónico) (Devónico)
(Asia Central) (EE.UU.) (Canadá) (México) (Turquía) (Ecuador) (Perú-Ecuador) (Japón) (Fiji)
(Devónico) (Pérmico) (Jurásico) (Jurásico) (Cretácico) (Cretácico) (Cretácico) (Mioceno Medio) (Mioceno Superior)
Fig. 3f-14 muesta las ubicaciones de los yacimientos principales de la franja pirítica ibérica en España y Portugal (Strauss et al., 1977; Sato, 1992). En la provincia, hay un gran complejo volcano-sedimentario del Devónico Superior (parcialmente Carbonífero), y los depósitos se asocian a rocas félsicas del complejo. Los cuerpos mineralizados están compuestos de pirita recristalizada y sulfuros polimetálicos (Cu-Ag-Pb-Zn-Sn), mostrando las formas estratiformes. A continuación, miramos las características de depósitos japoneses del Kuroko típico en detalle.
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Fig. 3f-15 muestra la franja de depósitos tipo Kuroko en Japón, que está incluida completamente en la Región de Toba Verde (Green Tuff Region). Esta región está compuesta mayormente de rocas volcánicas del Mioceno, que exhiben colores verdes a causa de alteración propilítica. Entre los distritos en la franja, el distrito Hokuroku es más grande (>50 % de producción total) y tiene muchos yacimientos principales. El distrito Hokuroku tiene ciertas cuencas (calderas) submarinas del Mioceno Medio, que están rellenadas por lavas dacíticas - basálticas (el volcanismo bimodal) y sedimentos tobáceos. Los depósitos metalíferos están emplazados en las posiciones comparativamente marginales dentro de las calderas. (Fig. 3f-16). Estratigrafía de los depósitos estratiformes en los distritos principales se compara en Fig. 3f-17, donde se muestra claramente que todos los depósitos están alojados entre roca riodacítica (piso) y limolita tobácea (techo). Este aspecto indica obviamente que los depósitos son singenéticos. Distribución de zonas alteradas de depósito típico se muestran en Fig. 3f-18, que ilustra que cierta distribución zonal de alteración se reconoce alrededor del cuerpo mineralizado. Además, el cuerpo mineralizado está emplazado en la zona del feldespato potásico o cloritasericita. La segunda es más común, y la clorita es magnésica. Las características mineralógicas y químicas se representan en Fig. 3f-19, donde se muestra que la zona de clorita-sericita se caracteriza por altas concentraciones de K2O y MgO y bajas concentraciones de Na2O y CaO, en comparación con roca no alterada. En el caso del tipo Kuroko, esta característica se puede usar como el índice de alteración. 98
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Fig. 3f-20 ilustra esquemáticamente la estructura interna del depósito típico, mostrando que el depósito está compuesto mayormente de la zona del stockwork, la mena silícea (Keiko), la mena amarilla (Oko), la mena negra (Kuroko) y la mena de baritina en orden ascendente. En la zona del Keiko, se observa frecuentemente la brecha de explosión. Comúnmente, está una lamina delgada del cuarzo ferruginoso (Tetsusekiei) compuesto de cuarzo y hematita. El borde entre el cuarzo ferruginoso y el techo (limolita tobácea) es clara, como se ha mencionado antes. Al lado del cuerpo mineralizado, existe la mena del yeso con arcillas. Tabla 3f-2 resume los minerales principales de cada zona de los depósitos japoneses y fiyianos (Fiji). La mena del Oko y la del Kuroko se caracterizan por calcopiritapirita y esfalerita-galena de granos finos, respectivamente. La profundidad del mar en la depositación del Kuroko se ha discutido frecuentemente, y no se clarifica todavía. Fig. 3f-21 representa la profundidad mínima del mar estimada por datos de inclusiones fluidas (Pisutha-Arnond and Ohmoto, 1983). Según los datos de inclusiones fluidas, las temperaturas aproximadas de 280° ~ 360°C y 200° ~ 330°C se infieren para la mineralización del Oko y la del Kuroko, respectivamente. Todas las inclusiones no muestran el fenómeno ebullición. Esto significa que la mineralización ocurrió a una condición P-T en que el líquido está estable. Es decir, se requiere una presión hidrostática que corresponde a 1600 ~ 1900 m de profundidad del mar. En conclusión, se considera que los depósitos tipo Kuroko se formaron en aguas comparativamente profundas.
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3.7.- Yacimientos alojados en sedimentos Aquí se presentan los yacimientos de sulfuros alojados en sedimentos, como caliza, arenisca y lutita sin rocas ígneas. Aunque hay varios tipos de depósitos emplazados en sedimentos, se introducen las cinco categorías representativas: (1) Los depósitos alojados en carbonatos (Tipo Mississippi-Valley) (2) Los depósitos alojados en arenisca/lutita Tipo Sullivan (tipo McArthur River) Franja cuprífera africana Kupferschiefer (3) Los depósitos alojados en conglomerado Tipo Corocoro Tipo Exótico (secundario) (4) Formación bandeada de hierro (5) Depósitos uraníferos
3.7.1.- Tipo Mississippi-Valley: El tipo Mississippi-Valley (MVT) es representativo de los depósitos alojados en carbonato, y se distribuye mayormente alrededor del Río Misisipi, EE.UU. Depósitos similares se encuentran en Irlanda y el distrito Alpino, y se llaman “tipo Irlandés (Irish type)” y “tipo Alpino (Alpine type), respectivamente. Las provincias y características del tipo se resumen como las siguientes: Distrito Río Misisipi (Wisconsin, Illinoi, Kentucky, Tennessee, Misuri, Oklahoma, Kansas; EE.UU.), Cordillera canadiense (Pine Point, Columbia británica), Canadá norte (Polaris, Nanisivik), Perú (San Vicente), Irlanda (Navan), Distrito alpino (Italia, Austria, Alemania, Polonia), Distrito Zaghouan (Noreste Tunicia), Yushu-Nangqian (Meseta del Tíbet). (1) Alojados en rocas carbonatadas (calcita, dolomita) no metamorfoseadas del Proterozoico al Cretácico. (2) Ricos en Pb-Zn (galena, esfalerita, wurtzita) y pobres en Cu. (3) No hay actividades ígneas alrededor de los depósitos, los que están frecuentemente fracturados y brechizados (brecha de disolución). (4) Los cuerpos mineralizados están situados al margen de cuenca sedimentaria, y están acompañados de petróleo y evaporita. (5) Abundantes en fluorita y baritina como ganga. (6) Baja temperatura (60° ~ 200°C) y alta salinidad (15 ~ 30 % NaCl en peso) del fluido mineralizador. Fig. 3g-1 muestra un ejemplo del yacimiento tipo Mississippi-Valley, revelando que el cuerpo mineralizado se encuentra en horizontes de carbonatos, especialmente en dolomita. 105
Además, la parte mineralizada muestra la estructura característica “pitch and flat”, atravesando las láminas de dolomita. Este aspecto indica que yacimientos del tipo Mississippi-Valley son epigenéticos.
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3.7.2.- Yacimientos alojados en arenisca/lutita: Hay varios tipos que se conocen en depósitos alojados en arenisca/lutita, y los representativos se resumen como los siguientes: (1) Depósitos paleoproterozoicos, Cu Udokan (Rusia), Roseby (Australia), Zimbabwe (2) Tipo Sullivan (tipo McArthur River), Pb-Zn Broken Hill, Lady Loretta (Australia) Mount Isa, McArthur River (Australia) Sullivan (Canadá)
~2000 Ma <1700 Ma ~1650 Ma ~1430 Ma
(3) Depósitos cupríferos diseminados, Cu Spar Lake (EE.UU.) 1325 ~ 1075 Ma White Pine (EE.UU.), Redstone (Canadá) ~1050 Ma Franja Cuprífera Africana (Cu-U, Zambia, Congo) 1050 ~ 645 Ma (4) Depósitos cuprífero tipo “Redbed”, Cu Dzhezkazgan (Kazakhstan), Sud Siberia, Oklahoma, Texas, Nuevo México, Pensylvania, Utah (EE.UU.), Nueva Escocia (Canadá), Tuina (Chile) (5) Depósitos alojados en lutita negra, Pb-Zn-Ba Meggen, Rammelsberg (Alemania), Red Dog (Alaska), Howards Pass (Canada) (6) Kupferschiefer, Cu Mansfeld (Alemania), Lubin (Polonia)
Las ubicaciones de los depósitos principales, incluyendo el tipo conglomerado, se muestran en Fig. 3g-2. En esta sección, se presentan brevemente los depósitos del tipo Sullivan, Franja Cuprífera Africana y Kupferschiefer como los representativos. Yacimientos del tipo Sullivan están emplazados en lutita y limolita (sedimentos clásticos finos), localmente carbonatos de cuenca (zona de subsidencia) intracontinental. El yacimiento McArthur River casi no está metamorfoseado ni deformado, por eso se puede inferir su ambiente formacional. Otros están todos metamorfoseado, entonces el tipo Sullivan se llama tipo McArthur River también. Se han propuesto varias teorías referentes al mecanismo formacional de los depósitos tipo Sullivan: singenético, diagenético y epigenético. Recientemente, se cree universalmente que los depósitos estarían singenéticos originalmente. Por eso, estos depósitos se llaman tipo SEDEX (exhalativo sedimentario). Los depósitos cupríferos alojados en arenisca/lutita están en el segundo lugar en la producción del cobre mundial, y la franja cuprífera africana y Kupferschiefer son las provincias más grandes entre ellos. La franja cuprífera africana está situada en el área de la frontera entre Zambia y Congo (Zaire), y el área está compuesta de rocas sedimentatias proterozoicas distribuidas alrededor del basamento granítico (Fig. 3g-3). Principales depósitos están emplazados en la Formación Roan Inferior del Subgrupo Katanga, que está compuesto mayormente de arenisca, limolita y lutita. Cierta zonación horizontal de
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minerales cupríferos se reconoce característicamente en el cuerpo mineralizado, como se ilustra esquemáticamente en Fig. 3g-4. En general, la lámina mineralizada está compuesta de las zonas de estéril bornita-calcosina calcopirita-bornita pitita-calcopirita pirita en dirección de sedimentación. La zonación indica que cobre disuelto se precipitó mayormente cerca de la costa, porque el es más sensible para la oxidación que el hierro. Además, se observa la alta concentración del cobalto (carrolita, linnaeita) relacionada a la mineralización de calcopirita. La palabra “Kupferschiefer” en alemán significa “esquisto cuprífero”. Estratigrafías de depósitos típicos de la franja cuprífera africana y Kupferschiefer se comparan en Fig. 3g-5, que muestra claramente que las dos tienen muchas semejanzas: (1) Areniscas rojizas (red-bed) están desarrolladas en su piso (la arenisca Rotliegendes en el caso del Kupferschiefer). (2) Se desarrollan evaporitas en las rocas carbonatadas-sulfatadas del techo, que indican paleoclima seca de alta temperatura. (3) Los cuerpos mineralizados se formaron en el mar de poca profundidad cercano a tierra. (4) Rocas encajantes incluyen muchos carbonos orgánicos mostrando ambientes reducidos. Estas características se consideran en la próxima sección, incluyendo el tipo Corocoro.
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Fig. 3g-4
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3.7.3.- Yacimientos alojados en conglomerado: Como este tipo de depósitos, se nombran los tipos Corocoro y Exótico. Tipo Corocoro: Los Yacimientos cupríferos del tipo Corocoro están distribuidos en el Altiplano de la Bolivia oeste, y están emplazados en la Formación Huayllamarca (4500 ~ 6500 m de espesor) del Grupo Corocoro (Fig. 3g-6). La Formación Huayllamarca está compuesta mayormente de conglomerado fino, arenisca tobácea y lutita del Oligoceno al Plioceno, en que los depósitos están alojados. Las rocas encajantes están “blanqueadas” 110
generalmente, incluyendo localmente troncos carbonatados. La mineralización primaria se caracteriza por calcosina y cobre nativo con menos pirita, calcopirita, galena, bornita y hematita. Como minerales secundarios, se observan malaquita, crisocola, tenorita, cuprita, azurita y covelina. Además, cuarzo, yeso, baritina y calcita se reconocen como minerales de ganga. Los yacimientos tipo Corocoro son muy misteriosos en su mecanismo formacional, y no se ha clarificado si son singenéticos, diagenéticos o epigenéticos. En especial, hay muchas teorías sobre el origen del cobre, y algunos geólogos creen que el cobre de los depósitos tipo Corocoro provendría de pórfidos cupríferos andinos. Como características geológicas, comunes a todos los tipos de yacimientos alojados en sedimentos, se nombran los siguientes aspectos: (1) Los depósitos están ubicados en cuencas intracontinentales. (2) Se encuentran evaporitas compuestas de sulfatos y sales. (3) Se encuentran carbonos orgánicos o actividad bacterial*. El primero es factor importante como un lugar depositado de gran cantidad de materiales metálicos. El segundo tiene la importancia en suministro del azufre incluido en sulfuros y en formación del fluido mineralizador hipersalino. En general, la solución de alta salinidad cabe disolver elementos metálicos aun en bajas temperaturas. El tercero puede inducir la reducción del sulfato de la evaporita al sulfuro de hidrógeno por la siguiente reacción: (ej.) CaSO4 (evaporita) + CH4 CaCO3 + H2S + H2O. Así, se considera que las características son muy importantes para formación de yacimientos alojados en sedimentos. Tipo Exótico: Yacimientos del tipo “exótico” presentes particularmente en los Andes centrales consisten en óxidos cupríferos impregnados en gravas y basamentos, y se reconocen como depósitos secundarios relacionados al sistema del pórfido cuprífero. Entonces, los depósitos exóticos están situados junto al pórfido cuprífero. Fig. 3g-7 muestra las ubicaciones de los yacimientos exóticos principales con los pórfidos cupríferos asociados, como Huinquintipa (Collahuasi), Mina Sur (Chuquicamata) y Damiana (El Salvador). Sin embargo, hay algunos depósitos exóticos donde no se encuentran los pórfidos relacionados, como Sagasca (La Cascada) y El Tesoro. Fig. 3g-8 representa esquemáticamente el mecanismo formacional del yacimiento exótico, indicando que el cuerpo mineralizado del yacimiento exótico se forma por flujo lateral del agua superficial (Münchmeyer, 1996). En el caso del enriquecimiento secundario, el flujo del agua meteórica se caracteriza por migración vertical. En consecuencia, se podría considerar que depositación del depósito exótico fue causada por un mecanismo similar al enriquecimiento secundario. Como se muestra en Fig. 3g-8, se reconoce que el yacimiento exótico está ubicado dentro de una distancia de 68 km desde el cuerpo porfídico. Esta información es importante en exploración de depósito nuevo del tipo exótico y del pórfido cuprífero también. Ahora veremos las características geológicas de los yacimientos Mina Sur y Damiana, como los representativos del tipo exótico. * La actividad de bacterias anaerobias (sulfur-reducing bacteria) produce H2S en la reacción de 2CH2O + 2H+ + SO42- → H2S + 2CO2 + 2H2O.
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Fig. 3g-8
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Fig. 3g-10
El yacimiento Mina Sur (antes se llamó Exótica) situado a 4-6 km sur del Chuquicamata, es típico del tipo exótico (Fig. 3g-9). En el norte de Chuquicamata, existe otro pórfido cuprífero, Radomiro Tomic, donde se encuentra también el cuerpo exótico. El cuerpo mineralizado principal está desarrollado a lo largo de la depresión paleotopográfica en una dirección NW desde la Falla Oeste. Fig. 3g-10 muestra la sección transversal esquemática del depósito, representando que el distrito está compuesto de anfibolita y masa granítica paleozoicas como el basamento y la grava sobrepuesta. El cuerpo mineralizado se encuentra en la parte superior del basamento (zonas de fracturas) y en la parte inferior de la grava (~ 70 m de espesor en total), y se divide en la “zona achocolatada” y la zona alterada. La primera consiste en hidróxido de hierro (limonita), atacamita, cobre negro* y esmectita, y la segunda contiene crisocola y cobre negro*. En la segunda, se observa localmente la zona argilizada (caolinizada), donde no se encuentra crisocola por la redisolución. * Antes, la mixtura de óxidos de Cu-Mn-Fe-Si se llamó “copper wad”, y la mixtura de crisocola y limonita se llamó “copper pitch”. Sin embargo, se considera que son iguales químicamente.
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El yacimiento exótico Damiana está situado a 4 km oeste de El Salvador (Fig. 3g-11), y su mineralización ocurrió en la grava miocena al pie del monte y su base andesítica subyacente. Aunque las frazadas de calcosina formadas por enriquecimiento segundario se reconocen en El Salvador y Quebrada M junto al pórfido, solamente óxidos cupríferos como crisocola, copper wad y turquesa se observan en la base andesítica y las gravas. El modelo hipotético de la formación del yacimiento Damiana se ilustra esquemáticamente en Fig. 3g12. Recientemente, se han obtenido las edades de la mineralización exótica (ej., Mote et al., 2001). Según sus datos, se considera que la mineralización exótica ocurrió principalmente en Mioceno Inferior (24 ~ 11 Ma). Este resultado es compatible con el del enriquecimiento supérgeno de pórfidos cupríferos. Durante el Mioceno Medio, el clima de Chile norte
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Fig. 3g-13 Mineralization ages of secondary enrichements in Chilean porphyry copper deposits, which correpond to those of the exotic copper deposits.
cambió desde semiárido a árido y terminó completamente la mineralización exótica. La relación cronológica de estos eventos se resume en Fig. 3g-13. Formación bandeada de hierro (BIF): La Formación Bandeada de Hierro (BIF) es el recurso de hierro muy importante, porque ella ocupa más que 90 % de la producción de hierro en el mundo. La BIF tiene otros términos de itabirita (Brasil), taconita (Lake Superior), jaspilita (Australia) y cuarcita 116
bandeada de hematita. Estrictamente hablando, la BIF está restringida a los depósitos precámbricos y se clasifica en los dos tipos siguientes:
Fig. 3g-14
a. Tipo Algoma Este tipo se caracteriza por las formas lenticulares alojados en lavas volcánicas y piroclásticos de la franja “Greenstone” arqueana, mostrando distintos cambios de facies horizontal (óxidos, carbonatos y sulfuros). b. Tipo Lake Superior (o tipo Superior) Este tipo se caracteriza por típicas bandas de óxidos en sedimentos clásticos y químicos (caliza, chert) del Arqueano Superior al Proterozoico (mayormente Proterozoico). Así, el tipo Algoma está relacionado estrechamente al volcanismo. Frecuentemente, depósitos de los dos tipos están metamorfoseados. Por otro lado, depósitos fanerozoicos están débilmente metamorfoseados y frecuentemente están deficientes en magnetita. Este tipo se llama “ironstone”. El tipo ironstone se clasifica aproximadamente en los tres tipos: a. Tipo magnetita ordovícica Este tipo se caracteriza por ocurrencia de magnetita en rocas metamórficas de grado inferior, y se encuentra en Cuenca Praga (Checa), Gales (Inglaterra), Thuringia (Alemania) y Chile sur. Los yacimientos chilenos se presentan más adelante. b. Tipo Clinton Este tipo se caracteriza por hematita oolítica alojado en la Formación Clinton (Sílurico Medio) en el distrito Birmingham, Apalaches (EE.UU.).
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c. Tipo Minette Este tipo se caracteriza por limonita oolítica alojado en lutita, arenisca y caliza (Jurásico), y se encuentra en al distrito Alsacia-Lorena (Francia, Alemania, Luxemburgo).
Fig. 3g-15
Ahora veremos depósitos mayores del tipo Algoma y el tipo Lake Superior. Los depósitos representativos se resumen más abajo. Fig. 3g-14 muestra las ubicaciones de los depósitos principales y áreas precámbricas (Eichler, 1976), sugiriendo la presencia de una franja gigante de la BIF relacionada a la deriva continental. Fig. 3g-15 ilustra esquemáticamente la sección estratigráfica del yacimiento Michipicoten (Canadá) como un ejemplo del tipo Algoma (Goodwin, 1973). El distrito Michipicoten está compuesto de una cuenca grande rellenado por rocas volcánicas máficas, piroclásticos félsicos y sedimentos, y el segundo y el tercero muestran la distribución clasificada. Es decir, el tamaño de granos se pone más fino a medida que se acerca al centro de la cuenca. La formación ferrífera muestra distintos cambios de facies horizontal como se ha mencionado antes, mostrando gradualmente cambio horizontal de óxidos (hematita, magnetita, limonita) carbonatos (siderita, ankerita) sulfuros (pirita, pirrotina) a medida que se acerca al centro de la cuenca. En consecuencia, se representa que la parte central de la cuenca estaría en condición más reducida. Localmente, la zona sulfurada está acompañada con oro, como se ha descrito en la sección de los yacimientos auríferos. Los depósitos del tipo Algoma se consideran que se formaron por depositación del fluido hidrotermal exhalativa submarina.
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a. Tipo Algoma Isua Barberton Pilbara Michipicoten Vermilton
<20 %> (Groenlandia) (Sudáfrica) (Australia) (Canadá) (EE.UU.)
b. Tipo Lake Superior <80 %> Hamersley (Australia) Transvaal (Sudáfrica) Muro-Obajana (Nigeria) Minas Gerais (Brasil) Krivoy-Rog (Ucrania) Lake Superior (Canadá, EE.UU.) Gunflint, Mesabi Labrador Trough (Canadá) Urucum (Bolivia, Brasil)
~3760 Ma (el depósito más antiguo) ~3400 Ma ~3300 Ma ~3300 Ma 2750 ~ 2700 Ma 2560 ~ 2490 Ma (el depósito gigantísimo) ~2400 Ma ~2300 Ma ~2240 Ma ~2130 Ma ~2090 Ma ~1980 Ma ~ 900 Ma
Por otro lado, la formación ferrífera del tipo Lake Superior se caracteriza por la estructura bandeada típica, que se divide en tres unidades graduales de macrobanda (del orden de m), mesobanda (del orden de mm-cm) y microbanda (del orden de mm) en el caso del distrito Hamersley (Australia). El Hamersley es el distrito ferrífero gigantísimo en el mundo, teniendo 3 x 1014 tonelada de reserva. Las bandas están compuestas de chert y óxidos (hematita, magnetita, limonita) apilados periódicamente, y están recristalizadas por algún metamorfismo regional. Muchas ideas se proponen en el mecanismo formacional del tipo Lake Superior, pero ellas se pueden compendiar en tres teorías siguientes: (1) Oxidación del componente ferroso (Fe2+) suministrado del agua interior de tierra por oxígeno libre (O2) producido por fotosíntesis bacterial (Trendall, 1972, 1973; Holland, 1984). (2) Reacción fotoquímica del componente ferroso (Fe2+) por el rayo ultravioleta, como Fe2+ + H+ Fe3+ + ½ H2 (François, 1986; Anbar and Holland, 1992). (3) Depositación hidrotermal submarina (Jacobsen and Pimentel-Klose, 1988; Klein and Beukes, 1989; Derry and Jacobsen, 1990). La primera y la segunda sugieren que el origen del hierro provendría de tierra superficial, pero la tercera insiste en el origen hidrotermal del fondo marino. Es necesario que se explique la historia de la tierra para comprender exactamente las primeras dos teorías. Como está resumido en Fig. 3g-16, se cree generalmente que el oxígeno libre (O2) comenzó a acumularse en el aire desde el Proterozoico Inferior (~ 2,3 Ga) por reacción fotosintética de gran escala: CO2 (g) + H2O (CH2O)carbohidrato + O2 (g) Antes del periodo, el aire estuvo muy escaso del oxígeno libre, que estaría producido localmente por la actividad bacterial. Entonces, el hierro se disolvería bastante como el ion 119
ferroso (Fe2+) en aguas superficiales del Arqueano Superior al Proterozoico Inferior (el periodo de la mineralización del tipo Lake Superior). En general, los componentes ferrosos son solubles y los férricos (Fe3+) son insolubles. Por eso, se considera que la precipitación de óxidos ferríferos se producía a causa de la oxidación local por reacción fotosintética bacterial. En especial, Trendall (1972, 1973) ha indicado que la microbanda del óxido ferrífero y sílice se producía por la circulación anual de alta actividad bacterial en verano (precipitación del hierro) y baja actividad en invierno (precipitación de sílice), como el anillo anual en corteza de árboles. Además, en periodos proterozoicos no existió la ozonosfera que corta la radiación directa del rayo ultravioleta. En consecuencia, se considera que la reacción fotoquímica ocurría también en aguas superficiales. En contraste a las dos teorías, la tercera sugiere el origen interior de la tierra, En particular, Jacobsen and Pimentel-Klose (1988) muestran un modelo en que los depósitos del tipo Algoma y del tipo Lake Superior se formarían en mar poco profundo alrededor del arco de isla y en plataforma continental atlántica, respectivamente. Como se ha mostrado antes en Fig. 3f-4, en el área de Chile sur, están algunos depósitos similares al tipo BIF. En la cordillera de Nahuelbuta, se localizan tres distritos con depósitos de Fe bandeado en cuarcitas intercaladas en esquistos micáceos de edad ordovícica: Pocuno, Mahuilque-Relún y La Cabaña. Estos yacimientos están compuestos de magnetita, hematita, maghemita, limonita, ilmenita con menos pirita, calcopirita, bornita, calcosina, galena y pirrotina.
Fig. 3g-16
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Yacimientos uraníferos: Hay varios tipos de yacimientos uraníferos en el mundo, pero los principales se clasifican en los tres tipos siguientes: (1) Tipo conglomerado (Arqueano Superior – Proterozoico Inferior) Depósitos del tipo se consideran generalmente como los sedimentarios clásticos. Depósitos principales: Witwatersrand (Sudáfrica), Elliot Lake, Blind River (Canadá). (2) Tipo relacionado a discordancia (Proterozoico Medio) Depósitos del tipo se consideran como los diagenéticos – hidrotermales. Depósitos principales: Athabasca (Canadá), Franceville (Gabón), Alligator Rivers, Rum Jungle (Australia). (3) Tipo arenisca (Tipo altiplano Colorado) Depósitos del tipo se consideran como los diagenéticos – hidrotermales, y se dividen en los dos subtipos siguientes. Tipo humato (mayormente Mesozoico, < 400 Ma) Depósitos alojados en arenisca y están relacionados a materias orgánicas (humato). Depósitos principales: Grants, Uravan (EE.UU.), Arlit (Niger). Tipo rollo (Terciario: Paleoceno – Plioceno) Depósitos alojados en arenisca y no están relacionados a materias orgánicas. Depósitos principales: Shirley Basin/Wyoming, Texas Golfo de la Costa (EE.UU.).
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Las ubicaciones de los depósitos principales se muestran en Fig. 3g-17, con la distribución de provincias precámbricas. Como se ilustra en Fig. 3g-18, la producción de uranio mundial muestran la distribución trimodal (tres tipos) en el tiempo geológico, la que está relacionada directamente a evolución biogenética. Como se ha mencionado antes, no estaría acumulado el oxígeno libre en aire hasta el periodo Proterozoico Inferior y una condición reducida se mantenía durante la formación de depósitos tipo conglomerado. Hay dos formas importantes de uranio en naturaleza: la especie reducida de uranoso (U4+) y la especie oxidada de uranilo (U6+). En general, la primera es insoluble y la segunda es soluble. Entonces, un proceso reductor es necesario para precipitación del uranio disuelto, en contraste al hierro.
El ambiente reducido del Arqueano Superior sería muy conveniente para que el uranio se guardara en conglomerado como placeres. Fig. 3g-19 muestra el marco geológico del distrito Witwatersrand, el área gigante del U-Au placer (uraninita, oro nativo). El distrito está compuesto de una gran cuenca de 290 km x 150 km en área, que se rellena por gran cantidad de sedimentos clásticos. El sistema Witwatersrand se divide en la zona Inferior y la zona Superior, y los yacimientos están distribuidos en la zona Superior cerca del margen de la cuenca. La zona Inferior y la zona Superior consisten dominantemente en rocas argilíticas alternadas con cuarcitas - rocas volcánicas y cuarcitas con laminas de conglomerado, respectivamente. Se ha obtenido un periodo 3074 Ma – 2714 Ma para la sedimentación del sistema Witwatersrand, y los granitoides del basamento (Granitoide Randian y Granitoide Swazian) muestran edades más antiguas de <3100 Ma.
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Fig. 3g-20 ilustra esquemáticamente la ocurrencia de cuerpos mineralizados del tipo relacionado a discordancia. Este tipo de yacimientos se caracteriza por depositación de uranio en discordancias entre las rocas metamorfoseadas (piso) y los sedimentos no metamorfoseados (techo) o en las zonas de falla y brecha relacionadas. En el caso de b en la figura, el cuerpo mineralizado de alta ley está penetrado en metapizarra grafítica, que da una condición reducida por la reacción siguiente: 2C (grafito) + 2H2O CO2 + CH4 (metano). El metano es reductor efectivo para precipitación de uranio. En consecuencia, el uranio disuelto generado de los sedimentos no metamorfoseados que tienen “red-bed” se deposita preferencialmente en la zona de discordancia.
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Fig. 3g-20
Fig. 3g-21
La mineralización primaria del tipo arenisca (el tipo humato) está relacionada estrechamente con materias húmicas, que provienen de plantas podridas. Por eso, este tipo 124
de yacimientos no se encuentra nunca en provincias arqueanas y proterozoicas (ver Fig. 3g18). Fig. 3g-21 representa yacimientos principales y aspectos estructurales de la región Altiplano Colorado. Todos los depósitos se forman en abanico aluvial y áreas planas, y están emplazados en areniscas triásicas (la Formación Clinle) o jurásicas (la Formación Morrison). Fig. 3g-22 muestra una sección esquemática del distrito Grants en la Cuenca San Juan (Nuevo México) como un ejemplo del tipo. El distrito está compuesto del Miembro Westwater Canyon y el Miembro Brushy Basin, que consisten mayormente en areniscas y lutita rojiza, respectivamente. Todos los yacimientos uraníferos están alojados en areniscas incluyendo la Arenisca Jackpile. Los cuerpos mineralizados exhiben formas laminadas conteniendo cofinita y uraninita asociadas al humato. Sin embargo, restos de plantas no se encuentran en el Miembro Westwater Canyon, pero se observan en el Miembro Brushy Basin. En consecuencia, se considera que el humato se removió de la lutita rojiza superior por algún fluido diagenético alcalino*. La materia húmica es capaz de adsorber componentes uraníferos, además el gas hidrógeno como un reductor se genera por las siguientes reacciones cuando las materias húmicas se calientan:
* El humato se disuelve fácilmente en soluciones alcalinas.
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Fig. 3g-23
>CHOH >CH-OH
>C = O + H2 (g) >C = O< + H2 (g) .
Entonces, el humato sirve como un reductor para fijación del uranio. En contraste, depósitos del tipo rollo son los secundarios (fluviales) en areniscas. Su forma se controla por la zona interfacial del redox, donde no se encuentra ningún proceso biogenético. Como está ilustrado en Fig. 3g-23, los depósitos del tipo muestran la forma como lengua en arenisca permeable. Se considera que la forma de lengua se produce por la reacción del fluido uranífero (oxidado) con el gas rico en H2S (no oxidado) generado por actividad bacterial. Al frente redox aparecen localmente cementos de calcita y se observan ferroselita (FeSe2) y jordisita (MoS2) característicamente en la zona oxidada.
3.8.- Yacimientos residuales Yacimientos residuales son los depósitos formados in situ por un efecto exógeno como meteorización de rocas varias. Entonces, las especies metálicas concentradas dependen de rocas originales, y se representan por bauxita (laterita) y laterita niquelífera. Por lo general, este tipo de depósitos está concentrado en zonas tropicales, porque la meteorización es más activa en zonas de alta temperatura y alta humedad. Fig. 3h-1 muestra distribución mundial de la laterita niquelífera, que se produce en países adyacentes del ecuador (Nueva Caledonia, Australia, Indonesia, Cuba, Jamaica, Surinam, Brasil, Burundi, Guinea). 126
La bauxita proviene de rocas félsicas como granito, gneis y lutita, y es recurso importante de aluminio. Primero, caolinita supérgena se forma por la meteorización de feldespatos incluidos en las rocas originales. Luego, los minerales aluminosos se forman por las siguientes reacciones descomposicionales: Al2Si2O5(OH)4 AlO(OH) + Al(OH)3 + 2SiO2 Caolinita Boemita Gibsita Al2Si2O5(OH)4 2AlO(OH) + 2SiO2 + H2O. Caolinita Diásporo Entre los minerales, diaspora es estable, y boemita y gibsita son metaestables. Por consiguiente, la diaspora supérgena se encuentra solamente en depósitos antiguos (paleozoicos), y boemita y gibsita ocurren en depósitos más jovenes (mesozoicos, terciarios).
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En el caso de rocas ultramáficas (peridotíticas), se forma la laterita niquelífera, acompañada de minerales ferrosos como nontronita y goethita. Estos minerales se producen por las siguientes reacciones descomposicionales de olivino ferroso (fayalita). 4Fe2SiO4 + 4H2O + 2O2 Fe2Si4O10(OH)2 + 6FeOOH Nontronita 2Fe2SiO4 + 2H2O + O2 4FeOOH + 2SiO2. En general, los depósitos de laterita niquelífera tienen 0,2 - 1,3 % de Ni, y producen garnierita (Ni3Si2O5(OH)4), pimelita (Ni3Si4O10(OH)2), Ni-brucita (Ni(OH)2) y Niserpentino (Ni3Si2O5(OH)4), como minerales principales. Recientemente, los depósitos residuales ocupan un posición importante en producción de Fe (hematita-limonita y siderita: Bilbao-type) y los metales raros: Ga en laterita (Australia), Mn y Co en laterita niquelífera (Ghana, Gabón, Cuba, Nueva Caledonia) y NbREE en depósitos residuales de carbonatita (China, EE.UU., Brasil). En especial, el yacimiento Araxa (Brasil) es famoso por alta producción de Nb (pirocloro, (Na,Ca)2Nb2O6(O,OH,F)).
3.9.- Yacimientos placeres Yacimientos placeres se definen como los depósitos superficiales formados por concentración mecánica de partículas minerales a través de meteorización. En general, las partículas minerales no son in situ, y se han transportado por aguas meteóricas, agua de mar o viento. Los minerales concentrados son fuertes para meteorización y están limitados a los pesados, como Au, Pt, UO2, Fe3O4, SnO2 y (Ce,Y)PO4 (monazita). De acuerdo al lugar de depositación, los depósitos placeres se clasifican en placer de playa, placer aluvial y placer de terraza. Principales depósitos placeres se resumen como los siguientes: Rocas originales Rocas graníticas
Minerales útiles y provincias mineras zircón, corindón, columbita, topacio, berilo, casiterita, wolframita, minerales REE (monazita, xenotima) oro (California, Alaska: EE.UU.; Victoria: Australia) casiterita (Thailandia, Malaysia, Indonesia, Bolivia)
Rocas gabroicas
ilmenita-titanomagnetita (Adirondak: EE.UU.; St. Lawrence: Canadá), cromita (Zimbabwe, Australia, EE.UU.)
Rocas ultramáficas
PGE: Pt, Pd, Rh, Ru, Os-Ir (Witwatersrand, Urales, Alaska)
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Fig. 3i-1 A diagram showing correlative relationship among weathering, transportation and precipitation as functions of current speed and diameter of detrials.
Fig. 3i-1 muestra la relación correlativa entre meteorización, transportación y precipitación como funciones de velocidad corriente y diametro de los detríticos en el caso del placer aluvial. Fig. 3i-2 ilustra esquemáticamente mecanismos para formación del placer aluvial y el placer eólico.
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4. CONCLUSIONES Varios tipos de yacimientos minerales se tratan en el curso Depósitos Minerales, entonces los alumnos podrían reconocer la distribución temporal de las menas metálicas en la historia geológica mostrada en Fig.1-1. Sin embargo, algunos tipos y depósitos no se pudieron presentar en el curso (ej., depósitos de manganeso y metales raros). Basado en los conocimientos generales sobre yacimientos minerales de los tipos principales, se entregan características mineralógicas y geoquímicas de cada tipo en el curso subsiguiente, Depósitos Minerales 2 (Metalogénesis). Agradecimientos: Este apunte se mejoró por varias sugerencias y correcciones del Dr. Gabriel González y ex-alumnos de Universidad Católica del Norte, Sr. Andrés Mestre y Paula Navarro, a quienes el autor quiere agradecer, sinceramente. Algunos dibujos se completaron por Sr. Leonel Jofre de Universidad Católica del Norte. 130
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139
ANEXO 1
Schematic illustration of alteration zones in a calc-alkalic porphyry (A) and alkalic porphyry (B) systems (Holliday and Cooke, 2007).
140
ANEXO 2
Anexo 3
Simplifiedgeologic mapa round the Hemlo deposit (Kusins et al., 1995; Poulsen et al., 2000).
141
Anexo 4
Generalized spatial distribution of the Carlin-type gold deposist (Robert et al., 2007).
Anexo 5
142
