Introducción
Que son los minerales ? Para que sirven ?
De donde vienen - que son los depositos minerales ?
Qué es el negocio Minero ?
Cual es la importancia de la Minería en Chile ?
Que son los minerales ? Para que sirven ?
Mineral : sustancia de origen natural con estructura interna ordenada y
composición química dentro de rango definido.
Los minerales pueden ser de uso práctico para la humanidad, ya sea por sus
propiedades como mineral, o bien para la
extracción de elemento(s) particular(es) como
por ejemplo los metales (mineral de mena).
Los recursos minerales se dividen en tres grandes familias, los metálicos, los
no-metálicos y los energéticos.
Metálicos: minerales de mena de los cuales se obtienen metales de interes.
No-metalicos: minerales empleados directamente en procesos industriales,
tecnológicos, construcción, etc.
Recursos energéticos: petroleo, gas natural, carbón, uranio, etc.Ejemplo: La
composición de un automovil
IRON, MANGANESE, CHROMIUM, TITANIUM, VANADIUM, MOLYBDENUM, COBALT, NICKEL
(STEEL FRAME, PLATING)
CARBON, HYDROGEN, NITROGEN, OXYGEN, FLUORINE, CHLORINE (PLASTICS)
COPPER, TIN, ZINC, PHOSPHORUS (WIRING, MOTORS)
LEAD, SULFUR, SILVER, GOLD, PLATINUM, PALLADIUM, RHODIUM, CADMIUM, NEON
(ELECTRICAL SYSTEM)
SILICON, BERYLLIUM, BORON, POTASSIUM, SODIUM (GLASS)
ALUMINUM, ZINC (CASTINGS)
RARE EARTHS (La, Ce, Eu) (COMPUTERS, ALARMS)
De donde vienen - que son los depositos minerales ?
Los minerales de interes para su explotación son de ocurrencia natural,
asociados a procesos y ambientes geológicos específicos según tipo.
Un depósito mineral o yacimiento es una zona o cuerpo de concentración de
recursos minerales.
Una Minaes un yacimiento en el cual es posible realizar la extracción de un
mineral o elemento con un beneficio económico.
Para elementos de interes los minerales que lo
contienen se denominan mena, minerales de los cuales es posible extraer un
metal con un beneficio económico.
Ley es un valor cuantitativo de un elemento en una roca con mineral de mena
(ej. 1.2% Cu => 12 Kg de Cu por ton de roca).Procesos Geológicos
METEORIZACION
SEDIMENTACION MECANICA
SEDIMENTACION QUIMICA
ROCAS INTRUSIVAS PROFUNDAS
FLUIDOS EXPELIDOS POR MAGMAS PROFUNDOS
VOLCANISMO SUBMARINO
METAMORFISMO
Qué es el negocio Minero ?
El rol del
negocio minero en la economía es el de encontrar, delinear y desarrollar
depósitos minerales económicos, para luego explotar, procesar y vender los
productos que de ellos se obtienen.
El negocio minero, por definición, debe ser economicamente rentable.
Salvo que sea de interes social o estratégico.
Flujo Minero (T).
Flujo de Caja. (T).
Cual es la importancia de la Minería en Chile ?
Representa solamente el 8% del
P.I.B. por actividad económica (T),
Pero representa el 49% de las exportaciones, 40% corresponde a cobre (T).
Las exportaciones de cobre representan el 82% de las exportaciones mineras
chilenas (T).
Chile
posee el 24% de las reservas mundiales de Cu (T).
Codelco maneja el 47% de la producción nacional (T).
La economía Chilena es muy dependiente de la gran minería del cobre.
Ubicación y distribución de yacimientos minerales de Cu - Au chilenos:
Franjas metalogénicas
Los depositos minerales son el producto de procesos geológicos concentradores
ya sea endógenos o exógenos a los cuales se asocia fraccionamiento
geoquímico.Entre estos procesos destacan los magmáticos, magmáticos
hidrotermales, hidrotermales, volcanogénicos exhalativos, sedimentario
exhalativos, metamórficos y sedimentarios.
Para la generación de un deposito mineral se
requiere de un origen de los elementos y de una serie de procesos que conduzcan
a la concentración de ellos.
Estos procesos pueden ser bastante variados para distintos tipos de depositos,
la comprensión de ellos de vital importancia para la determinación de criterios
de exploración.
Procesos Generadores de Yacimientos
Procesos Metamórficos
- Zonas de Falla (cizalle) y Bombeo Tectónico
- Metasomatismo (migración de fluidos durante metamorfismo)
Procesos Sedimentarios
- Erosión selectiva, migración química, migración física
- Procesos concentradores mecánicos
Composición de Magmas
Los yacimientos de origen magmático ya sea directo o distal comprenden la
mayoría de los depósitos minerales metálicos.
La composición de magmas juega también un rol importante sobre el tipo de
mineralización asociada, donde la composición de magmas es función en gran
medida del
ambiente tectónico en el cual es generado.
Se entiende por magma a un sistema multicomponente de sustancias en estado
líquido, sólido y gaseoso.
La fase líquida es la más predominante, constituida principalmente por
soluciones aluminosilicicatadas, acompañadas de iones libres como Na, Ca, K, Mg entre otros.
La fase sólida se conforma de olivinos, piroxenos plagioclasas y otros,
diseminados en el líquido.
La fase gaseosa está compuesta principalmente por agua y cantidades menores de
CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3, etc.
Magmas: Clasificación
De acuerdo a contenidos de alcalisy desílice se clasifican los magmas en tres
grandes grupos:
Magmas Toleíticos representan principalmente lavas basálticas en centros de
expansión oceánico o dorsales o en arcos insulares jovenes.
En estos ambientes ocurre fraccionamiento entre basaltos, andesitas A–
basálticas y en menor proporción riolitas. Estos magmas son generalmente bajos
en K, con un contenido promedio de sílice del orden de 53%.
Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son los de cromita A–
platinoides (PGM), Bushveld, Sudáfrica, yacimientos de pirrotina A– pentlandita
A– calcopirita, Sudbury, Ontario, yacimientos de magnetita A– ilmenita A–
(vanaditina), Lago Stanford, EEUU, entre otros.
Magmas Calcoalcalinos ocurren en zonas de subducción, en arcos insulares
maduros y en los márgenes continentales, con rocas de composición desde gabro a
granito (basalto a riolita).
En el caso de arcos insulares dominan las rocas volcánicas, principalmente de
composición andesítica (SiO2 del orden de 59%). Estos magmas son derivados de
la fusión parcial de la cuña del
manto y en menor medida corteza oceánica, con poca interacción ascedente.
En el caso de arcos continentales las rocas tienden a una composición más
silicea, andesitas, dacitas y riolitas y sus equivalentes intrusivos. Son
derivados de fusión parcial de la cuña del
manto y en menor medida corteza oceánica, con mayor o menor interacción y
asimilación de corteza continental inferior.
Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son pórfidos cupríferos,
skarns, estratoligados, epitermales, entre otros.
Magmas Alcalinos se dan en zonas de rifting intracontinental, en las zonas de
fallas transformacionales y en los trasarcosmagmáticos de los margenes
continentales.
Se fraccionan en shoshonitas (zonas orogénicas) y sienitas (zonas cratónicas).
Son rocas bajas en respecto a alto. A este tipo de magma se asocian rocas
peralcalinas en zonas cratónicas, kimberlitas y lamprófiros (a los cuales se
pueden asociar diamantes) y carbonatitas.
Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son apatito A– magnetita,
Sokli, Finlandia, apatito A– titanita, Lozovero, Rusia, magnetita A– apatito A–
actinolita, Kiruna, Suecia, casiterita A– wolframita, Jos, Nigeria y diamantes,
Sudáfrica, entre otros.
Hidrotermalismo y Formación de yacimientos
Fuente de Fluidos Hidrotermales
En la mayoría de depósitos de origen hidrotermal se sabe hoy en día que los
fluidos hidrotermales participantes son en su mayoría de origen magmático, y
que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones
termodinámicas de éste.
La pregunta obvia entonces es en que momento y por qué se separa o fracciona una
fase hidrotermal de una fase magmática y como
y por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma.
Primera Ebullición
A condiciones de alta presión y temperatura, un magma posee una alta
solubilidad del
agua, solubilidad que decrece con el descenso de temperatura y más fuertemente
con el descenso de presión.
Magmas máficos poseen mayor solubilidad que magmas félsicos.
La pérdida de solubilidad de un magma y la consecuente partición de agua desde
la fase magmática es denominada 'primera ebullición', fenómeno
gradual y de poca injerencia.
Segunda Ebullición (Ebullición Retrograda)
Otro proceso de partición de agua más efectivo que la pérdida de solubilidad,
es la denominada A“segundaebullición', la cual ocurre durante la
cristalización de un magma producto de exsolución de agua.
Se le denomina segunda ebullición porque ocurre durante enfriamiento
adiabático.
Este proceso será más rápido y violento a mayor velocidad de cristalización.
La fase hidrotermal particionada comprenderá una fase vapor y una fase de
hidro-salmuera salina, con altos contenidos de Na y Cl.
Bajo condiciones normales de cristalización, metales como el Cu, Zn, Pb, Au,
Ag, etc. son incorporados a la fase cristalina como trazas en minerales
formadores de roca.
Segunda Ebullición y Generación de Fluidos Hidrotermales
Separación masiva y violenta de una fase hidrotermal será capaz de secuestrar
metales antes de que entren a formar parte de minerales formadores de roca.
Esto implica que mientras menos cristalizado este un magma antes de que
comience cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad de extraer altos
contenidos de metal existen.
La convergencia de parámetros geológicos, tectónicos y termodinámicos durante
el emplazamiento de magmas será de gran relevancia en la optimización de
procesos hidrotermales capaces de secuestrar metales desde un magma.
Alteración Hidrotermal
Se entiende como
proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una
interacción fluido hidrotermal-roca.
Alteración hidrotermal provoca cambios químicos y mineralógicos en la roca
afectada.
En estricto rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerado como un proceso de
metasomatismo, dandose transformación química y mineralógica de la roca
original en un sistema termodinámico abierto.
Las características mineralógicas, químicas y morfológicasde alteración
entregan información acerca de las condicio-nes termodinámicas del fluido hidrotermal
que las generó.
En la naturaleza se reconocen variados tipos de alteración hidrotermal,
caracterizados por asociaciones de minerales específicos.
Los distintos tipos de alteración e intensidad son dependientes de factores
tales como composición del fluido hidrotermal, composición de la
roca huésped, temperatura, pH, Eh, razón agua/roca y tiempo de interacción,
entre otros.
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Potásica
Caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales
accesorios como
cuarzo, magnetita, sericita, clorita.
La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800°C) se caracteriza por
una alteración selectiva y penetrativa.
Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350°-400°C.
Feldespato potásico en vetillas en el rango 300°-350°C.
Biotita y felsdespato están comunmente asociados con cuarzo, magnetita y/o
pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Propilítica
Caracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin
albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita.
La alteración propilítica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de una
alteración potásica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la
zona potásica a actinolita-epidota en la zona propilítica.
En zonas más distales se observan asociaciones de
epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente más ricas en
clorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura.
Seforma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo
(200°-250°C).
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Cuarzo-Sericita (Fílica)
Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y
pirita.
Ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250°C.
A temperaturas más bajas se da illita (200°-250°C) o illita-smectita
(100°-200°C).
A temperaturas sobre los 450°C, corindón aparece en asociación con sericita y
andalusita.
En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante.
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Argílica Moderada
Caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo.
Ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede co-existir con la alunita en un
rango transicional de pH entre 3 y 4.
La caolinita se forma a temperaturas bajo 300°C, típicamente en el rango
<150°-200°C.
Sobre los 300°C la fase estable es pirofilita.
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Argílica Avanzada
Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o A“vuggy
sílicaA”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y
pirita.
Ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre
1 y 3.5.
A alta temperatura (sobre 350°C) puede ocurrir con andalusita además de cuarzo.
Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2.
Tipos de Alteración Hidrotermal
Alteración Calco-silicicatada
Caracterizado por silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o
dolomita.
Caliza : granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota,
diopsido, idocrasa,clorita, actinolita.
Dolomita : fosterita, serpentinita, talco, tremolita, clorita.
La alteración calco-silicatada ocurre bajo condiciones de pH neutro a alcalino
a distintos rangos de temperatura.
La asociación zeolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y
epidota, seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores
Alteración de una Andesita por Infiltración de un Fluido
Una forma de visualizar la interdependencia entre asociaciones de alteración y
la composición de fluido hidrotermal en una zona de flujo es obtenida en un
experimento donde un volumen de roca de porosidad inicial conocida es
sucesivamente llenado con fluido, equilibrado y luego vaciado.
En este caso se emplea una andesita, con porosidad arbitraria inicial de 25%.
El volumen de cada entrada adicional de fluido es ajustada para llenar el
espacio progresivo de porosidad.
En el experimento, durante las etapas iniciales, se observa un efecto de
neutralización fuerte sobre un fluido de pH inicial 0.8. El pH final después de
equilibrio es 5.7
En la medida que las asociaciones de alteración y las reacciones rompen buffers
sucesivos, la capacidad de neutralización de la roca baja y la porosidad
aumenta, significando razones agua/roca progresivamente mayores
En la etapa final, la roca pierde toda capacidad de neutralización y su
porosidad final llega a un 43% con un pH de salida idéntico al de entrada
(0.8).
La composición inicial del fluido es cambiada como resultado de la
interacción agua roca, y la capacidad de transporte de metales está
directamente ligada a condiciones de pH y redox durante la evolución de la
alteración.
Este experimentoejemplariza el efecto fundamental de la interacción agua-roca
sobre la composición de un fluido hidrotermal en el trayecto desde su fuente
hasta su lugar de precipitación.
La concentración de metales en fluidos generadores de mena están controlados
por (1) la concentración de metales y complejos ligantes en el fluido original
y (2) la solubilidad de minerales de alteración que limitan el transporte de
metales.
Esta solubilidad determina (3) la cantidad de metales que pueden ser lixiviados
de la roca en el camino del
fluido antes de que la solubilidad de metales sea limitada por la precipitación
de fases de alteración conteniendo los metales, y (4) la concentración de
metales que pueden ser transportados en equilibrio con los minerales que
limitan transporte.
Los principales controles sobre los efectos (3) y (4) son estado Redox y pH de
la solución.
Modelos de Depositos
Un modelo consiste en el intento de describir y explicar el comportamiento de
un proceso (natural) en terminos de parámetros medibles en su estado final.
En el caso de geología lo que se observa y estudia es el resultado final.
Por lo tanto un modelo puede ser visto como una
función f (xn), donde xiA…xn representan parámetros como temperatura, presión, litología, fuente
de agua, permeabilidad, Eh, pH, fO2, fS2, ambiente tectónico, etc.
Siendo la cantidad de parámetros involucrados extremadamente grande y de
compleja medición, muchas veces producto de interpretaciones subjetivas, el
desarrollo de un modelo geológico de deposito es sujeto a una enorme gama de
incertidumbres, sin mencionar la variablidad de los sistemas naturales que
hacen de cada caso estudiado un caso particular.Definiciones
Metalogénesis
Provincia Metalogénica
Período Metalogénico
Sistemas del tipo Pórfido Cuprífero
Generalidades
Los depositos del tipo pórfido cuprífero comprenden yacimientos de gran volumen
de mineralización primaria de sulfuros de cobre-fierro y fierro, en general
hospedados y directamente asociados a cuerpos intrusivos porfíricos, pero en
ningún caso estrictamente restringidos a roca intrusiva.
Estos yacimientos están asociados a arcos magmáticos de margenes continentales
y a magmatismo calcoalcalino de composición intermedia.
La roca huesped es típicamente granodiorita, cuarzo-monzonita y pórfido
andesítico, asociado a sistemas intrusivos multifaséticos y comunmente
relacionado con etapas tardías de la evolución magmática.
Generalidades
La mineralización ocurre en forma diseminada, en vetillas y enjambres de
vetillas (stockwork), en columnas de brecha y también como rellenos.
Los cuerpos de pórfido cuprífero tienden a ser grandes (cientos a miles de
metros de diametro), de forma concentrica a elongada, con contornos regulares a
irregulares en planta.
En secciones verticales estos yacimientos tienen forma tubular o de embudo
(muela), con ejes casi verticales.
Normalmente se observa mayor diseminación horizontal que vertical, hasta 6 Km2.
Mineralización y Alteración
La mineralogía primaria de los pórfidos cupríferos consiste principalmente en
pirita y calcopirita (aprox. 90% de los sulfuros), con menor bornita, enargita,
tetrahederita y trazas de molidebnita y esfalerita.
La mineralogía supérgena consiste principalmente en calcosina y covelina
(enriquecimiento) y en minerales oxidados de cobre como malaquita, crisocola,atacamita, copper
Wad y copper Pitch entre otros (zona oxidada).
La alteración hidrotermal es normalmente zonada, pero de acuerdo a los
discutido previamente en estos apuntes, los tipos de alteración son también
dependientes del
tipo de roca huesped. Siendo esto el caso, la zonación ideal muchas veces no
ocurre.
En el caso del
modelo ideal, existe un núcleo de alteración potásica, sobrepuesto un halo de
alteración fílica con bordes laterales de alteración argílica y un halo externo
de alteración propilítica.
Alteración Supérgena y Enriquecimiento Secundario
En el caso de sistemas de pórfido cuprífero expuestos a procesos de alteración
supérgena en ambientes áridos ocurren procesos de enriquecimiento secundario,
superpuestos a la mineralización y alteración primaria (T).
El perfil de alteración/ mineralización descendente desde superficie
corresponde a una zona lixiviada, con abundantes óxidos e hidróxidos de fierro,
arcillas y cuarzo, con valores de Cu normalmente por debajo del 0.1-0.2%. Esta zona alcanza
profundidades de 20 a 25 m, en algunos casos hasta 400 m.
Le sigue en profundidad una zona oxidada con óxidos e hidróxidos de fierro y
mineralización oxidada de cobre (crisocola, malaquita, atacamita, antlerita,
brochantita, etc.), con leyes que pueden superar el 1%. Esta zona ocurre
normalmente entre los 25 a 50 m, bastante variable en todo caso.
La zona más profunda corresponde a la de enriquecimiento secundario, con
mineralización principalmente de calcosina y covelina, con leyes entre 1 y 2%
Cu. Esta zona ocurre normalmente bajo los 50 metros, alcanzando espesores en
algunos casos de hasta 200 m.
Procesos de Formación
Los sistemas del
tipopórfido cuprífero son sin ninguna duda de origen netamente magmático A–
hidrotermal, asociados al emplazamiento multifase de rocas intrusivas de
composición intermedia.
En muchos casos puede existir un control estructural tanto del
emplazamiento de rocas igneas como
de la circulación de fluidos hidrotermales y mineralización.
Teniendo en cuenta esta relación directa entre magmatismo y la generación de
yacimientos del
tipo pórfido cuprífero, es conveniente entender los procesos genéticos desde el
momento en que se particiona la fase hidrotermal desde un magma en
cristalización en adelante.
Separación de la fase Hidrotermal
El proceso de segunda ebullición ocurre invariablemente en algún momento de la
evolución de un sistema multifase intrusivo, pudiendo ser de mayor o menor
intensidad, volumen y velocidad.
En el caso de magmas silicatados la incorporación de metales a los minerales
formadores de roca ocurre a nivel de retículo cristalino o como cristalización de sulfuros en forma de
microinclusiones en los minerales formadores de roca.
Bajo condiciones normales, una roca andesítica calcoalcalina tendrá valores de
contenido de cobre entre 20 y 100 ppm.
La cristalización de sulfuros por otra parte es dependiente del contenido de SiO2 del magma,
directamente proporcional a mayores concentraciones de SiO2.
De esta forma un magma félsico no tiene mayores posibilidades de generar
mineralización metálica.
El secuestro de metales desde un magma por parte de la separación de una fase
hidrotermal debe ocurrir antes de la cristalización de sulfuros, indicando la
necesidad de magmas más máficos como
fuente de metales.
La separación de la fase hidrotermal durantesegunda ebullición será la
encargada de secuestrar metales desde el magma previo a su incorporación a los
minerales formadores de roca.
La fase hidrotermal consiste fundamentalmente en una hidrosalmuera y una fase
vapor, particionandose metales a la hidrosalmuera principalmente en forma de
complejos clorurados y a la fase vapor.
A la fecha no existen datos que indiquen la profundidad dentro del sistema
magmático interconectado de la zona donde ocurre la segunda ebullición y
separación masiva de la fase hidrotermal, pero diversos modelos coinciden en
profundidades del orden de 5 a 6 Km.
Ascenso y acumulación de fluidos hidrotermales
Separada la fase hidrotermal está ascendería por medio del mismo sistema
magmático hasta profundidades del orden de 2 a 2.5 Km.
Tanto el ascenso como la acumulación/ dispersión de fluidos hidrotermales
estará controlado por condiciones de permeabillidad tanto primaria como
secundaria.
Cabe destacar que en etapas tempranas de intrusión subvolcánica el contraste de
temperatura entre intrusión y roca huesped es grande, comportandose la roca
huesped inicialmente en forma frágil.
En la medida que la roca huesped es afectada por sucesivas intrusiones la
temperatura asciende, provocando una anomalía isotérmica y desplazandose de esta
forma las isotermas hacia superficie.
El límite de la isoterma 400° C marca en buena medida la zona de transición
entre roca frágil y roca ductil.
De esta forma, la transición frágil/ductil queda cercana a superficie. Esta
transición constituye también una barrera inpermeable, capaz de contener y
acumular fluidos hidrotermales, ubicandose normalmente en la zona apical del
sistema intrusivorelacionado.
Comportamiento reológico de roca huesped y acumulación de fluidos hidrotermales
Acumulación de presión y brechización
Sellamiento y repetición de eventos
Celdas convectivas de fluidos meteóricos
Rápido enfriamiento del sistema
Enfriamiento de zona de transición
Cambios en comportamiento de roca
Fracturamiento, vetillas y vetas
Aumento de razón agua roca
Sistema se retroalimenta
Evolución de sistema pórfido en función de procesos integrados (comportamiento
reológico, fracturamiento, permeabilidad, alteración, permeabilidad, etc.)
Evolución de Alteración Hidrotermal
Etapas sucesivas de alteración a temperaturas progresivamente menores
(alteración prograda y retrograda).
Mineralización metálica (desde 400° a 300° C).
Evolución reológica asociada a enfriamiento.
Evolución de fracturamiento.
Evolución de permeabilidad.
Evolución de razón agua roca.
Integración de todos estos parámetros en función de evolución dinámica
acoplada.
Variaciones al Modelo
Las variaciones y complicaciones a este modelo por cierto son muchas. El hecho
de que estos sistemas están asociados a procesos magmáticos multifacéticos,
implica que pueden repetirse varios eventos, uno sobre otro durante toda la
vida magmática del sistema intrusivo, por cierto de mucho mayor duración que el
caso de un pórfido cuprífero (ej. 10 Ma versus 0.2 a 0.5 Ma, respectivamente).
Por otra parte, desarrollo de mega brechas hidrotermales, por ejemplo diatremas
en ambiente volcánico, cambian las condiciones de permeabilidad en la zona de
transición, sirviendo como canales de permeabilidad a los fluidos hidrotermales
y permitiendo un ascenso a niveles más epizonales para desarrollo dealteración
y mineralización.
Estos son solo algunos ejemplos de casos particulares, pudiendo existir toda
una gama de otros casos.
Pórfidos Cupríferos: Gigantes vs. Normales
Teóricamente, cualquier magma calco-alcalina del tipo I es un productor
potencial de pórfidos cupríferos. Sin embargo, la optimización de los procesos
conducentes a la partición masiva de los metales, desde la fase magmática a la
hidrotermal, previo a ser incorporados en los minerales formadores de roca,
sólo ocurrirá bajo ciertas condiciones y con la convergencia de parámetros
específicos.
La A“segunda ebulliciónA”, o exsolución volátil, permite la partición de una
fase hidrotermal (salmuera o vapor) capaz de secuestrar metales desde la fase
magmática. Los siguientes procesos y factores, gatilladores de la segunda
ebullición son, entre otros, aquellos que pueden optmizar los procesos de
segunda ebullición antes de que los metales sean retenidos en los minerales
formadores de roca:
Presión y Temperatura
Velocidad de Cristalización
Porcentaje de Cristalización al momento de ocurrir Segunda Ebullición
Profundidad y velocidad de emplazamiento de magmas
Composición magmática
Mezcla de Magmas
Emplazamiento forzado de magmas en ambiente compresional (Saint Blanquat et al.,
1997)
Un magma forzado hacia superficie en un campo compresional permitirá el ascenso
de magmas más máficos, poco cristalizados a niveles más superficiales, muchas
veces intruyendo sus propias camaras interconectadas más felsicas superiores.
Este tipo de emplazamiento permitiría segunda ebullición en magmas máficos poco
cristalizados cercanos a superficie.
Gigantismo: Comentarios Finales
Todo factor quecontribuya a la optimización de segunda ebullición masiva desde
un magma máfico contribuyen a la posibilidad de generar un sistema del tipo
pórfido cuprífero, a mayor convergencia de parámetros favorables, más grande el
deposito.
Por otra parte, el factor tiempo también juega un rol fundamental, mientras más
larga la evolución del sistema magmático, más largo puede ser una serie de
eventos de mineralización, los cuales de estar superpuestos uno sobre otro,
contribuyen a la generación no solo de un gigante, sino que además de un
gigante de alta concentración de cobre.
Estos temas están actualmente en investigación en varios centros de
investigación del mundo, incluyendo el Departamento de Geología, Universidad de
Chile.
Depositos Tipo Skarn
Generalidades
En definición los depositos minerales del tipo Skarn son yacimientos de
reemplazo metasomático caracterizados por la presencia de minerales
calcosilicatados faneríticos de grano grueso, de Ca, Fe, Mg y Mn. Reemplazan
selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con mineralización
metálica de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca y menor Au-Ag.
Características generales: alteración del tipo reemplazo selectivo por
minerales calcosilicatados (ej. piroxenos A– diopsido, espinel, hedenbergita,
johansenita, fosterita, wollastonita; granates A– andradita, grossularita,
almandino-espesartina; anfiboles A– hornblenda, tremolita-actinolita;
scheelita, smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita,
opalina).
Generalidades
La mineralogía de alteración aparece tipicamente zonada, existiendo casi
siempre una superposición de alteración prograda por minerales de alteración
retrograda.
La roca huesped estípicamente calcárea, caliza, dolomita o rocas sedimentarias
clásticas calcáreas (ej. limolita calcárea).
El tipo de deposito Skarn comprende quizas la mayor familia de tipos de
depositos, pudiendo subclasificarse estos de diversas formas.
La subclasificación más usada es por mena, reconociendose entre otros, skarn de
Sn, skarn de W, skarn de Cu y skarns de Zn-Pb.
Skarn de Sn
Estos yacimientos ocurren asociados a granitos típicamente alcalinos (tipo
A“SA”) en ambientes intrusivos intracontinentales (ej. Bolivia).
Se les asocia mineralización de Sn conjuntamente con trazas de F, Rb, Li, Be, W
y Mo.
Estos yacimientos poseen bajos contenidos de sulfuros y altos contenidos de
óxidos en la mena.
Estos yacimientos son de pequeño volumen y baja ley, máximo 30 Mt métricas a
0.1 A– 0.4% Sn.
Son de nula importancia económica.
Skarn de W
Estos yacimientos ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a
magmas de subducción calcoalcalinos del tipo A“IA” de composición
granodiorítica y cuarzo-monzonítica, emplazados en secuencias de rocas
calcáreas A– lutíticas.
Los minerales calcosilicatados típicos son granates, piroxenos, scheelita y
wollastonita.
Estos minerales son los de mayor temperatura dentro de los minerales de skarn.
La alteración tipo skarn ocurre en el contacto inmediato entre el intrusivo y
la roca huesped calcárea, tanto a nivel de exoskarn como endoskarn.
En general estos yacimientos están asociados a intrusivos relativamente
profundos, de buena cristalización y textura fanerítica granular.
Pueden gradar a skarn de Cu, o presentarse en contacto inmediato, con muy
pequeño desarrollo en skarns de Cu.
Skarn de Cu
Tambiénestán asociados a ambientes de margen continental, relacionados a magmas
calcoalcalinos del tipo A“IA”, especificamente stocks y pórfidos
granodioríticos/ dacíticos y cuarzo monzoníticos.
Skarns de Cu cálcicos se hallan proximos o en contacto con el cuerpo intrusivo.
Tienen un alto contenido de granates y una alta razón granate/piroxeno. También
se observa un alto contenido de magnetita A– hematita, indicando un ambiente
oxidante.
Los sulfuros típicos son pirita, calcopirita y menor bornita y esfalerita,
indicando un moderado grado de sulfuración.
Skarn de Cu
Estos yacimientos pueden estar asociados a pórfido cupríferos o bien a pórfidos
esteriles.
En el caso de skarns relacionados a pórfidos de cobre, estos pueden alcanzar
grandes volumenes (50 a 500 Mt para el caso de pórfidos cupríferos epizonales
emplazados en rocas carbonatadas). Estos depositos se formana temperaturas
entre 500° y 300° C. Scheelita aparece a veces en contacto entre roca huesped e
intrusivo (Ca(WO4,MO4); mineral de alta temperatura).
En el caso de skarn de Cu asociado a pórfidos esteriles, estos tienden a ser de
pequeño volumen, 1 a 50 Mt.
Skarn de Cu y relación con Pórfido Cu
En el caso de skarn de Cu asociado a un sistema del tipo pórfido cuprífero,
existe relación entre los eventos de alteración metasomática de skarn y la
evolución de alteración del pórfido.
La alteración prograda del skarn se relaciona con la alteración potásica y está
zonada con respecto al núcleo potásico.
Los granates son más andradíticos a más grosularíticos desde el contacto hacia
afuera. Los piróxenos desde diopsido a hedenbergita a wollastonita, desde el
contacto hacia afuera.
La razóngranate/ piroxeno disminuye desde el contacto hacia afuera.
En las etapas más avanzadas de la evolución del sistema de pórfido cuprífero,
ocurre el colapso del sistema hidrotermal, dandose alteración fílica en el
pórfido, y alteración retrograda en el skarn.
Esta alteración retrograda se superpone a la prograda, siendo muy destructiva.
Se caracteriza por tremolita-actinolita, smectita, siderita, calcita, talco,
epidota, clorita, con óxidos y/o sulfuros de fierro.
Skarn de Zn - Pb
Corresponden a cuerpos mineralizados de reemplazo metasomático de posición y
relación con respecto a un intrusivo variable, pero siempre distales. Estos
yacimientos ocurren en margenes continentales de subducción relacionados
almenos como fuente de fluidos hidrotermales a intrusivos granodioríticos y
cuarzo monzonitas calcoalcalinas del tipo A“IA”.
A diferencia de los skarns de cobre, la mineralogía skarn prograda está
dominada por piroxenos (razón granate/ piroxeno bajo) de composión Ca-Fe y Mn
(piroxenos hedenbergita A– johansenita; granates andradita A–
almandino-spesartina).
Skarn de Zn - Pb
Las leyes típicas de Zn varian entre 6 y 12%, menor Pb (razón Zn/Pb 1/1 a 2/1)
y menor Cu. En algunos casos se ha reportado contenidos de 1 a 9 oz. de Ag y 1
a 2 gr/T de Au.
Estos yacimientos ocurren distales a los contactos intrusivos, generalmente a
lo largo de contactos litológicos y/o estructurales.
No se observa una aureola de metamorfismo centrada en el skarn, pero si una
zonación de granates a piroxenos desde un alimentador hacia afuera.
Los sulfuros están asociados con los piroxenos.
La alteración retrograda está caracterizada por ilvaita (Mn),
anfibolas(actinolita-tremolita) y clorita.
Estos yacimientos están hospedados en rocas carbonatadas ya sea relacionados a
granodioritas (desde batolitos profundos hasta stocks y diques epizonales) o en
otros casos sin ninguna relación a intrusivos visibles. De acuerdo a su
posición y relación con intrusivos existe una subclasificación de skarns de
Zn-Pb.
Cercanos a batolitos, de ambiente profundo. Estos tienden a ser pequeños, bajo
en Mn y ricos en hedenbergita, con mineralización de sulfuros en el skarn, con
bajo desarrollo de reemplazo en la roca calcárea huesped.
Cercanos a stocks epizonales con amplio desarrollo de skarn (350° y 500°C).
Estos son ricos en Mn, domina johansenita. Los sulfuros están relacionados con
los piroxenos.
Distales a fuente ignea. Estos son ricos en Mn, domina la johansenita.
Normalmente existe un cuerpo alimentador y una zonación de minerales de skarn
desde ella, desde granates a piroxenos hasta caliza fresca. Los fluidos
hidrotermales están fuertemente controlados por canales de permeabilidad.
Vetas de carbonatos con minerales de Mn calcosilicatados (no son skarn en
estricto rigor). Corresponden a vetas de cuarzo-carbonatos (calcita, siderica,
rodocrosita, etc.) con trazas de minerales calcosilicatados. Ocurren a
temperaturas bajo los 300° C y son distales a su fuente. Bajo contenido de
sulfuros y de escasa relevancia económica. Representan el límite más distal a
mineralización del tipo skarn.
Depositos del Tipo Epitermal de Metales Precioso
Yacimientos de metales precioso formados cercanos a la superficie a
profundidades por lo general no mayor a los 500 a 1000 m.
Asociados a actividad volcánica, por lo general, ocurren a temperaturas
quefluctúan entre los 200 y 300°C con un promedio de unos 240 a 250°C.
A estos yacimientos se asocia una mineralización principal de Au y Ag con
presencia mayor o menor de sulfuros de metales base, en general, Cu, Pb y Zn.
La mineralización se da principalmente en vetas y vetillas o bien asociadas a
intensas zonas de brechización. También puede presentarse en forma diseminada.
En general, los minerales de mena presentan una zonación vertical para cada
vena, de base a techo se suceden uno a otro, sulfuros de metales base, Ag y
finalmente el Au.
Esta zonación no siempre se da, pueden darse zonas de depositación mixta y/o
alguno puede estar completamente ausente.
La alteración asociada es variable y depende fuertemente del carácter de las
soluciones hidrotermales participantes.
En general se da una extensa zona de alteración propilítica la cual caracteriza
a todo el sistema, donde cada sistema de venas presenta una marcada zonación de
alteración en su entorno.
Los yacimientos epitermales son los arquetipos de los sistemas geotermales
actuales.
Yacimientos epitermales están asociados en general a volcanismo Terciario y muy
pocos depósitos más antiguos han sido hallados (Jr, K). Esto se explica ya sea
por erosión de sistemas más antiguos o bien por metamorfismo de estos, donde
todo rasgo epitermal ha sido borrado.
La roca de caja suele tratarse de pilas volcánicas Terciarias inferior a
superior de carácter calcoalcalinas :
aglomerados de andesitas, diques, brechas y flujos piroclásticos
tobas piroclásticas, diques, pequeños filones manto y domos extrusivos
lutitas y dacitas en flujos y brechas
sedimentos lacustres volcanogénicos, areniscas y lutitasSedimentos, a veces
débilmente metamorfizados subyacen a las pilas volcánicas y a veces contienen
venas con minerales de mena, comúnmente sulfuros de metales base.
En general los yacimientos epitermales están asociados a etapas terminales de
volcanismo, en general a estructuras tales como calderas, domos silíceos,
fallamiento complejo y plegamiento y domos solevantados.
Modelo Genético
Celdas convectivas
Ebullición
Sulfuración baja vs. Sulfuración Alta
Características de Epitermales
Sistemas Adularia - Sericita
Depositos Estratoligados de Cobre
Generalidades
Los yacimientos estratoligados de Cu corresponden a cuerpos subhorizontales
tipo manto o a cuerpos de brecha y veta con mineralización importante de
sulfuros de cobre.
Estos yacimientos reciben el nombre de estrato ligados por estar comunmente
asociados, limitados y hospedados en secuencias de rocas volcánicas, ya sea en
lavas o en sedimentos volcánicos.
En algunos casos la roca huesped puede corresponder a calizas, areniscas
marinas y lutitas lacustres, pero estas secuencias aparecen intercaladas dentro
de secuencias volcánicas.
Depositos Estratoligados de Cobre
Generalidades
La mineralización ocurre principalmente en lavas andesíticas porfiríticas y
brechas, comúnmente en zonas amigdaloidales de lavas o rellenando fracturas, y
también finamente diseminada en la masa fundamental.
En caso de roca huesped calcarea y areniscas, la mineralización de sulfuros
está asociada con abundancia de material orgánico, donde los sulfuros se dan en
forma finamente diseminada o en fracturas.
Estos yacimientos ocurren en cuencas tectónicas o sedimentarias de subsidencia
a lo largo de cinturonesvolcánicos calcoalcalinos en corteza continental (arco
volcánico continental).
Mineralización y Alteración
La mineralización primaria de cobre consiste en bornita, calcosina y
calcopirita, asociada con pirita, hematita y/o magnetita.
La alteración hidrotermal es en general de carácter débil, siendo en muchos
casos, indistinguible de las asocianes de metamorfismo regional de la roca
huesped.
En algunos casos se puede observar albitización, alteración sericítica o
argilica débil y propilitización, pero la alteración hidrotermal no es un
aspecto de gran notoriedad. Presencia de granates ha sido también reportada.
Estratoligados de Cu chilenos
Distribución
Estos yacimientos aparecen ligados principalmente a tres franjas de arco
volcánico, uno en el norte de Chile, de edad Jurasico, otro en la zona centro
norte y centro de Chile, de edad Cretácico inferior, y una tercera franja de
edad Cretácico superior-Paleoceno, de menor importancia, también en el centro
norte y centro del país
Estratoligados de Cu chilenos
Distribución Norte de Chile
Génesis
Ruiz et al. (1971), Camus (1980) y Espinoza (1981) sugieren un modelo volcano
exhalativo para los depositos de cobre mantiformes, pero no presentan
evidencias categóricas de singenetismo.
Sato (1984) presenta un modelo epigénetico que satisface en mucha mayor medida
las características de estos depositos, y resume lo siguiente:
i) La mineralización ocurre preferentemente en zonas de mayor permeabilidad.
ii) La ubicación de la mineralización está en muchos casos controlados por
fallas y/o intrusivos subvolcánicos.
iii) No se observa en general el desarrollo de alteración hidrotermal notorio,
pero la rocahuesped está claramente alterada por procesos de metamorfismo.
iv) La mena se caracteriza por sulfuros de razón azufre/cobre bajas.
v) Calcita es el mineral de ganga más común.
vi) Los rangos de temperatura para mineralización van desde 270 a 430°C, y para
precipitación de calcita, 65 a 195°C.
Estas características sugieren una mineralización de origen hidrotermal, donde
la ausencia de alteración de la roca huesped se explicaría por condiciones de
bajo contraste de equilibrio entre fluido y roca, y/o entre fluido hidrotermal
y aguas connatas.
La fuente de metales se cree es principalmente magmático pero de largo
transporte.
Clasificación
Espinoza (1996) propone clasificar a los yacimientos estratoligados de cobre
chilenos en tres clases principales, y con algunas subclases :
1) Depositos hospedados en rocas volcánicas
Tipo Buena Esperanza
Tipo Carolina de Michilla
Tipo Mantos Blancos
2) Depositos hospedados en rocas plutónicas
Tipo Montecristo
3) Depositos hospedados en rocas sedimentarias
1) Depositos hospedados en rocas volcánicas
Este tipo incluye depositos estratoligados con calcosina y bornita como mena
dominante y se hospedan en lavas andesíticas y basálticas. La mineralización
ocurre en los estratos volcánicos y en brechas hidrotermales y esta
espacialmente asociada a diques, cuellos volcánicos y filones gabro-dioríticos.
La alteración hidrotermal es muy discreta y débil en superficie.
Variados grados de oxidación son observables en la parte superior de muchos de
estos depositos, producto deprocesos supérgenos, con atacamita y menor
antlerita, brochantita, malaquita y crisocola.
Mineralización estratiforme de bornita-calcosina comorelleno de vesículas en
lavas, desarrollo de brechas hidrotermales mineralizados, relleno de fracturas
y ocasionalmente como matriz de sedimentos.
Zonación de Mineralización
La zonación primaria de mineralización incluye de núcleo hacia afuera y hacia
el techo las siguientes zonas:
calcopirita-pirita
bornita-calcopirita
bornita-digenita-covelina-calcosina-galena
especularita-calcita-calcosina-digenita-covelina.
Esta zonación es interpretada como el resultado de la evolución de las
condiciones de mineralización de una etapa inicial rica en Fe, con
hematita-pirita-calcopirita y una segunda etapa con calcopirita-bornita y
finalmente calcosina, el sulfuro más abundante.
Minerales de Alteración
Minerales de alteración incluyen clorita, albita, epidota, cuarzo, calcita,
hematita y sericitización selectiva de plagioclasas.
Alteración silicea y metasomatismo sódico coetáneo con lixiviación de Ca y Mn
son observables en zonas mineralizadas de Buena Esperanza, Susana-Lince y
Mantos Blancos.
Clasificación
a) Tipo Buena Esperanza: mantos con mineralización de calcosina asociados con
intrusivo grabrico (T° entre 440° y 500°C. b) Susana: cuerpos mantiformes de
extensión superior a 100 m desde brecha Susana.
Tipo Michilla: desarrollo de cuerpos vetiformes adicionalmente a los cuerpos
mantifomes.
c) Tipo Monte Cristo: hospedados en rocas plutonicas asociados con diques
diabásicos.
a) Tipo Buena Esperanza
b) Tipo Michilla
c) Tipo Mantos Blancos: características distintas como roca huesped y tamaño.
La roca huesped corresponde a andesitas y cuarzo-dacitas intruidas por una
serie de filones manto y diques dioríticos. Diques andesíticos cortan a todaslas
secuencias.
Este deposito se ubica más al este que el resto de depositos en esta franja
hospedado en rocas de edad Juarásico (147-149 Ma).
Se observa una alteración clorita-albita y silicea importante.
No se conocen brechas hidrotermales, la mineralización ocurre en todo nivel
permeable y más abundante en torno a fallas.
Depositos hospedados en rocas Sedimentarias
Este tipo de deposito no difiere en gran medida de los anteriores, pero la
mineralización ocurre hospedada a lo largo de una interfase de rocas
sedimentarias.
En el caso del yacimiento Cerro Negro la mineralización ocurre entre la brecha
Diablo y sedimentos lacustres en el techo, asociado lateralmente con diques y
sills andesíticos.
La figura muestra una sección esquemática de este deposito ubicado en Chile
central.
Se ha sugerido para este deposito, al igual que en el caso de la Mina El
Soldado (Chile central) la participación de material orgánico como agente
reductor y controlador de la precipitación de cobre.
Depositos del tipo Volcano Exhalativos (VMS)
Generalidades
Los depositos del tipo VMS (Volcanic Massive Sulphides) o volcano A–
exhalativos corresponden a yacimientos de carácter estrato ligado, en este caso
generalmente directa o indirectamente asociados con su roca huesped.
Son yacimientos de origen volcanogénico submarino o continental (de carácter
metasomático y en algunos casos asociados con sedimentación).
Fluidos hidrotermales asociados ocurren a temperaturas entre 50° y 400°C.
En el caso de depositos submarinos, estos ocurren a profundidades del orden de
1000 a 6000 m, bajo condiciones de presión hidroestática.
Mineralización Exhalativa Submarina
Enambiente submarino esta mineralización tiene un carácter exhalativo A–
sedimentario donde el equivalente actual es representado por fumarolas
submarinas (black smockers).
La acumulación de minerales ocurre por efectos gravitacionales al salir a fondo
marino.
La descarga de material es rápida, seguida por sedimentación química en bancos
basales alrededor de aperturas volcánicas.
Los depositos son masivos y su distribución estará controlada por los
contrastes de densidad entre el agua de mar y los fluidos hidrotermales.
Si la densidad del fluido hidrotermal es mayor que el agua marina la
depositación es cercana, limitada a pequeñas cuencas laterales, dependiendo
entonces también de la topografía de fondo.
Mineralización Exhalativa Submarina
Si la densidad es similar existen dos posibilidades, que al mezclarse generen
un fluido de mayor densidad, precipitando su carga al igual que en el caso
anterior, o que al mezclarse la densidad siga igual o menor, en este caso la
mineralización tendrá una distribución areal mayor, con poco control
topográfico.
Si la densidad es menor entonces los fluidos ascienden, se mezclan y precipitan
en un radio mayor, generando depositos concordantes a la estratigrafía y sin
mayor control topográfico (ej. Hierro bandeado A– BIF).
Depositos VMS del tipo Troodos
El caso representativo es el deposito Troodos (Chipre), yacimiento de cobre
hospedado en una secuencia volcánica máfica del tipo ofiolítico, principalmente
en lavas de almohadilla.
La mineralización de sulfuro masivo ocurre en la interfase de lavas de
almohadilla inferior y la zona basal, o bien a lo largo de la secuencia de
lavas de almohadilla inferior y superior.La mineralización consiste
principalmente de pirita y calcopirita con menor esfalerita, con desarrollo de
cuerpos masivos y también de stockwork inferior, a lo largo de conductos
alimentadores.
Estos yacimientos están asociados directamente a fallas normales sinvolcánicas
en zonas de extensión o rifting de fondo oceánico, ya sea en dorsales oceánicas
o en cuencas de tras arco con volcanismo submarino.
La alteración hidrotermal consiste principalmente en zeolita A– epidota A–
clorita.
Depositos VMS tipo Troodos
Depositos VMS tipo Kuroko
Corresponden a cuerpos de sulfuros masivos (polimetálicos) estratiformes o
lenticulares concordantes con la sedimentación, sobreyacente a un cuerpo de
tipo stockwork con mineralización diseminada.
La mineralización metálica consiste en pirita, calcopirita, esfalerita, galena,
tetrahederita, tenantita con mayor o menor oro y plata, asociados con cuarzo y
baritina.
Existe una zonación vertical estratificada, en orden ascendente:
i) zona Keiko, mineral siliceo con pirita, calcopirita y cuarzo en stockwork;
ii) zona Seikhoko, mineral de anhidrita y yeso con pirita, calcopirita,
esfalerita, galena y cuarzo con arcillas, mineralización estratiforme;
iii) zona Ryukoko, con mineralización de pirita y menor calcopirita y cuarzo,
mineralización estratiforme;
iv) zona Oko, mena amarilla con mineralización de pirita y calcopirita, con
menor esfalerita, cuarzo y baritina, mineralización estratiforme;
v) zona Kuroko, mena negra con mineralización de esfalerita, galena,
calcopirita y baritina, mineralización estratiforme;
vi) zona de baritina,
vii) y finalmente una zona de silice más hematita.
Estos depositosocurren por encima de un domo riolítico.
La alteración hidrotermal, en forma esquemática se caracteriza por un halo
externo de montmorillonita, seguido por un halo interno de sericita, un delgado
halo de yeso, otro halo de sericita en torno a un núcleo de alteración
cuarzo-sericítico.
Ejemplos son Kuroko, Japón y Noranda, Canadá.
Ocurren en ambientes de arco isla asociados a volcanismo calcoalcalino o
toleítico tardio.
Depositos VMS tipo Beshi
Corresponden a yacimientos de Zn-Cu hospedados en secuencias de rocas
volcánicas máficas en complejos estructurales y secuencias de sedimentos
marinos.
La mineralización consiste principalmente de pirita-esfalerita-calcopirita, de
carácter estratiforme.
Ocurren en ambiente de arco isla asociados a magmatismo calcoalcalino temprano.
Ejemplos son Sambagawa, Japón y Folldal, Noruega.
Depositos de Hierro Bandeado
Corresponden a depositos de hematita A– magnetita A– chert (oro), de ocurrencia
en margenes continentales pasivos.
Son depositos de gran extensión areal, con mineralización local de oro, fosforo
y sulfuros de metales base.
Se reconocen distintas facies de mineralización: una facie de sulfuros
normalmente cercano a un cuerpo alimentador volcánico, y una facie de óxidos,
distal a un cuerpo alimentador volcánico.
La precipitación de minerales ocurre en forma períodica, dejando esto la
caracterísitica textura bandeada.
Depositos del tipo Mississippi Valley
Generalidades
Corresponden a depositos estratoligados hospedados en rocas carbonatadas.
Son importantes productores de Pb y Zn y en menor medida de fluorita y
baritina.
En algunos casos, Cu puede ser importante (ej. Irlanda Central).
Losprincipales yacimientos de este tipo se hallan en Irlanda Central, los
Alpes, Polonia e Inglaterra.
En Estados Unidos se dan en la cordillera Appalachian y a lo largo de los
valles de Missouri y Mississippi.
También existen importantes depositos en el norte de Africa (Tunisia y Algeria)
y en Canadá.
No existen depositos importantes de este tipo en el Pre-Cámbrico, y los más
importantes del valle de Missouri y Mississippi aparecen del Cámbrico hasta el
Cretásico (exceptuando el Silúrico).
En la mayoría de estos depositos la mineralización ocurre en gruesos paquetes
de dolomitas de paleolatitudes tropicales y casi siempre asociados a un
paleoambiente litoral de arrecife y de bancos de lodo carbonatado.
En la mayoría de estos depositos isotopos de azufre de sulfato indican una
proveniencia de agua marina de la misma composición isotópica de las aguas
marinas de esa época.
Estos ambientes son de litoral de cratón, pero estos depositos también ocurren
en alaucógenos (rift abortados) y puntos triples.
En ambiente cratónico estos depositos ocurren en zonas de relieve positivo,
limitado lateralmente por cuencas lutíticas, muy comunmente por sobre basamento
granitoide muy fracturado.
Algunos modelos sugieren que fracturas y/o fallas sirven de canales de flujo
para que mineralización llegue a agua de mar, donde eventualmente precipitará
en forma química (sin-sedimentario).
Otros autores sugieren que la mineralización ocurre por metasomatismo de baja
temperatura en roca ya litificada (caso Mississippi Valley).
La forma, tamaño y distribución de estos depositos varia enormemente,
observandose una serie de situaciones posibles
En cuanto a leyes, valorespromedio típicos van entre 3 y 10% Pb + Zn combinado,
con clavos de hasta 50%.
Los tonelages varían desde pocas decenas de miles de toneladas hasta 20 Mt,
pero en varios cuerpos cercanos (ej. Mina Navan, Irlanda Central, varios
cuerpos, ninguno mayor a 20 Mt, pero suman 62 Mt con 12% Pb + Zn).
La mineralización en estos depositos consiste de galena, esfalerita, fluorita,
baritina, pirita, marcasita y menor calcopirita.
La ganga consiste de calcita, dolomita, otros carbonatos y silice en variadas
formas. Texturas coloformes son comunes. Niquel es común como elemento traza.
Depositos del tipo A“Red BedA”
Estos depositos ocurren hospedados en sedimentos terrestres, frecuentemente
fluviales, de ambiente generalmente árido.
Estos sedimentos suelen ser de color rojo, areniscas rojas, de donde recibe el
nombre de depositos tipo A“Estratos RojosA”.
Existen depositos ricos en cobre y otros ricos en uranio y vanadio (Plateau del
Colorado, EEUU).
En el caso cobre, la mineralización ocurre en forma de sulfuros, calcosina,
bornita y covelina.
Los de uranio-vanadio pueden estar acompañados de cantidades menores de metales
base.
Estos ocurren principalmente en los EEUU y proveen el 90% de la producción
doméstica de uranio.
También ocurren en Australia, asociados a paleocanales.
Las leyes van desde 0.1 a 1% U3O8 o mayor, en forma de bolsonadas irregulares,
algunos mantiformes, de unos 100 m de ancho y pocos metros de espesor.
La mineralogía corresponde a petchblenda (U), coffinita (U) y roescolita (V).
Estos depositos ocurren a lo largo del fondo de paleocanales enterrados, son de
origen epigenético, pero la relación entre sedimentación y mineralizaciónes
debatible.
Aparentemente la mineralización ocurre durante diagénesis, con adición de menos
del 1% de material, rellenando porosidad.
Génesis
De acuerdo a su ambiente de formación, estos depositos serían de origen
sedimentario, ocurriendo durante procesos de diagénesis.
Los paleocanales huesped se habrían formado en ambientes ricos en vegetación,
con abundante materia orgánica.
Esto genera un ambiente reductor sepultado tras enterramiento.
Vanadio, uranio y cobre son lixiviados a partir de rocas superficiales
(granitos) durante meteorización, y transportados a profundidad en forma de
complejos estables en ambiente oxidante. Estos fluidos, al interceptar
ambientes reductores precipitan su carga.
Depositos de origen Sedimentario
En terminos amplios los sedimentos pueden ser separados en dos grandes grupos,
depositos alóctonos y depositos autóctonos. Alóctonos (fueron transportados al
ambiente que los contiene)
Depositos terrígenos (limos, arenas, conglomerados, arcillas),
depositos piroclásticos.
Sedimentos --->
Autóctonos (se forman dentro del ambiente que los contiene)
Precipitados químicos (carbonatos, evaporitas, cherts, fierro,
fosfatos), depositos orgánicos (carbón. pertroleo, gas),
depositos residuales (lateritas, bauxitas).
Depositos Aloctonos: Placeres
Depositos alóctonos de interes económico son referidos como depositos de
acumulación mecánica o depositos del tipo Placer.
Pertenecen al grupo terrígeno y son formados por procesos sedimentarios comunes
que concentran minerales pesados.
Normalmente estos procesos ocurren por remosión y transporte fluvial, pero
minerales pesados deben ser primero removidos de su fuente pormeteorización y
erosión.
Estos minerales deben ser resistentes a ataques físicos y químicos y tener una
alta densidad ('resistatos').
Minerales que cumplen estas condiciones son casiterita, cromita, cobre nativo,
granates, oro, ilmenita, magnetita, platino, rubies, rutilo, safiro, diamantes,
entre otros.
Estos depositos son en general pequeños y efimeros, ya que tienden a
depositarse en relieves positivos quedando expuestos a nueva erosión. Son en
general de baja ley, pero por estar en su mayoría en depósitos no consolidados,
son de explotación simple y de bajo costo, en general, por dragado y
concentración gravitacional. Los depositos tipo placer pueden ser clasificados
de acuerdo a génesis en los siguientes grupos:
a) depósitos residuales -> acumulados en situ durante meteorización,
b) depósitos eluviales -> concentrado en un medio sólido en movimiento,
c) depósitos aluviales y fluviales -> concentrado en un medio líquido en
movimiento,
d) y depositos eólicos -> concentrado en un medio gaseoso (aire) en
movimiento.
Depositos de Placer de tipo Fluvial
En los depósitos fluviales la precipitación de minerales pesados en un caudal
depende de la razón hidraúlica de las partículas (densidad/tamaño).
Una partícula grande y liviana puede llegar a la misma distancia que una
pequeña y pesada.
También dependerá de la velocidad del caudal, y cada ves que el caudal pierde
velocidad (energía) en forma abrupta, ocurre depositación (ej. barreras físicas
de fondo como diques, caidas de agua y piscinas, confluencia de un afluente de
alta energía a uno de baja, parte interior de meandros).
La superficie de depositación se conoce como circa, lacual puede ser sobre roca
base o sobre depositos previos.
Los paleoplaceres son aquellos formados en el pasado y luego sepultados o
levantados fuera del alcance de agentes erosivos. Paleoplaceres pueden tener
varios niveles de circa.
Barreras físicas y cambios de velocidad en caudales que pueden provocar la
depositación y acumulación de minerales resistatos. a) Diques que sirven de
barrera o rifle natural; b) caidas de agua; c) confluencia de un tributario de
mayor energía a un flujo principal de menor energía; d) zona interior de
meandros.
Otro tipo de depositación desde un medio líquido ocurre en placeres de playa,
estos ocurren relacionados a oleaje y flujos de marea en playas actuales o
terrazas antiguas. La fuente de minerales debe estar cercana.
Sección esquemática para ilustrar algunos sitios de depositación de placeres en
playas (mostrados con puntos negros).
Depositos de Lateritas y Bauxitas
Estos corresponden a yacimientos de fierro (lateritas) y de aluminio (bauxitas)
asociados exclusivamente a procesos sedimentarios de meteorización y son
productos residuales.
Una meteorización intensa y prolongada en el tiempo lleva a la lixiviación de
elementos mayores de minerales silicatos (Ca, Na, Si, Mg, Mn, etc.) y a una
concentración de elementos poco moviles como Fe y Al en rocas ricas en estos
elementos.
Estos yacimientos ocurren normalmente en zonas cratónicas, relacionados a la
meteorización prolongada de rocas ultramáficas y máficas.
Para su formación se requiere de varias condiciones:
i) topografía plana y estable en el tiempo (superficie de peneplanización),
ii) erosión mecánica nula,
iii) clima tropical asociado con grandes yprolongadas caidas de agua y ambiente
oxidante.
Estos depósitos ocurren en zonas tropicales actuales y también en paleozonas
tropicales, pudiendo encontrarse paleodepósitos de estos tipos.
Perfil de suelo laterítico rico en Niquel.
En la zona superior de las lateritas se reconoce una zona de fierro (sombrero
de fierro), seguido por una zona de hierro nodular y finalmente una zona de
laterita poroza.
Por debajo del perfil laterítico (20 a 30 m) se observa peridotita alterada,
parcialmente serpentinizada, para finalmente llegar a peridotita frezca.
Lateritas niquelíferas pueden constituir una mena importante de Ni y Fe.
Depositos autóctonos: Yacimientos de Fierro Bandeado (BIF)
Estos yacimientos ocurren en unidades estratigráficas con cientos de metros de
espesor y cientos hasta miles de kilometros cuadrados de extensión areal.
Partes importantes de estos depositos poseen concentraciones y volumenes
suficientemente grandes como para constituir minas de fierro.
La mayor parte de estos depositos ocurrieron entre los 2600 y 2800 Ma,
actualmente ubicados en partes de Labrador (Canadá), Lago Superior (EEUU),
Rusia y Australia.
Estos depositos están caracterizados por su fino bandeamiento, entre 0.3 a 3
cm. Estas bandas consisten en alternacias milimétricas de chert y minerales de
hierro (ej. chert A– hematita).En estos depositos se reconocen varias facies
minerales:
Facies Oxidada: hematita o magnetita, con menor carbonatos. Chert varia de
criptocristalina a mosaicos entrecrecidos con cuarzo.
Facies carbonatada: chert laminado con siderita.
Facies silicatada: silicatos de Fe asociados con magnetita, siderita y chert.
Facies sulfurada: arcillolitascarbonatadas y piríticas, finamente bandeadas con
material orgánico y carbón.
Sección estratigráfica esquemática de una cuenca mostrando las relaciones entre
facies oxidada, carbonatada y de sulfuros en depositos de hierro bandeado con
respecto a la configuración de la cuenca y los distintos tipos de rocas
asociadas.
Clasificación
Los BIF pre-Cámbricos pueden ser subdivididos en dos grandes subgrupos:
Tipo Algoma, típico de secciones de cinturones de rocas verdes, asociadas a
sucesiones de greywackes y rocas volcánicas. Asociación volcánica. Predominan
las facies oxidada, carbonatada y sulfurada.
Tipo Lago Superior, finamente bandeados, principalmente de las facies oxidada,
carbonatada y silicatada, generalmente libre de material clástico. Formados
netamente por precipitación química, formados en aguas someras de plataforma
continental.
EXPLORATION TECHNIQUES
GEOLOGIC MAPPING
A‘CLASSICA’, plus
GPS - TOTAL STATION - PIMA II - LIBS
A‘ORE-DEPOSIT-SIGNATUREA’ SEARCH
ROCK, MINERAL, SOIL SAMPLING
COMPUTERS, DATA MANAGEMENT
GEMCOM - MEDS, AUTOCAD -GIS, GEO MATH
GEOCHEMISTRY
MULTIELEMENT +, MOBILE METAL ION
GEOPHYSICS
SOLID EARTH - REMOTE SENSING
TM
IMAGE
(Bands 1,4,7)
of the
CERRO ATAJO
area,
ARGENTINA
COPPER, BRASS, AND BRONZEA…
WHAT ARE THEY?
WHERE DO THEY COME FROM?
HOW DO WE FIND THEM?
WHAT IS A‘ECONOMIC GEOLOGYA’?
WHAT IS EXPLORATION GEOLOGY?
GENERAL GEOLOGY
THE APPLICATION OF SPECIALTIES
GEOCHEMISTRY, GEOPHYSICS,
MINERALOGY, PETROLOGY, TECTONICS,
A‘ORE DEPOSIT GEOLOGYA’, etc.
OPTIMISM
FIELD ACTIVITY
ECONOMICS WITH BUSINESS SENSE
THE PROVIDER OF OUR
GLOBAL NATURAL RESOURCES
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