13-MODELOS_DEPOSITOS_Fe-Cu-Au_Chilenos.ppt==========================================Yacimientos de óxidos Fe-Cu-AuYACIMIENTOS DE ÓXIDOS DE Fe-Cu-Au CHILENOSEl descubrimiento, a mediados de los ochenta, y posterior explotación de los yacimientos Candelaria y Manto Verde en la Cordillera de la Costa de la III Región, ha hecho que este tipo de mineralización cuprífera y aurífera, ligada a minerales de hierro, adquiriera notable importancia económica y atracción por su exploración.

El yacimiento Candelaria se ubica 4 km al SW del Distrito Punta del Cobre donde existen varios yacimientos de óxido-Fe-Cu-(Au) conocidos desde el Siglo 17, incluyendo vetas, cuerpos tabulares o lentiformes, stockworks y estratoligados (Marschik and Fonboté, 1996).CandelariaFue descubierto en 1987 por la compañía minera Phelps Dodge y actualmente se explota mediante rajos abiertos procesando 28.000 t de mineral por día.

Los cuerpos mineralizados son mantiformes o lenticulares hospedados por los niveles inferiores de tobas y andesitas de la Formación Punta del Cobre del Jurásico Superior a Cretácico Inferior. Los cuerpos mineralizados se extienden aproximadamente por 2.000 m en sentido N-S, con un ancho de 600 m y una potencia acumulada de más de 350 m.

Las reservas mineras en 1995 alcanzaban a 366 Mt con 1,08 % Cu y 0,26 g/t Au (Ryan et al., 1995). Candelaria: Mineralización y AlteraciónLa mineralización consiste en magnetita, calcopirita y pirita subordinada (la proporción de calcopirita/pirita es de 5/1); en la parte superior del depósito se presenta pirrotina en vez de pirita.

El oro se presenta en granos cuyo tamaño es de pocos micrones. Electrum rico en Au contenido en la estructura interna de calcopirita y en menor medida en pirita; los minerales de mena se presentan en venillas, rellenos de brechas y diseminación en rocas volcánicas intensamente alteradas.

Las rocas volcánicas huésped de la mineralización de Candelaria fueron afectadas por una alteración potásica temprana que se caracterizó por una biotitización penetrativa con introducción menor de feldespato-K y depositación de magnetita y apatito en las rocas; una etapa posterior (sobreimpuesta) de alteración sódico-cálcica caracterizada por la asociación actinolita, escapolita y albita más la formación de hornblenda y hedenbergita e introducción principalmente de calcopirita y de otros sulfuros muy subordinados (en Candelaria se ha descrito la presencia de: pirita, pirrotina, marcasita, esfalerita, galena, cubanita, arsenopirita y molibdenita, pero estos sulfuros son proporcionalmente menores y el único mineral relevante de cobre es la calcopirita que constituye lejos el sulfuro dominante);

Una etapa retrógrada caracterizada por anfíbola, clorita, epidota, clinozoicita y sericita menor afectó el conjunto y finalmente ocurrió la introducción tardía de feldespato-K (post-mineralización).En los niveles sobreyacentes al yacimiento Candelaria (que corresponden a rocas sedimentarias carbonatadas neocomianas del Grupo Chañarcillo) se presenta alteración de tipo skarn de andradita-diópsido, asociado con depósitos de tipo skarn de cobre, que constituyen cuerpos mantiformes menores como los explotados en las minas Lar y El Bronce.

La existencia de dicha mineralización de cobre es lo que llevó a explorar el área y al posterior descubrimiento del depósito mayor subyacente hospedado por rocas volcánicas.Edades para Candelaria40Ar/39Ar Biotita temprana plateau 116.51 ± 0.26 Ma (Marschick y Fonboté, 2001).40Ar/39Ar Biotita asociada a calcopirita-pirita plateau 115.14 ± 0.18 Ma (Marschik y Fontboté, 2001)40Ar/39Ar Biotita etapa temprana fusión total 114.9±1.0 Ma (Marschik y Leveille, 1998)Biotita temprana asociada a metasomatismo de magnetita 114.2 ± 0.8 y 114.1 ± 0.7 Ma (Ulrich y Clark, 1999) 40Ar/39Ar Biotita 111.0 ± 1.7 Ma; 110.7 ± 1.6 Ma : edad de mineralización coincidente con deformación de cizalle dúctil de rocas y menas (Arévalo et al., 2000).40Ar/39Ar Anfíbola relacionada a calcopirita 111.7 ± 0.8 Ma (Ulrich y Clark, 1999).Re/Os Molibdenita 114.2 ± 0.6 y 115.2 ± 0.6 Ma: edad de mineralización; las edades de 110 a 112 Ma deben corresponder a un evento más joven de alteración o mineralización (Mathur et al., 2002).Clasificación para CandelariaEl gran tamaño del depósito, su profusa mineralización, su alteración potásica temprana, mineralogía simple, limitado conjunto de metales contenidos y su abundante apatito recristalizado sugieren que la mineralización original puede haber estado relacionada a un sistema de pórfido emplazado en la pila de rocas volcánicas. Las rocas volcánicas huésped, la ausencia de un intrusivo relacionado a la mineralización, la forma tabular mantiforme del depósito y la abundancia de magnetita son rasgos atípicos de depósitos de tipo pórfido cuprífero. Sin embargo, algunas de estas características de Candelaria están presentes en pórfidos de Cu-Au relacionados a intrusivos alcalinos en British Columbia, Canadá (Lang et al., 1995) y también con el depósito proterozoico australiano de Olympic Dam (Oreskes y Hirtzman, 1993).Por otra parte, Candelaria se ubica en la porción oriental de la Faja FerrÃfera Chilena, tiene una edad similar a la mineralización de magnetita-apatito de esta faja e incluye la presencia de abundante magnetita (10 a 15 % de la mena) y apatito recristalizado. Consecuentemente puede considerarse también como un yacimiento de hierro que tuvo adiciones paragenéticamente tardÃas de cobre y oro (Ej. Sillitoe, 1996).Lo expuesto anteriormente ha llevado a considerar a Candelaria como un depósito intermedio entre depósitos de tipo magnetita-apatito y pórfidos cuprÃferos (Marschik y Fonboté, 1996). En realidad el yacimiento Candelaria es un depósito de origen metasomático con

particularidades que lo hacen uno en su tipo, de modo que perfectamente podrÃa calificarse como una mineralización de óxido-Fe-Cu-Au “Tipo Candelaria†�. Manto VerdeEl yacimiento de cobre Manto Verde se localiza 32 km al SE de Chañaral dentro de la Zona de Falla de Atacama.

La mineralización está hospedada en rocas cataclásticas andesíticas e intrusivas (pórfido diorítico) del Cretácico Inferior, existiendo tres unidades de brechas paralelas a la Falla Manto Verde que tiene rumbo NNW y manteo de 40º-50ºE.

Esta corresponde a una estructura subsidiaria de 12 km de longitud presente entre dos fallas maestras N-S del sistema de Falla de Atacama. Hipótesis sobre el origen de los depósitos de óxidos-Fe-Cu-AuEstos depósitos de óxido-Fe-Cu-Au pertenecen a una clase de depósitos caracterizados por abundante mineralización de Fe, pero pobre en Ti, conocida como depósitos de óxido-Fe de clase (Cu-U-Au-REE) o clasificados como depósitos de Cu-Au con bajo contenido de azufre (Ej., Hirtzman et al., 1992, Barton and Johnson, 1996). La relación genética con rocas plutónicas contemporáneas es controvertida.Si bien el origen hidrotermal metasomático no se discute, la fuente de fluidos es también controvertida.Algunos autores favorecen fluidos de origen hidrotermal-magmático (Ej. ., Gow et al., 1994, Rotherham et al., 1998, Williams, 1998, Williams et al., 1999). Mientras que otros proponen fluidos derivados de evaporitas y movilizados termalmente para lixiviar y redepositar metales y azufre (Battles and Barton, 1995, Barton and Johnson, 1996, Barton et al., 1998, Ulrich and Clark, 1999).

Otro modelo genético intenta relacionar entre sí los depósitos Cretácicos de magnetita-apatito, óxido-Fe-Cu-Au y estratoligados de Cu (Ag) hospedados en rocas volcánicas, donde se consideran como distintos niveles de emplazamiento y liberación de fluidos hidrotermales desde intrusiones de magma de Fe-P, siguiendo básicamente el modelo de inyección de magmas de mena tipo Kiruna (Vivallo and Henriquez, 1997, Gelcich, 1999, Nyström and Henríquez, 1994, 1995, Naslund et al., 2002).

Los datos de inclusiones fluidas de Manto Verde indican temperaturas menores de formación (180º-320ºC) y ebullición de los fluidos hidrotermales durante la mineralización (Vila et al., 1996).

Sin embargo, estos autores favorecen un origen magmático-hidrotermal y plantean un origen similar para los depósitos de magnetita-apatito de la Franja Ferrifera Chilena.

Manto Verde es visto por Vila et al. (1996) como un miembro extremo rico en cobre de un continuo de depósitos que se extiende desde los depósitos de magnetita-apatito pobres en cobre

en el otro extremo.

Yacimientos de óxidos Fe-Cu-AuClan amplio y no muy bien definido de depósitos minerales caracterizados primariamente por su contenido de magnetita y hematita (especularita).Presentes en una variedad de ambientes tectono-magmáticos.Se explotan por Cu, con Au como subproducto. Pueden contener Co, U, REE, Mo, Zn, Ag, entre otros.La faja más joven de estos depósitos está en la Cordillera de la Costa del N de Chile y S de Perú. Jurásico-Cretácico Inferior.Existe actualmente gran interés en la exploración de este tipo de depósitos ya que constituyen blancos potencialmente rentables por Cu y Au.

Yacimientos de Fe-apatita yOx. Fe-Cu-AuSillitoe, 2003Sillitoe (2003) plantea quelos depósitos de Fe-apatitay los de Ox. Fe-Cu-Au pertenecen a un mismo clan de depósitos en el que los deFe-apatito representan un miembro extremo deficienteen Cu (¿transición?)Pero todavía hay controversiasobre el origen de los yacimientosde Fe-apatito y también respectoal tipo de fluidos que originan alos de Ox. Fe-Cu-Au.Magmático vs de cuenca.

Olympic Dam, Australia  Descubierto en 1975 Yacimiento de óx.Fe-Cu-U-Au-REE2000 Mt 1.6% Cu, 0.06% U3O8, 0.6 g/t Au, 3.5 g/t Ag

En 1983 las labores mineras abrieron Olympic Dam mostrando que se trata de un “complejo de brecha hidrotermal†� rico en óxido de Fe (hematita). Edad 1.588 ± 5 Ma (Proterozoico Medio).

Esto llevó al reconocimiento de los depósitos de óxidos Fe-Cu-Au comouna clase aparte y produjo el subsecuente interés de exploración.

Conduciendo al hallazgo de:

Ernest Henry, AustraliaCandelaria, Chile (1987) Phelps DodgeManto Verde, Chile (1988) Anglo American (Mantos Blancos)Salobo, BrasilSossego, Brasil

Actualmente están en producción:

Olympic Dam, AustraliaErnest Henry, AustraliaCandelaria, ChileManto Verde, Chile

Estos depósitos contribuyen con la producción mundial, pero en Chile son actualmente los segundos en producción cuprífera despúes de los pórfidoscupíferos.

Están en desarrollo:

Salobo, BrasilSossego, Brasil

Depósitos de Ox.Fe-apatitay de Ox.Fe-Cu-Au ocurrenen distintos marcostectónicos (distintos tipos?).

Notar que en todos los esquemaslos de Ox.Fe-Cu-Au son más someros que los de Ox. Fe-apatita.

En Chile los depósitos estánLigados a un arco magmáticorelacionado a subducción

del Cretácico Inferior y aVolcanismo Neógeno.

Candelaria en posiciónde tras-arco; en lacuenca Chañarcillo

Características Generales de los yacimientos de óx.Fe-Cu-AuRelación con plutones y sistemas de falla. Espacial y temporal. Algunos en fallas subsidiarias de sistemas regionales.Formas: vetas, brechas hidrotermales, mantos de reemplazo, skarn cálcicos y combinaciones.Alteraciones: Sódica, cálcica, potásica.Zonación hacia el exterior y hacia arriba desde magnetita-actinolita-apatita a especularita-clorita-sericita.Signatura geoquímica de Cu-Au-Co-Ni-As-Mo-U-(LREE).

Asociados a plutones diorÃticos oxidados. Aunque en algunos yacimientos de Ox. Fe-Cu-Au no parecen tener relación directa con intrusivos especÃficos al nivel de mineralización, Ej. Candelaria.Edad Proterozoico a Plioceno; en Chile los depósitos económicos son del Cretácico Inferior, pero también hay depósitos ferrÃferos asociados a volcanes del Mioceno Superior – Plioceno (El Laco, Incahuasi, Magnetita Pedernales).Asociación con evaporitas con halita marina o lacustre en muchos distritos. Barton y Johnsons (1996) propusieron un modelo en que las fluidos y azufre provenientes de secuencias de evaporitas calentadas por una masa Ãgnea serÃan la fuente de los fluidos hidrotermales para generar depósitos de Ox. Fe-Cu-Au.

Mineralogía: abundantes óxidos de Fe y escasos sulfuros de Fe. Ambos tipos de depósitos (Fe-P y Fe-Cu-Au) pueden contener abundante carbonato, Ba, P o F.Alteración: intensa en rocas encajadoras, asociación depende de la composición de las rocas. En los de Fe-P: AH sódica a sódica-cálcica, pudiendo gradar hacia arriba a sistemas ricos en hematita asociados con alteración potásica o sericítica (hidrolítica). Los de Fe-Cu-Au: AH sódico-potásica, potásica o hidrolítica dependiendo del grado de interacción con fluidos meteóricos o connatos. Las zonas sódicas tienden a ser extensas (de decenas a centenas de km2).Fluidos mineralizadores acuosos salinos, oxidados, pobres en azufre y a t°>250°C.Profundidad de emplazamiento de la mineralización de 4 a 6 km hasta la superficie.

Figure 1. Mapa geológico de area Candelaria-Punta del Cobre.

Marschik, R. and Leveille, R.A.(1998): The Candelaria-Punta del Cobre iron oxide copper-golddeposits, Chile. Geological Society of America, Abstracts with Programs, A-371.El Distrito Punta del Cobre yel yacimiento La Candelaria selocalizan a 20 km al sur deCopiapó.

Figure 2. Sección esquemática desde Batolito Copiapo hasta el distritoPunta del Cobre. Posición estratigráfica de depósitos es mostrada.Marschik, R. and Leveille, R.A. (1998)

(modificado de Martin et al. 1997). Estratigrafía de CandelariaDistribución de losTipos de alteraciónhidrotermalPosición del cuerpomineralizado470 Mt @ 0.95% Cu, 0.22 g/t Au; 0.22 g/t AgMarschik, R. and Leveille, R.A.(1998)

Mina Candelaria desde Sierra El Bronce. Vista hacia el SW.

Mineralización típica en la mina Candelaria. Chalcopirita-pirita mineralización esta superpuesta a roca con intenso metasomatismo de Fe (magnetita)Volcánicas - volcanoclásticas.

Veta con calcopirita-pirita de rumbo NNW Candelaria, Rajo Sur.

Distrito Punta del Cobre desde Sierra El Bronce. Vista hacia el este

Marschik, R. & Leveille, R.A.(1998):

Mineralización estratiforme sobre el contacto rocas volcanicas/ sedimentarias (Mina Socavón Rampa).

Mineralización chalcopirita-pirita (Mina Socavón Rampa-Trinidad).

Brecha con fragmentos de rocas volcánicas en una matriz de chalcopirita-pirita (Mina Socavón Rampa).

Veta de magnetita masiva enContacto con veta decalcopirita-pirite.Esta relación espacial ilustrala relación espacial entre dos etapas distintas separadas demineralización-.

(Mina Carola).

Secuencia paragenética preliminar de mineralización y principales eventos de alteración.Marschik, R. and Leveille, R.A. (1998)

Mina Manto Verde32 km SE de Chañaral

Brechas con matriz de especularita y mineralesoxidados de Cu en fallasubsidiaria de Sistema de Fallade Atacama

Recurso de oxidado 120 Mt @0.72% Cu (ley de corte 0.2% Cu)

Reservas 85 Mt @ 0.82% Cu

> 400 Mt @ 0.52% CuRecurso de sulfuros enprofundidad

Brecha defallaBrecha hidrotermalSericita- carbonatosobreimpuestos amicroclina-cloritaEnvolvente de mineralley de corte 0.4% Cuoxidado y sulfuradoVila et al., 1996

Manto VerdeBrechas con abundante especularita con minerales oxidados de Cu hasta 200 m de profundidad. Mineral primario en profundidad con magnetita, calcopirita y pirita (Cpy/Py = 5/1)Sulfuros depositados al mismo tiempo y posteriores a especularita (Mgt en profundidad).Existían cuerpos vetiformes de mayor ley de Cu-Au que fueron explotados en forma subterránea previo a la operación a rajo abierto desde 1995.

Se explotan 15.000 t/día con lixiviación en pilas y electroobtención de Cu.

Inclusiones fluidas indican fluidos a ~180°-250°C y evidencias de ebullición, sugerente de condiciones hidrostáticas durante la mineralización y relativamente poca profundidad. La salinidad era alta (30-50% NaCl eq.) sugerente de fluidos de origen magmático. Manto Verde sería más somero que Candelaria.

Las rocas en Manto Verde fueron afectadas por una alteración potásica con entrecrecimiento de microclina y clorita, con cuarzo y hematita. En parte de las brechas la asociación anterior está alterada a sericita y arcillas, con más especularita, cuarzo y turmalina finamente diseminada. Además, vetilleo tardío de calcita. La alteración hidrolítica (sericita, arcillas) es también una diferencia con Candelaria donde ésta prácticamente no existe.

Edades K-Ar 121 a 117 Ma (Aptiano) en andesitas y diques alterados (Vila et al., 1996).

14-MODELOS_DEPOSITOS_Fe_Chilenos.ppt====================================Yacimientos de Fierro ChilenosLos yacimientos de hierro chilenos más importantes de Chile se encuentran en la Cordillera de la Costa de las regiones de Atacama y Coquimbo (III y IV Regiones) constituyendo la denominada Franja Ferrífera de la Cordillera de la Costa o Franja Ferrífera Chilena

Esta es una franja longitudinal de depósitos ferríferos que se extiende por más de 600 km, entre las latitudes 26º y 32ºS y que coincide con la posición de una faja de intrusivos del Albiano (110-100 Ma; Cretácico Inferior alto) y con la posición de la Zona de Falla de Atacama en su extremo sur.Yacimientos ChilenosLos depósitos de hierro chilenos interpretados como:Yacimientos de magnetita-apatito (Ruiz et al., 1965)Magnetita hospedada en rocas volcánicas (Cox y Singer, 1986)Yacimientos tipo Kiruna (Vivallo y Henríquez, 1997)

Los cuerpos de menas corresponden principalmente a magnetita masiva y forman lentes o bolsonadas irregulares, pero muchos son vetiformes o mantiformes. Las dimensiones de los principales cuerpos individuales varían entre 100-1000 m de longitud y desde decenas a 200 m de ancho con una extensión vertical que varía desde pocas decenas de metros hasta 650 m.Espinoza (1990) presentó una clasificación de los yacimientos de Fe chilenos, basado en la forma y rocas encajadoras de los mismos, a saber:Tipo Carmen: masas de magnetita aproximadamente lenticulares o de variadas formas y actitudes hospedados por rocas volcánicas.Tipo Bandurrias: estratos ferríferos intercalados en secuencias sedimentarias.Tipo Algarrobo: depósitos irregulares emplazados en rocas volcánicas en zonas de contacto con cuerpos intrusivos. Estos son los cuerpos de mayor tamaño y los únicos en explotación.Tipo La Suerte: vetas de magnetita emplazadas en rocas intrusivas.Tipo Desvío Norte: depósitos aluviales con rodados (clastos) de mineral de Fe.Los depósitos más relevantes desde el punto de vista económico son los de tipo Algarrobo, es decir los depósitos irregulares hospedados por rocas volcánicas o metavolcánicas en la vecindad de cuerpos intrusivos. En estos yacimientos el mineral de mena primario más abundante es la magnetita con especularita subordinada (hematita en hojas). La magnetita ha experimentado oxidación secundaria o martitización en distintos grados, la que en casos extremos ha transformado toda la magnetita a hematita. Los minerales de ganga son escasos, principalmente apatito (clorapatito), actinolita y clorita. La mena es compacta y dura de color negro, pero en parte tiene textura granular debido a que está constituida por octaedros de magnetita.Las andesitas que hospedan a los cuerpos de óxido de hierro presentan coloración gris verdosa

oscura o negra y una fuerte alteración/metamorfismo de contacto que incluye: Actinolita, Escapolita, Biotita, Turmalina, Clorita, Clorapatito, Titanita, Escaso granate, Escasa pirita.Esta asociación de minerales representa una alteración de alta temperatura que frecuentemente oblitera completamente la textura original de las rocas volcánicas. Además existen amplios halos externos de rocas blanqueadas con alteración de sÃ-lice–arcillas–sericita; estas rocas alteradas frecuentemente presentan anomalÃas geoquÃ-micas de Cu y Au, con algunas vetas mesotermales menores de magnetita con calcopirita o minerales oxidados de cobre, pero sin yacimientos de relevancia económica.Los depósitos de hierro de la Franja Ferrífera se localizan dentro del dominio de la Zona de Falla de Atacama.

Algunos cuerpos de mena de Fe presenta control estructural por fallas pertenecientes a este sistema regional.

Las rocas metavolcánicas que constituyen la roca huésped de los cuerpos de magnetita se ubican a corta distancia de cuerpos intrusivos tonalíticos, monzoníticos, dioríticos o granodioríticos; en muchos casos las volcanitas son roof-pendants elongados longitudinalmente e incluidos en los intrusivos.Génesis de la mineralización ferrífera ChilenaExiste una controversia clásica y no concluyente respecto al origen de los depósitos de magnetita-apatito chilenos.

Derivados de cristalización de magmas, magmas de mena de óxido de hierro (Ej. Nyström and Henríquez, 1994, 1995).Depósitos de reemplazo hidrotermal (metasomático; Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995).

Comparados también a depósitos de Fe-P Tipo Kiruna (Suecia), productos de inyección de magmas de ox. Fe (separación de magmas inmiscibles).La intrusión del magma de Fe-P produciría la alteración/ metamorfismo de contacto de las rocas huéspedes formándose actinolita y biotita, escapolita, apatito y magnetita; la clorita sería ya sea del mismo origen o un reemplazo retrógrado de la actinolita y biotita.

Ruiz, (1943, 1965) planteó que los yacimientos de hierro son de tipo metamórfico de contacto relacionados genéticamente a intrusiones de granitoides en las rocas volcánicas neocomianas.

Bookstrom (1977): en El Romeral la depositación de la magnetita fue hidrotermal y fue acompañada de actinolitización penetrativa, principalmente en el rango de temperatura de 475º-550ºC.El yacimiento de hierro de El Laco; un depósito de Magnetita-Apatito asociado a un complejo volcánico PliocenoEl yacimiento de hierro El Laco se ubica en la Cordillera Principal de la II Región de Antofagasta (23º48’S – 67º30’W).

Está formado por 7 cuerpos de mena que rodean al Pico Laco, un aparato volcánico andesÃtico a rio-dacÃtico que ha sido datado en 2,0 ± 0,3 Ma (K-Ar roca total; Gardeweg y RamÃrez, 1985) y 2,1 ± 0,1 Ma (trazas de fisión en apatito; Maksaev et al., 1988). Este constituye un ejemplo a nivel mundial de mineralización de Fe ligada a actividad volcánica.

Yacimientos de hierro chilenosFranja FerrÃfera Chilena  Cordillera de la Costa III y IV Regiones

7.274.000 ton de mineral producido en el año 2002 CompañÃa Minera del PacÃficoMina El AlgarroboMina Romeral

Yacimientos de Fierro Chilenos.

Franja Ferrífera de la Cordillera de la Costa.Las minas de Fe chilenas más importantes son:

Mina Los Colorados: inaugurada en 1998 y ubicada al interior del Valle del Huasco en la III Región con reservas de 245 Mt, ley media de 48% Fe.

Mina El Algarrobo: ubicada en la III Región y en explotación desde 1959, reservas medidas alcanzan a 3,6 Mt con 47,5% Fe.

Mina El Romeral: ubicada en la IV Región, reservas medidas alcanzan a 44,5 Mt con 49,1% Fe.

1. Andesitas neocomianas y metaandesitas; 2. Rocas sedimentarias del Grupo Chañarcillo; 3. Pseudobrecha con mineralización de baja ley; 4. Cuerpos masivos de alta ley; 5. Dioritas neocomianas del batolito costero con diques andesíticos; 6. Stocks dioríticos y apófisis; 7. Aluvio Plio-Pleistoceno con clastos de magnetita; 8. Aluvio.

El Laco volcánPlioceno, 2.1 Ma

Contiene depósitosde magnetita macizacon apatita.

Descritos como lavas eintrusivos de magnetitaPark, 1961; Henriquez etal., 1975, 1978, etc.Nyström y Henriquez, 1994Naslund et al., 2003Estos autores plantean uninobjetable origen volcánico de El Laco

Sin embargo, Rhodes et al.,1999 y Sillitoe y Burrows,2002, plantean un origen por reemplazo hidrotermal.

15-MODELOS_DEPOSITOS_VMS.ppt============================Depositos del tipo Volcano Exhalativos (VMS)GeneralidadesLos depositos del tipo VMS (Volcanic Massive Sulphides) o volcano – 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 SubmarinaEn ambiente submarino esta mineralización tiene un carácter exhalativo – sedimentario donde el equivalente actual es representado por fumarolas submarinas (black smockers).La emanación de fluidos calientes en las fuentes termales submarinas se mezcla con el agua marina fría, lo que cambia drásticamente la química del fluido y produce la precipitación de sulfuros metálicos extremadamente finos, sulfatos y óxidos.La acumulación de minerales ocurre por efectos gravitacionales al salir a fondo marino. Mineralización Exhalativa SubmarinaLa 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 topografÃa de fondo. 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 estratigrafÃa y sin mayor control topográfico (ej. Hierro bandeado – BIF).Depositos VMS del tipo Chipre (Troodos)El caso representativo es el deposito Troodos, 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. Depositos VMS tipo TroodosLa 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 – epidota – clorita.Depositos VMS tipo BeshiCorresponden 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 VMS tipo KurokoCorresponden 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 py, cpy y qz en stockwork; ii) zona Seikhoko, mineral de anhidrita y yeso con py, cpy, sph, ga y qz con arcillas, mineralización estratiforme; iii) zona Ryukoko, con mineralización de py y menor cpy y qz, mineralización estratiforme; iv) zona Oko, mena amarilla con mineralización de py y cpy, con menor sph, qz y baritina, mineralización estratiforme;

v) zona Kuroko, mena negra con mineralización de sph, ga, cpy y baritina, mineralización estratiforme; vi) zona de baritina, vii) y finalmente una zona de silice más hematita.

Sulfuros masivos volcanogénicos VMS

Tambo Grande, Perú; Cu, Zn, Au, AgLa Plata, Ecuador; Cu, Zn, Pb, Au, Ag

En ChileMantos con Py, Po, Cpy, Esf en esquistos verdes paleozoicos de la Cordillera de la Costa de Valdivia.

Depósitos: Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral (Alfaro y Collao, 1990).

También sulfuros masivos en esquistos y metabasaltos de la zona costera de la XII Región; depósitos La Serena y Cutter Cove (Vivallo, 2000).

Punta del Cobre, Copiapó (Camus, 1985) (?).

Depósitos VMSSe presentan en grupos y en áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos.Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad volcánica submarina.Existe una asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos

Debajo de los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual ha sido el alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente.

En ocasiones el stockwork mismo puede tener leyes económicas.Depósitos VMS

Alteración hidrotermalLa alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la sericitización y cloritización los tipos más comunes.La alteración tiene una forma general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la mena masiva

Zonación de alteración hidrotermal

La génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones, pero la evolución general es la siguiente:Etapa 1: Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades menores de calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar.Etapa 2: Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de circulación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc.Etapa 3: Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.Etapa 4: Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y reemplazo por pirita en la base del depósito.Etapa 5: Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el stockwork subyacente.Etapa 6: Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los depósitos son cubiertos y se evita la meteorización submarina y los depósitos pueden preservarse.

Etapas de formación de VMS

Tipos de VMSDesde el punto de vista económico existen esencialmente solo dos grupos de VMS: los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu.

Algunos depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au.

Si bien en términos generales existen estos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas

Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar Mediterráneo.

Tipo Besshi: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno, grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico. Tipos de VMS

Tipos de VMSTipo Kuroko: Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con formación de calderas en sectores de trás-arco. Los ejemplos típicos se encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.

Tipo Noranda o Primitivos: Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de

Tipos de VMSTipo SEDEX: Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas, areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de ArgentinaCabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos, de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y fallas.

Yacimientos VMS tipo Chipre

Composición tÃpica de las menas: 2% Cu, 5% Zn, 1.5% Pb, 12% Ba, 1.5 g/t Au, 95 g/t AgDepósitos de 1 a 60 Mt (promedio 1.3 Mt)Evolución: mena negra  amarilla  pirita (limites gradacionales)La mena masiva negra y baritina son de grano fino y están laminadas cerca del techoLa mena negra es más gruesa hacia abajo y es masiva en la parte inferiorLa mena amarilla es gruesa y masiva y se forma por reemplazo de mena negra con remobilización del Pb y Zn al techo de la pila

Esquema de Alteración

VMS Tipo Noranda: recurso minero mayor en CanadáRocas volcánicas precámbricas metamorfizadas (greenstone belts)Los depósitos (en general 0.1 a 5 Mt, pero Horne 60 Mt, Quemont 16 Mt) se asocian con rocas volcánicas félsicas; Py y Po = 50% de las menas, más Cpy, Sph, Ga, Mgt, Ag (acantita), tetrhed-tenn ± Se, Te, Bi, SnLas menas están recristalizadas por el metamorfismo (excepto Py) y deformadas con disrupción de los cuerpos de mena

VMS Tipo NorandaAlteración: clorita en el centro del conducto alimentador y sericita hacia los márgenes con carbonato

VMS Tipo Noranda: esquema de sistema convectivo de aguas marinas durante la formación de los cuerpos de sulfuros

16-MODELOS_DEPOSITOS_MVT_RedBed.ppt===================================Depositos del tipo Mississippi ValleyGeneralidadesCorresponden 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).Los principales 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 posiblesEn cuanto a leyes, valores promedio 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.Yacimientos tipo Mississippi ValleyDepositos del tipo “Red Bed†�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 “Estratos Rojos†�. 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 mineralización es debatible. Aparentemente la mineralización ocurre durante diagénesis, con adición de menos del 1% de material, rellenando porosidad.GénesisDe 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.Yacimientos tipo “Red Bed†�

Depósitos tipo Mississippi Valley; MVTPb, Zn, ± baritina ± fluorita y trazas de Cu

Depósitos MVT de Pb-Zn en los bordes de cuencas intracratónicas del Paleozoico Inferior o Carbonífero en Norteamérica

Depósitos MVT de Pb-Zn

Inclusiones fluidas: baja t°

Salinidad 10–30% NaCl eq.

Pb-Zn en rocas calcáreas (dolomitas)Depósitos epigenéticos – USA, Canadá, PoloniaSecuencias sedimentarias de plataformaVariada forma y carácter: reemplazo masivo, relleno de fracturas y brechas concordantes y discordantes con la estratificaciónt° 75-200°C (la mayorÃa 100-150°C)– 10-30% NaCl eq.Aguas connatas salinas de cuencaSulfuros dominantes: galena y esfalerita; pirita y marcasita menores, trazas de calcopiritaGalena pobre en Ag y esfalerita pobre en FeSin zonaciónX0.000 t  20 Mt (la mayorÃa <2 Mt); Zn + Pb = 3 a 15%Relación contraria a acumulaciones de hidrocarburos

Modelos de depósitos Pb-Zn MVTAmagmáticos: fluidos de baja temperatura movilizados a través de niveles permeables en cuencas sedimentarias de tras-arcoMetales y azufre derivados de las rocas sedimentariasProbable recarga de aguas meteóricas en la cuenca

Precipitación de sulfuros por ya sea enfriamiento, mezcla con fluidos diluidos o cambios de pH producidos por alteración de las rocas de caja o pérdida de volátiles.

Flujo de fluidos generado por compactación de sedimentos de una cuenca; calentamiento por gradiente geotérmico

Flujo de fluidos generado por frente de escurrimiento sobre una cuenca; calentamiento por gradiente geotérmico

Disolución de carbonatos y brechización asociada a MVT

17-MODELOS_DEPOSITOS_Metales_Base_en_Rocas_Sedimentarias.ppt============================================================Yacimientos de metales base en rocas sedimentariasSi existen iones complejos metálicos disueltos en aguas de una cuenca y condiciones redox para la precipitación, existe la posibilidad de formar un depósito mineral sedimentario.

Estas condiciones pueden darse en cuencas sedimentarias donde restos de materia orgánica en descomposición o la acción bacteriana genera excepcionalmente un medio reductor y donde la depositación clástica es prácticamente nula.

Si bien, el mecanismo de precipitación de metales tiene una base química inobjetable en un medio sedimentario reductor, se plantea el problema de la fuente de los metales, ya que el agua de mar no los contiene en cantidad suficiente.Depósitos estratiformes de metales base en rocas sedimentariasLos depósitos de cobre estratiformes en rocas sedimentarias en cuanto a producción se ubican segundos después de los pórfidos cupríferos a nivel mundial.Representan la fuente más importante de cobalto, además de contener recursos de muchos otros metales como Pb, Zn, Au, Ag, U, Au, PGE y Re.Los más importantes son el Kupferschiefer (o lutita cuprífera) del Permo-Triásico de Europa Central y la Faja Cuprífera de Africa Central del Neoproterozoico. Existen también ejemplos en norteamérica, Kazajstan, Bolivia y China.La formación de los depósitos mayores parece coincidir con los períodos de amalgamación de los supercontinentes: Rodinia en el Neoproterozoico y Pangea en el Pérmo-TriásicoKupferschiefer del Norte de Europa Pizarra o lutita rica en cobre (pizarra calcárea bituminosa) que yace cerca de la base de la Formación Zechstain del Pérmico MedioEl Kupferschiefer tiene en general solo 60 cm de potencia media, pero se extiende desde el norte de Inglaterra hacia el este a través de Holanda, Alemania y hasta Polonia en un área de 600.000

km2 No toda el área posee leyes económicas, solo 1% del área posee leyes >0,3% Cu y 5% de ella tiene >0,3% ZnExplotaciónEl Kupferschiefer se ha explotado en Mansfield, Alemania por aproximadamente 1000 años produciendo Cu y cantidades menores de Ag, Pb, Zn, (Mo, Re, V, U, Co, Ge).Los depósitos estratiformes más relevantes se encuentran en Polonia donde el Kupferschiefer presenta de 0,4 a 5,5 m de potencia con contenido de 1,5% Cu. Los depósitos polacos se distribuyen en un área de 30 x 60 km y se encuentran de 600 a 1500 m de profundidad, con reservas de 3000 Mt con 1% Cu, lo que hace que Polonia sea el mayor productor de cobre de Europa.KupferschieferSe trata de una secuencia transgresiva que incluye un conglomerado basal (debajo del nivel cuprífero) y está cubierto por calizas del Zechstein en lo que parece corresponder a un largo brazo de mar somero del Pérmico de Europa.La secuencia tiene una base de capas rojas del Pérmico Inferior (conglomerados y areniscas rojas; Rotliegendes), seguido de la lutita del Kupferschiefer y de las calizas del Zechstein del Pérmico Medio a Superior El ambiente de sedimentación del Kupferschiefer correspondería a planicies costeras dentro del nivel de mareas o levemente encima de ellas y en condiciones de clima árido a semi-árido (sabkha); este ambiente se desarrolló a medida que el mar Pérmico transgredió las arenas del desiertoDistribución de menasLa mineralización se presenta principalmente en el nivel de lutitas Kupferschiefer, pero se extiende dentro de las calizas superiores y las areniscas rojas del Rotliegendes infrayacentes.El cobre y otros metales están diseminados en la matriz de las rocas como sulfuros de grano fino e incluyen principalmente: bornita, calcosina, calcopirita, galena y esfalerita.Estos minerales comúnmente reemplazan cemento de calcita pre-existente, fragmentos líticos y granos de cuarzo, así como a otros sulfuros.OrigenMuchos autores europeos, han sugerido un origen sedimentario singenético para los sulfuros metálicos del KupferschieferOtros prefieren un origen exhalativo sedimentario similar a los SEDEX, donde el aporte metálico provendría de fuentes termales derivadas del volcanismo submarino o gradientes térmicas anómalas. Las texturas de reemplazo y la existencia de zonas rojas de probable origen diagenético a las que se relacionan los cuerpos de mayor ley de cobre indican que hubo movilización de metales durante los procesos de litificación de la secuencia sedimentaria Pérmica, pero esto no necesariamente descarta que los metales fueran precipitados químicamente en un mar somero, puesto que la diagénesis puede haber removilizado metales previamente sedimentados.Sin embargo, el gran volumen de metales contenidos en el Kupferschiefer plantea ciertamente interrogantes respecto a su fuente de los mismos.

La Franja Cuprífera de ZambiaEs parte de una faja mayor la Franja Cuprífera de Africa Central (Zambia y Congo)Esta produjo 17% del Cu del mundo occidental en los ochentas.En 1984 Zambia produjo 531.000 ton de Cu y el mineral extraído variaba de 1.49% a 2.81% Cu, con Co como subproducto.La industria cuprífera de Zambia ha decaído desde entonces produciendo 330.000 ton de Cu el año 2002, mismo en que Angloamerican decidió abandonar sus operaciones en ese país. El Congo también posee una de las mayores concentraciones de Cu y Co de alta ley, pero solo produjo 32.300 ton de Cu el año 2002 y su industria minera utiliza menos del 10% de su capacidad.

Extensión del mar somero del Zechstein (Pérmico Superior) de Europa Central

Sección esquemática de los depósitos del KupferschieferAreniscas rojasLutitas con CuCalizas, evaporitas

Ubicación de la Franja Cuprífera de Africa CentralLos depósitos se ubican en Zambia y la República Democrática del Congo en una antigua zona de rift

Cu-Co en lutitas, lutitas dolomíticas y areniscas del Neoproterozoico con metamorfismo de facies de esquistos verdes (en gran parte esquistos de biotita) que sobreyacen un basamento de granito y esquistosNiveles de 15-20 m de potencia con Bo, Cp y Cs, con Co y Fe.

18-MODELOS_DEPOSITOS_Supergeno_y_exoticos.ppt=============================================Procesos supergenos y enriquecimiento secundarioErosión  Exhumación  Meteorización

Meteorización de depósitos minerales hipógenosCambio mineralógico

Destrucción/empobrecimientoConcentración/enriquecimiento secundarioAlteración supergena y enriquecimiento secundarioProceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena a las condiciones oxidantes en las cercanías de la superficie (sobre el nivel de aguas subterráneas) por la circulación descendente de soluciones supergenas.Afecta a los silicatos generando minerales de arcillas (halloysita, smectita) y a los sulfuros hipógenos que se transforman en minerales oxidados.Proceso resultante de la meteorización (alteración supergena) de depósitos minerales, en el cual la oxidación produce soluciones ácidas que lixivian metales transportándolos hacia abajo y re- precipitándolos, con el consecuente enriquecimiento de los minerales sulfurados originalmente presentes.Muy importante en pórfidos cupríferosComportamiento de metales en ambiente supergenoFe, Al, Ti, Cr, Mn, Ni, Co, Pb forman óxidos estables  Permanecen en la zona de oxidación (sobre el nivel de aguas subteráneas).Cu, Mo, Zn, Ag forman sulfatos solubles  Son lixiviados de niveles superficiales y transportados en solución hacia abajo re-precipitando como sulfuros supergenos debajo del nivel de aguas subteráneas.Au no reactivo quÃmicamente  tiende a permanecer en zona de oxidación, aunque puede ser transportado si existe Cl o Br.Procesos supergenosOxidación  destrucción de sulfuros hipógenosLixiviación  remoción de metales en solución como sulfatosReacción con minerales de las rocas o ganga  minerales oxidados establesPrecipitación de sulfuros supergenos (bajo el nivel de aguas subterráneas)Zonación supergena y comportamiento geoquímico de metalesMinerales en zona de enriquecimiento supergeno de CuCalcosina Cu2S 79,8% CuDigenita Cu9S5 78.10% CuAnilita Cu7S4 77.62% CuDjurleita Cu31S16 70.34% CuCovelina Cu S 66,4% CuCuprita Cu2OCu nativo CuFactores condicionates para el enriquecimiento supergenoEvolución geomorfológica (exhumación)ClimaMineralogía hipógena (mena y ganga)Composición de la roca de cajaEstructuraNivel de aguas subterráneas

Agentes orgánicos: BacteriasEstos factores son interdependientesDistrito de CollahuasiGossan o sombrero de hierro hematíticoYacimientos exóticos de cobre

Limonita FeO*OH*nH2OHematita Fe2O3Malaquita Cu2CO3(OH)2 Atacamita CuCl(OH)3Azurita Cu3(CO3)2(OH2) Crisocola CuH4Si4O10(OH)8Calcosina Cu2SCovelina CuSCalcopirita CuFeS2Bornita Cu5FeS4Piriita FeS2

Masterman, 2003

Zona de oxidación: Rosario de Collahuasi

Zona de oxidación: Rosario de Collahuasi

Zona de enriquecimiento secundario: Rosario de Collahuasi

Mineralización exóticapor migración lateral de solucionessupergenas

Quebrada TurquesaQuebrada MC° Pelado DamianaPROCESOS SUPERGENOSOligoceno Superior – Mioceno InferiorCamus, 2003

Migración lateral de soluciones (mineralización exótica)5 Km.PROCESOS SUPERGENOSTurquesa NorteDamianaSistema PorfiricoEl SalvadorSílice - ArcillaSílice - HematitaSílice - Caolín - SericitaYeso - ArcillaEpoca metalogénicaSupegena OligocenoSuperior – MiocenoInferiorCamus, 2003

Mineralización exóticaChuqui Sur

19-MODELOS_DEPOSITOS_Procesos_Sedimentarios.ppt===============================================DEPOSITOS DE ORIGEN SEDIMENTARIO Depositos de origen SedimentarioDepositos Aloctonos: PlaceresDepositos 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 por meteorización 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 habitualmente 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.Los depósitos residuales y eluviales ocurren por meteorización in-situ directamente arriba de su fuente (topografía plana para el caso a) o pendiente abajo producto de reptación (topografía con pendiente, caso b). En ambos casos, minerales más livianos y químicamente reactivos son lavados o lixiviados, provocando concentración por reducción de volumen.I------------- a --------------I I---------- b ----------IDepositos de Placer de tipo FluvialEn 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, la cual 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.Placeres de PlayaOtro tipo de depositación desde un medio lÃquido ocurre en placeres de playa, estos ocurren relacionados a oleaje y flujos de marea en playas actuales o terrazas antiguas (puntos negros).Los minerales más importantes de placeres de playa son: casiterita, diamante, oro, ilmenita, magnetita, monazita, rutilo, xenotima y circón. Ej. placeres de oro de Nome, Alaska, placeres de playa en costa occidental de la isla de Chiloé, Chile, placeres diamantÃferos de Namibia, arenas

de ilmenita – monazita – rutilo de Travencore y Quilon, India, arenas de rutilo – circón –ilmenita de Australia del este y oeste y arenas de magnetita de la North Island, Nueva Zelanda. Depositos de Lateritas y BauxitasEstos 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 y prolongadas 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 – 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: arcillolitas carbonatadas y pirÃticas, 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.

ClasificaciónLos 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.

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. petroleo, gas),depositos residuales (lateritas, bauxitas).

Ojo... estos procesos pueden generar concentraciones geoquimicas anomalas

Equivalencia hidráulica para partículas. La velocidad de caída del cuarzo, pirita y oro con los radios y densidades mostradas son iguales y muestran que ellos se depositarían en una misma capa sedimentaria en una columna de agua no turbulenta.

La concentración de minerales pesados en depósitos aluviales ocurre en los sectores donde la energía del curso de agua decrece, con una consecuente perdida de energia y capacidad de mantener particulas en suspension. Particulas densas son segregadas de livianas

Variación morfológica del oro con la distancia de transporte; la composición también varía siendo más puro el oro más lejano

PaleoplaceresDe preservarse usualmente estarán litificados, inclinados y parcial o totalmente enterrados bajo otras rocas también litificadas, por lo que su eventual explotación será costosa y deberán ser extraordinariamente de alta ley o contener minerales valiosos como el oro para ser rentables.Excepción notable Witwatersrand en Sudáfrica: paleoplaceres del Precámbrico que constituyen la mayor concentración de oro del mundo. Conglomerados con oro y uranio del Arqueano a Proterozoico Medio (Precámbrico; 3100-2200 Ma). Los principales depósitos están en el campo aurífero del Witwatersrand de Sudáfrica, el área de Blind River a lo largo de la costa norte del lago Hurón en Canadá (solo con trazas de oro) y en Sierra Jacobina, en Bahia, Brasil; existiendo otros ejemplos en áreas de escudos precámbricos en Ghana (Takwa) y Canadá (Elliot Lake).

Witwatersrand, SudáfricaEn Witwatersrand el oro y uranio están en conglomerados monomícticos maduros, con clastos bien redondeados de vetas de cuarzo, chert y pirita.

La matriz es de cuarzo, mica, clorita, abundante pirita (o menos comúnmente hematita) y fuchsita.

La secuencia sedimentaria sobreyace a granitos y rocas verdes del Arqueano, pero los conglomerados no contienen clastos de granito.

El oro se presenta en granos angulosos de 0,005 a 0,1 mm de diámetro junto con minerales de uranio (principalmente uraninita) en la matriz de los conglomerados junto con otros materiales detríticos.

Conglomerado aurífero de Witwatersrand

Distribución de conglomerados del Arqueano tardío a Proterozoico medio con Au-U de Witwatersrand, Sudáfrica, con indicación de los cuerpos de granito adyacentes y los lugares del influjo sedimentario

DEPOSITOS DE ORIGEN SEDIMENTARIO Depositos de origen SedimentarioDepositos Aloctonos: PlaceresDepositos 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 por meteorización 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 habitualmente 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.Los depósitos residuales y eluviales ocurren por meteorización in-situ directamente arriba de su fuente (topografía plana para el caso a) o pendiente abajo producto de reptación (topografía con pendiente, caso b). En ambos casos, minerales más livianos y químicamente reactivos son lavados o lixiviados, provocando concentración por reducción de volumen.I------------- a --------------I I---------- b ----------IDepositos de Placer de tipo FluvialEn 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, la cual 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.Placeres de PlayaOtro tipo de depositación desde un medio lÃquido ocurre en placeres de playa, estos ocurren relacionados a oleaje y flujos de marea en playas actuales o terrazas antiguas (puntos negros).

Los minerales más importantes de placeres de playa son: casiterita, diamante, oro, ilmenita, magnetita, monazita, rutilo, xenotima y circón. Ej. placeres de oro de Nome, Alaska, placeres de playa en costa occidental de la isla de Chiloé, Chile, placeres diamantÃferos de Namibia, arenas de ilmenita – monazita – rutilo de Travencore y Quilon, India, arenas de rutilo – circón –ilmenita de Australia del este y oeste y arenas de magnetita de la North Island, Nueva Zelanda. Depositos de Lateritas y BauxitasEstos 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 y prolongadas 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 fi