Yacimiento De Minerales Y Geologia De Minas Una Punoia.pdf

YACIMIENTO DE MINERALES Y GEOLOGIA DE MINAS

Ing Agustín Pérez Quispe CIP 78851

INTRODUCCIÓN Los yacimientos de minerales constituyen la parte integrante más importante de las fuerzas productivas de la sociedad humana. Cada yacimiento es una anomalía de la corteza terrestre, que debe razonarse geológicamente. Al igual que la geología es una asignatura que ha derivado de la Mineralogía, la Metalogenia y estudios de los yacimientos proceden de aquella.

De los yacimientos, al minero le importa sobre todo el saber dónde y cómo pueden encontrarse, y cuáles son su extensión y su forma, ya que de ello depende los métodos de prospección y explotación a emplear.

DEFINICION DE YACIMIENTOS DE MINERAL Se llama yacimiento mineral al sector de la corteza terrestre en el cual, a raíz de unos u otros procesos geológicos se produjo la acumulación de una sustancia mineral, que puede utilizarse industrialmente, dada su cantidad, calidad y condiciones de yacimiento.

OTRA DEFINICIÓN Se llama a aquellas acumulaciones naturales de minerales y rocas útiles que, por su tamaño y contenido, pueden ser tomados en consideración para una explotación rentable. Considerados desde el punto de vista geoquímico, los yacimientos son concentraciones por encima de lo normal en la corteza terrestre de una sustancia determinada.

Los minerales pueden ser: gaseosos, Líquidos o Sólidos Minerales Gaseosos: pertenecen las acumulaciones en las entrañas de la Tierra de gases combustibles compuestos de hidrocarburos y de gases no combustibles, inertes, tales como helio, neón, argón, criptón y otros.

Minerales Líquidos: figuran los yacimientos de petróleo y de aguas subterráneas. Minerales Sólidos: pertenecen la mayoría de los minerales que se explotan como yacimiento de elementos o de sus combinaciones (hierro, oro, cobre y otros).

YACIMIENTOS DE CRISTALES Como son de cristal de roca, diamante y otros YACIMIENTOS DE ROCAS Como son granito, mármol, arcilla y otros.

CLASIFICACIÓN DE YACIMIENTOS 1. YACIMIENTOS METALÍFEROS a. Yacimientos de metales ferrosos b. Yacimientos no ferrosos c. Yacimientos de minerales raros. d. Yacimientos de minerales radioactivos. e. Yacimientos de minerales nobles. f. Yacimientos de elementos dispersos g. Yacimientos de tierras raras.

2. YACIMIENTOS NO METALIFEROS.

a. Depósitos de materias primas (minerales químicos) b. Depósitos Agronómicas. c. Depósitos Metalúrgicas. d. Depósitos Técnicas y de Construcción.

3. YACIMIENTOS DE MINERALES COMBUSTIBLES

a. b. c. d. e.

Petrolíferas Gases combustibles Carboníferos De Esquistos combustibles. De Turba

4. YACIMIENTOS HIDROMINERALES

a. b. c. d.

Yacimientos de aguas subterráneas potables. Yacimientos de aguas técnicas. Yacimientos de aguas balneológicas o minerales Yacimientos que contienen elementos de valor en cantidades que permiten extraerlos (bromo, yodo, boro, radio y otros)

HISTORIA DE LA MINERIA DEL PERÚ 1. ÉPOCA PREINCAICA

2. ÉPOCA INCAICA

2.1. Yacimientos Explotados

2.2. Metalúrgia

3. ÉPOCA COLONIAL

3.1. Técnicas Mineras

4. ÉPOCA REPUBLICANA 4.1. Primer Periodo (1821-1883)

4.2. Segundo Periodo ( 1884-1899)

4.3. Tercer Periodo (1900-1949)

4.4. Cuarto Periodo ( 1950-1968)

4.5. Quinto Periodo (1969 – 1989)

4.6. Sexto Periodo

PROCESOS DE FORMACIÓN DE LOS YACIMIENTOS 1. FLUIDOS MINERALIZANTES

1.1. Los Fluidos Hidrotermales como Mineralizadores

TR TA

TQ DIORITA

RP

AGUA METEORICA

AGUA METEORICA

TD RP

Cu

Cu S

Cu>=0.4Cu S % S Mo Cu

Cu

Mo

BA

Mo

S

S

BA

1.2. El Agua de Mar como Mineralizador

1.3. Las Aguas Meteóricas como Mineralizador

1.4. El Agua Metamórfica como Mineralizador

1.5. El Magma como Mineralizador

2. MIGRACIÓN DE LOS FLUIDOS MINERALIZANTES 2.1. Migración de Fluidos Hidrotermales.

Se realiza en estructuras mineralizadas de zonas de mayor presión y temperatura a zonas de menor presión y temperatura. Estas condiciones favorecieron una migración de los fluidos hidrotermales, a manera de diseminación en las cajas de los conductos mineralizantes visibles, en las vetas del stockwork de los pórfidos de cobre en el Perú. La migración ha producido reemplazamiento de rocas favorables a este proceso de mineralización, como en los diferentes tipos de rocas calcáreas, en las vetas y fallas de los yacimientos de Uchuchacua y Raura (Oyón – Lima).

2.2. Migración de las Aguas Meteóricas

2.3. Migración del Magma como Mineralizador

2.4. Migración de Diques de Composición Intermedia y de Brechas Volcánicas

2.5. Migración de las aguas Metamórficas

CONCEPTOS ELEMENTALES Ocurrencia Mineral. Concentración anómala de un mineral que se considera valiosa por alguien en alguna parte o que es de interés científico o técnico.

Depósito Mineral. Es una ocurrencia mineral (concentración anómala de un mineral o elemento metálico) de tamaño (volumen) y ley suficiente para que en circunstancias favorables, sea considerado con potencial económico.

Roca de caja. La roca que rodea al depósito, por ejemplo las rocas a ambos lados de una veta.

Roca huésped. La roca dentro de la cual se presenta el depósito mineral. Ej. Pórfido Chuqui en Chuquicamata.

Estéril. Término minero utilizado para referirse a la roca que no constituye mena explotable, en oposición a rocas mineralizadas.

Mena. Mineral o minerales que pueden ser extraídos de una roca con ganancia económica (utilidad). Es utilizable, tal como se extrae o uno o más componentes se pueden recuperar, separar, tratar. Ej. Menas de Cu: Calcopirita (CuFeS2), Bornita (Cu5FeS4), Calcosina (Cu2S).

Ganga. Aquellos minerales los cuales ocurren con los minerales de mena, pero que no tienen valor económico. Ej. Cuarzo (SiO2), Calcita (CaCO3) o Pirita (FeS2).

Mineralización. Se refiere usualmente a procesos formadores de minerales de mena,y ha minerales asociados que permiten la sobreconcentración de ellos(pirita).

Hipógena o Primaria. Mineralización endógena, es decir producida por procesos internos de la tierra.

Supérgena o Secundaria. Mineralización o efectos exógenos sobre cuerpos mineralizados, como meteorización, oxidación, descomposición de minerales y formación de nuevos minerales estables en el ambiente supérgeno.

Mina. Corresponde a las labores de explotación de un yacimiento, las que pueden ser subterráneas o a cielo abierto. Tajo o Rajo. Excavación a cielo abierto para la extracción minera. Ej. Rajo de Chuquicamata, Tajo Raul Rojas

Recurso Mineral. Es la cantidad total de mineral existente en la zona,incluyendo el que no podrá ser explotado por su baja concentración o ley actual.

Reservas Minerales. Cantidad (volumen) de mineral susceptible de ser explotado. Depende de varios factores como son : ley media, ley de corte ,de las condiciones técnicas, medio ambientales y del mercado existentes en el momento de llevar a cabo la explotación.

Ley. Grado de concentración de un elemento en el cuerpo mineralizado. Se expresa como porcentaje, ppm, ppb, etc.

Ley de Corte. Grado mínimo de concentración, para que la explotación sea rentable.

Ley Media: Es la concentración que presenta el elemento químico de interés minero en elyacimiento. Se expresa como tanto por ciento, o como gramos por tonelada (g/t) u onzaspor tonelada (oz/t).

Ley de corte (o CUT- OFF): Es la concentración mínima que debe tener un mineral o minerales en un yacimiento para ser explotable, es decir, la concentración que hace posible pagar los costes de su extracción, tratamiento y comercialización. Es un factor que depende a su vez de otros factores, que pueden no tener nada que ver con la naturaleza del yacimiento, puede ser su proximidad o lejanía a vías de transporte, avances tecnológicos en la extracción, etc .

GEOLOGIA ECONOMICA Es la ciencia que estudia los recursos naturales esencialmente el MINERAL, que el hombre extrae de la tierra para cubrir las necesidades y comodidades, teniendo en cuenta su rendimiento económico o llamado rentabilidad Para determinar el rendimiento económico de un recurso se debe tener en cuenta los siguientes aspectos. Cubicación del yacimiento (leyes y tonelaje) .Planeamiento de explotación, Infraestructura (transporte, vías de comunicación, cercanías de puertos de embarque, centro de compra-venta, centros poblacionales, energéticos, agua etc.) Aspectos legales y tributación.

Rendimiento Económico comparación entre el valor de venta y el total de gastos

MENAS MINERALES– CLASIFICACION MENAS PRIMARIAS.(hipogenas o endógenas) son las menas que fueron depositados durante el periodo primitivo de mentalización. Ejemplo la calcopirita Cu, la pirita Fe MENAS SECUNDARIAS (supergenas o exógenas) estas menas son productos de la alteración de las menas primarias, como resultado de la lixiviación u otros procesos superficiales por acción de las aguas descendentes o superficiales. Ejemplo tomando el caso anterior Cu, covelina, calcosina cuprita etc , Fe, limonita , hematita , ocre etc.

Singenético Se refiere exclusivamente a concentraciones que se originan por procesos sedimentarios a la vez que la roca encajante forman la secuencia sedimentaria. En los yacimientos estrato ligados hay otros factores que sueles ser de importancia en su estudio y caracterización: los aspectos estratigráficos(caracterización de la secuencia sedimentaria es la que se enclavan, del nivel concreto en que se localizan, etc. ); los metalotectos, los aspectos petrológicos(características de las rocas implicadas); los aspectos tectónicos (pliegues y fallas que puedan afectar a las formaciones o capas que forman el yacimiento).

Yacimientos no concordantes o epigeneticos puede haber también una gran variedad de factores a considerar. El principal es conocer el control geológico y geométrico de la mineralización: si esta confinado en una estructura discordante bien delimitada (dique o filón), si esta confinado por un conjunto estructural mas amplio si esta diseminado o concretado en un conjunto rocoso el contacto entre dos tipos de rocas distintas...Otro factor suele ser el mineralógico / petrológico, que busca establecer relaciones entre lo minerales o rocas que forman el yacimiento y procesos que pueden afectarla: cristalización, alteración hidrotermal, alteración superficial...

CONTROLES DE MINERALIZACION CONTROL ESTRUCTURAL: La deposición del mineral esta relaciona y a la vez controlado, íntimamente con las estructuras mayores , así como fallas ( fracturas, fisuras y cizallas) y pliegues de tipo regional y local. CONTROL LITOLÓGICO: La mineralización ocurre o tiene mayor predisposición favorable en tipos de rocas competentes, así como los volcánicos, ígneos y sedimentarios (especialmente en calcáreos).Es raro en rocas metamorficas

CONTROL ESTRUCTURAL

CONTROL QUÍMICO: El control físico- químico es más conspicuo en las rocas de composición calcárea favorables al desarrollo de yacimientos METAZOMATICOS o de REEEMPLAZAMIENTO. El proceso de metasomatismo se produce por la intrusión de una roca ígnea sobre una sedimentaria, que implica la sustitución de un mineral por otro.

CONTROL MINERALOGICO: Esta determinado por la identificación dela ganga en la MENA. Ejemplo : el cuarzo hialino con frecuencia se encuentra en las grandes concentraciones de plata, mientras el cuarzo lechoso es estéril; entre otros citamos a la rodocrosita - asociada la plata; la calcita al Cu, dolomita a minerales de plata.

CONTROL POR ALTERACIÓN: La ocurrencia mineral esta genéticamente ligado a un determinado tipo de alteración, donde existe mayor concentración o enriquecimiento de la mena, así tenemos: La piritización y la silicificación están asociados a minerales básicos, galena, esfalerita. La propilitización se encuentra asociada a menas de plata. CONTROL ESTRATIGRAFICO: se refiere a los estratos sedimentarios ligados a yacimientos de tipo singénetico, cuya característica principal es presentar horizontes paralelos cuya mineralización es concordante a la estratificación local o regional. Los yacimientos singenésicos no presentan alteraciones y si existen son incipientes debido a la recristalización o díagénesis de las capas subyacente o suprayacentes.

CONTROL GEOTECTÓNICO: Relacionado a eventos tectónicos, ocurrido durante épocas geológicas ( ver anexo controles y guías de mineralización).El precámbrico y el terciario épocas de mineralización del oro

CONTROL POR ZONAMIENTO.Relacionado al zonamiento del yacimiento mineral, tanto de tipo local como regional, su distribución mineralógico es de tipo espacial.

CLASIFICACION DE LOS YACIMIENTOS MINERALES La clasificación de los yacimientos no es sencilla debido a su complejidad intrínseca.

Esta es consecuencia de los variados procesos físico- químicos que han sufrido la mayor parte de ellos, pues es bastante habitual la repetición o superposición de alteraciones, sustituciones de unos elementos por otros, enriquecimientos supergénicos, metamorfismo, etc. Esto significa que un depósito puede presentar y de hecho así ocurre con relativa frecuencia, características heterogéneas que enmascaran su génesis y evolución posterior, de manera que no resulta evidente cual de ellas debe ser la dominante para su clasificación

A continuación se describen tres clasificaciones muy distintas pero que son necesarias para comprender bien el origen y la forma de presentarse los yacimientos minerales La primera muy simple se basa en su morfología, lo que a veces es determinante para poder efectuar su explotación y siempre condiciona el tipo de minería a utilizar. La segunda se establece por su relación con la roca de caja. La tercera es una de las muchas que se han elaborado a partir del las características genéticas de los depósitos. Esta muy simplificada respecto a otras existentes.

1.- CLASIFICACION MORFOLOGICA Los depósitos pueden tener: 1.a. forma tabular: (capas y filones) o irregular (chimeneas, masas o stock, impregnaciones, lentejones y placeres) Las capas son depósitos concordantes de gran longitud y anchura y poca potencia

Los filones o vetas son cuerpos planares de superficie irregular pues corresponden a rellenos de fracturas mas jóvenes que la roca de caja.

Los lentejones como indica su nombre, son depósitos que tienen forma lenticular, aproximadamente biconvexa. Pueden ser de origen magmático o sedimentario y en ellos la extensión superficial es bastante mayor que la potencia

Las chimeneas son depósitos bien de forma tubular, bien con sección de cono invertido que tiene origen volcánico

Las masas o stocks son masas minerales irregulares de gran tamaño que tienen un contacto neto con la roca de caja

Las impregnaciones o diseminaciones Se originan cuando disoluciones con metales pesados alcanzan por medio de fracturas una roca porosa y rellenan sus poros .

stock Works depósitos en los que la mena esta constituida por una densa trama de filoncillos dispuestos reticularmente en la roca que los engloba

2.- CLASIFICACION POR SU RELACIÓN CON LA ROCA DE CAJA Los depósitos concordantes con la roca de caja son aquellos paralelos a las capas o niveles litológicos de las rocas encajantes, pudiendo ser o no mas jóvenes que estas. Los más comunes son las masas, los lentejones y las capas

depósitos discordantes cortan o atraviesan la estatificación o los niveles litológicos que forman la roca de caja, pudiendo ser más antiguos o mas modernos que estos. Como tal se pueden considerar a los filones, los stockwork, las chimeneas y los placeres.

Yacimientos singenésicos son aquellos formados en la misma época que la roca de caja. Las capas sedimentarías en una secuencia deposicional continuo, son un ejemplo característico

Los depósitos epigeneticos Son los formados con posterioridad a la roca de caja. Yacimientos de este tipo son los filones o vetas, las chimeneas, las impregnaciones, los placeres, etc.

TEXTURA Y ESTRUCTURAS DE MENAS

TEXTURAS

En cucarda

oolítica

coloforma

brechada

brechoide

Fragmentos de textura De entramado en forma De caja

Textura de Exsolución; es una fina diseminación de un mineral dentro de otro mineral. Es muy común la exsolución de chalcopirita en esfalerita en yacimientos peruanos, es muy raro la exsolución de esfalerita a manera de estrella en la chalcopirita. Estas texturas de exsolución señalan una temperatura de 400°C. los minerales con esta textura se han cristalizado al mismo tiempo.

Textura de Reemplazamiento; tienen origen a una temperatura de 200°C, se producen en los yacimientos de soluciones epitermales, cuyas características son: • Reemplazamiento de otro mineral cuya forma cristalina inicial se conserva después del reemplazamiento. • Reemplazamiento a ambos lados de un relleno inicial. • Reemplazamiento parcial de un mineral cristalizado. Se observa también en un proceso supérgeno, al producirse dicho reemplazamiento a la temperatura del medio ambiente, esto es, a los 22°C en la zona de enrriquecimiento de sulfuros secundarios, notable en las estructuras mineralizadas de cobre, como ejemplo tenemos el reemplazamiento de la chalcopirita por chalcocina o covelita.

Textura de Relleno; se observa el relleno de soluciones mineralizantes en espacios abiertos a diferente escalas. Esta textura se realiza a menor temperatura que la textura de reemplazamiento, alrededor de 200°C, esta textura es común en los yacimientos hidrotermales.

Textura Coloforma: se observa en minerales no cristalizados como el ópalo, calcedonia, formados a baja temperatura de 100°C a 180°C. A temperatura ambiental, algunos óxidos son llevados y depositados como coloides, con textura coloforma, como ejemplos tenemos el manganeso (psilomelano), cobre (malaquita, azurita, crisocola), plomo ( anglesita, cerusita), y Zinc (smithsonita).

Aplicaciones de las texturas de Mineralización

Nos ayuda a ver el orden de cristalización para elaborar la secuencia paragenética de las estructuras mineralizadas. También da idea de la temperatura de formación de la estructura mineralizada

ESTRUCTURA DE MENAS

ESTRUCTURAS DE MENAS Formadas a altas temperaturas (600°C), se observa en el endoskarn (diseminación de calcosilicatos en un intrusivo félsico), también en el exoskarn formadas a temperaturas de 400 a 600 °C, los cristales en este tipo de texturas se habrían formado casi simultáneamente.

SECUENCIA PARAGENETICA Es el orden de cristalización de los minerales, se obtiene estudiando las texturas de las estructuras mineralizadas. Una determinación cuidadosa de la secuencia paragenética de los yacimientos en el Perú se aplica en el zonamiento local de las estructuras mineralizadas, a la cual pertenecen las muestras estudiadas. Además correlacionando la secuencia paragenética de varias estructuras mineralizadas, se obtiene la secuencia paragenética de un yacimiento o de varios yacimientos, esto permite luego tener la secuencia paragenética de un distrito minero

ZONAMIENTO

Es la distribución espacial de los minerales según las condiciones de temperatura, presión y rasgos geológicos durante la deposición de los minerales. Este zonamiento se observa a diferentes escalas.

Zonamiento Regional A nivel regional se tiene una distribución de franjas mineralizadas concordantes a la Cordillera de los Andes, de oeste a este se tiene, franjas de hierro, franjas de cobre-oro, franjas de plata-oro-polimetálicos, franjas polimetálicos, franjas oro-polimetálicos, franjas de oro.

Las razones de esta distribución se verán en la metalogenia del Perú.

Zonamiento de Distrito Minero El zonamiento pueder ser Simétrico y Asimétrico. Zonamiento Simétrico; en el centro se observa la presencia minerales de mayor temperatura (cobreplata), en la parte intermedia minerales de menor temperatura(zinc-plomo), y minerales de muy baja temperatura en la parte externa (plomo). Otro ejemplo; mina Quiruvilca, desde el centro desde el centro hacia la parte externa se tiene Cu-Ag, Zn-Cu-Ag, Ag-Zn-Ag, Ag-Zn-Pb.

Zoneamiento Asimétrico: ejemplo como el distrito minero de Hualgayoc (Cajamarca) observándose dos centros de mineralización de pórfidos; el pórfido de cobre-oro-molibdeno de cerro Corona, de mayor temperatura; rodeado asimétricamente de polimetálicos (zinc, plomo, plata, oro) de menor temperatura; el pórfido de cobre de Tantahuaytay (Cajamarca), de mayor temperatura rodeado asimétricamente por mineralización polimetálica (zinc, plomo, plata, oro) de menor temperatura

Para el distrito minero de Palca 11 (Puno) de SE a NO se tiene un zonamiento asimétrico de tungsteno, cobrezinc-tungsteno.

Zonamiento Local Las estructuras mineralizadas de los yacimientos tienen un zonamiento distribuido según el flujo mineralizante y el flujo mineralizante se realiza de acuerdo a la secuencia paragenética de una estructura mineralizada. Si se plotea las líneas del frente de máxima deposición (FM) de los elementos metálicos que se explotan en la estructura mineralizada, se tendrá el zonamiento de dicha estructura mineralizada.

TERMÓMETROS GEOLÓGICOS Son minerales que suministran datos sobre la temperatura de su formación y de los depósitos que las encierran. Tienen importancia científica y práctica para comprender adecuadamente el origen de los depósitos minerales y la clasificación de los yacimientos. Clasificación en base a la temperatura:

Hipotermal: alta T°, cerca al intrusivo, > 350°C. Mesotermal: media T°, distancia media al intrusivo, 350-200°C Epitermal: baja T°, alejado del intrusivo, < 200°C

MÉTODOS PARA DETERMINAR LA TERMOMETRÍA GEOLÓGICO

1. Mediciones Directas; las mediciones hechas por científicos y técnicos que la temperatura de las lavas, fumarolas, aguas termales, los que nos proporcionan la temperatura máxima de formación de los minerales contenidos en los mismos yacimientos. Los geólogos en la últimas décadas han investigado las lavas básicas de las erupciones del Vesubio y otros, cuya temperatura es de 1140°C, las lavas ácidas han dado temperaturas entre 800 – 900°C, las fumarolas con bastante contenido de sílice han registrado temperaturas de + 645°C. Las aguas termales que salen a la superficie oscilan entre 30 – 80°C y ellas traen disueltos CO3, SO4, sílice, sulfuros y iones metálicos.

2. Punto de Fusión; Nos indica la temperatura máxima de cristalización o el límite superior del ámbito de la temperatura de formación, así tenemos que la ortosa funde a 1150°C, la estibina a 546°C, el bismuto a 271°C, cobre 1083°C, uranio 1130°C. Punto de ebullición Cu = 2563°C Punto de ebullición U = 3927°C

Comparando Cu y U: el punto de fusión es 50°C y el de ebullición 1400°C, entonces: Punto fusión H = -259°C, punto ebullición 253°C Punto fusión Li = 181°C, punto de ebullición 1331°C

3. Disociación; Los minerales que pierden los constituyentes volátiles a cierta temperatura, sirven como termómetros geológicos, sin embargo la temperatura de disociación aumenta con la presión, por lo que no siempre resulta un buen dato como termómetro geológico, el más clásico que la temperatura de disociación es: Cuarzo alfa : < 573 °C Cuarzo beta: > 573 °C

4. Punto de Inversión; En los últimos años muchos geólogos han trabajado con el punto de inversión ya que son los más útiles indicadores de la temperatura, por que están poco afectados por la presión, ejemplo el cuarzo se forma por debajo de 870 °C, lo que indica el límite superior de temperatura, otro es la blenda cúbica que se transforma a hexagonal a 1020 °C, pero si tiene fierro hace que descienda la temperatura a 880 °C. la calcosina en el que su punto de inversión es de 107 °C. La Argentita (Ag2S), cúbico…. Superior de 173°C La Acantita (Ag2S), rómbico ……. Inferior de 173 °C

5. Desmezcla; El mineral que forma soluciones sólidos naturales y que se separan de sus mezclas a determinadas temperaturas nos proporcionan información del yacimiento. Un ejemplo clásico es la bornita y chalcopirita que se separa a 475 °C, se separan de sus mezclas. La cubanita y la pentlandita se separan a 450 °C La cubanita y la calcopirita se separan a 450 °C La bornita y la calcosina se separan a 175 – 225 °C

6. Recristalización; la recristalización unitaria se aplica a los metales y es parecido a la desmezcla y punto de inversión, la plata nativa recristaliza a 200°C si el cual nos indica que es de origen primario o hipógeno y que no se puede confundir con la plata supergénica, el cobre nativo se recristaliza a los 450 °C.

7. Inclusiones líquidas; gran parte de las minas a través del departamento de geología hacen estudios de inclusiones fluidas y nos brinda la temperatura aproximada de la formación de cristales mediante el volumen de la contracción del líquido suponiendo que este originalmente llenará la cavidad.

Algunos geólogos empezaron haciendo pruebas con la blenda que fueron calentados en microscopios hasta que el líquido llene la cavidad en cuyo momento se procedió a la lectura de la temperatura y se descubrió que la blenda se formó a la temperatura de 135 °C.

PARAGÉNESIS Es la repetida asociación de ciertos minerales en yacimientos que contienen uno o más termómetros lo que hace posible clasificarlos. Estas clasificaciones son: alta T°, intermedia T° y baja T°. También se llama a la asociación de minerales en una roca sedimentaria, presentando un origen común y resultante de procesos geológicos y geoquímicos dados.

En las rocas metamórficas, este término designa las asociaciones de minerales que son estables conjuntamente bajo ciertas condiciones de presión y temperatura y caracterizan el quimismo de las rocas. Término utilizado igualmente para las rocas magmáticas y para algunas menas metalíferas. Ejemplo: paragénesis con blenda, pirita y galena o Zn-FePb.

Alta T°C

Intermedia T°C

Magnetita calcopirita Especularita arsenopirita Pirrotina galena Turmalina blenda Casiterita marmatita Piroxenos (augita) tetrahedrita Anfiboles (horblenda) pirargirita (actinolita) bornita Topacio (corindon) biotita (wolframita) cuarzo Granate calcita Petlandita gremnokita

baja T°C estibina rejalgar cinabrio proustita marcasita adularia rodocrosita calcedonia siderita teluros selenuros argentita jaspe

MAGMAS,ROCAS Y YACIMIENTOS MINERALES MAGMAS Los magmas son masas de materias en fusión situadas dentro de la corteza terrestre, a partir de las cuales cristalizan las rocas ígneas. Sin embargo su composición no es la misma que la de las rocas a que dan origen, por que los magmas contienen aguas y otras pequeñas, aunque importantes cantidades de sustancias volátiles que escapan antes de producirse la consolidación completa. Sus temperaturas oscilan de 60°C (para magmas de riolitas) y 1250°C (para magmas basálticos)

Su composición es tan variable como la multitud de rocas a que dan origen, se extiende desde el extremo silícico hasta el extremo básico, los volátiles consisten principalmente de agua, anhidrido carbónico, azufre, cloro, fluor y boro. Aunque menores en cuanto a volumen, los volátiles desempeñan un importante papel por cuanto disminuyen la viscosidad, hacen descender el punto de fusión, reunen y transportan metales y determinan la formación de depósitos minerales. Estos constituyentes son expulsados en gran parte cuando se consolida el magma.

CRISTALIZACIÓN Los magmas son soluciones y obedecen a las leyes de las soluciones acuosas, la cristalización de los minerales constituyentes, que depende de su solubilidad en el resto del magma, empezará cuando la temperatura del magma descienda por bajo de los puntos individuales de saturación de aquellos. La cristalización de los minerales no está determinada por sus temperaturas de fusión, si bien evidentemente ningún mineral puede cristalizar por encima de su punto de fusión. Del mismo modo la solución de un solo componente en otro puede dar un punto de fusión inferior al de cada componente. Por consiguiente un magma puede permanecer fluido a una temperatura inferior al punto de fusión de todos sus componentes. La cristalización comienza por bajo de este punto, ya al ascender la temperatura puede producirse la completa cristalización, dando origen a minerales independientes o a mezclas isomorfas.

ORDEN DE CRISTALIZACIÓN: Las sustancias más insolubles cristalizan primero, y éstas son, en general, los minerales accesorios, tales como apatito, circon, titanita, rutilo, ilmenita, magnetita y cromita. En general el orden de cristalización es de basicidad decreciente.

Naturalmente, no todos estos minerales están presentes en una sola roca, pero representan Secuencias desde las rocas ultrabásicas hasta las silícicas.

Los magmas residuales graníticos son soluciones ricas en sílice, álcalis y agua; algunos de ellos pueden penetrar en las fisuras por presión, y formar pegmatitas. Sin embargo en los magmas básicos, el magma residual puede ser rico en hierro. Las sustancias volátiles o mineralizadoras, como el flúor, el boro y el cloro juntamente con el estaño, se concentran en los líquidos madres de los magmas silícicos restates, y pueden ramificarse y llegar a formar diques ricos en minerales raros. Con la cristalización progresiva, los extractos acuosos finales reúnen los metales que originariamente estaban dispersos en el magma, junto con los elementos raros, las tierras raras y el cloro, boro, fluor, hidrógeno, azufre, arsénico y otras sustancias. Estos líquidos madres son expulsados al efectuarse la cristalización final, y constituyen las soluciones magmáticas que dan origen a la mayoría de los depósitos minerales de rendimiento económico.

DIFERENCIACIÓN: Se refiere al grado de cristalización. Las observaciones efectuadas, que volcanes próximos entre sí emanan lavas diferentes y que incluso un mismo volcán puede tener sucesivas capas de lavas, sin embargo estas lavas son diferentes. El borde de un volcan o de una intrusión puede diferir del centro y entre ambos puntos, puede haber tipos graduales de magmas diferentes a pesar de pasar por un único conducto, lo que hace llegar a la tentadora conclusión de que un magma originariamente homogéneo se dividiera en fracciones diferentes, a este proceso se le denomina “diferenciación magmática”.

Muchos geólogos afirman que el magma originariamente es de composición basáltica y que su diferenciación ha producido magmas de composición distinta y que estos a su vez pueden experimentar más diferenciación. Muchos petrólogos consideran que el granito por ejemplo es la diferenciación silícica de un magma basáltico originariamente.

Las rocas de diferentes clases, las masas de mineral de Fe, Cr, sulfuros, vapores y gases y las soluciones mineralizadoras, son en su totalidad productos de diferenciación magmática. La diferenciación puede ocurrir en una sola fase o en varias.

Puede haber una diferenciación profunda en la cámara magmática original y la consolidación de los diferenciados IN SITU. Antes de ser completa la consolidación puede volverse a ramificar y puede formar diques o intrusiones menores. Las soluciones acuosas acumuladas son las fracciones residuales y que gradualmente han ido concentrándose cada vez más con los metales, son “exprimidos y proporcionan los constituyentes de las vetas, cuerpos, stock work y otras masas de minerales”.

Durante la diferenciación de óxidos de fierro, puede reunirse en fracciones se concentran y se consolidan formando parte de la intrusión o como una masa inyectada separadamente y formar depósitos de minerales magmáticos de este modo forman depósitos minerales magmáticos de importancia económica.

Se tiene varias hipótesis ante el reconocimiento como:

a). DIFERENCIACIÓN POR CRISTALIZACIÓN. Se ha demostrado que cuando un magma empieza a cristalizar tiende a formar primero ciertos cristales, de este modo la porción líquida del magma queda empobrecida de los constituyentes que integran los primeros cristales formados. Los primeros cristales formados son generalmente pesados por ejemplo, el olivino y magnetita.

A medida que avanza la cristalización, los cristales formados primeramente se solidifican gradualmente y encima de los mismos queda un líquido de diferente composición, resultando así el magma residual.

Si los minerales formados primeramente fueron más ligeros que el líquido restante como en el caso de ciertos magmas básicos subirán a la superficie y se producirá una separación y donde la cristalización desempeñará un parámetro importante. Al producirse nuevas cristalizaciones otros minerales se separan y se reunirán del mismo modo volviendo a restar el líquido residual de diferente composición. Por último el magma residual requerido contendrá los minerales que cristalizan en último lugar y generalmente más silicio o más ácido, se consolida formando rocas ácidas de composición enteramente diferente de la primera cristalización y los minerales que darán origen a yacimientos tendrán una posición de acuerdo a las condiciones estructurales, petrológicas, etc.

b) Presión Filtrante. Una variación de la diferenciación por cristalización se produce cuando un magma ha sido cristalizado en parte y está compuesto por un número complejo de cristales y un fluido residual en los intersticios. Si están sujetos a presión por los movimientos tectónicos, los cristales pueden ser apelotonados y exprimir el líquido residual, formando así fracciones de composición química distinta.

También puede desprenderse un magma residual rico en hierro de entre los silicatos formados primeramente y caer por gravitación al fondo de la cámara magmática, dando así origen a una acumulación gravitativa líquida.

c) Diferenciación por crecimiento zonal. Otra variación de la diferenciación por cristalización es la formación de cristales en zonas, proceso en virtud del cual el carácter del magma experimenta cambio contínuo debido a la abstracción del mismo de los elementos que pasan a constituir los diferentes crecimientos zonales. Sin embargo, este proceso actúa tan sólo cuando los cristales permanecen en contacto con el magma restante.

ROCAS Como resultado de la cristalización y diferenciación se forman asociaciones de minerales que producen varias clases de rocas ígneas. Muchas rocas ígneas son en si mismas depósitos de minerales de importancia económica, puesto que se las emplea como piedras de construcción, de pavimentación o para otros usos. Asimismo , ciertos depósitos de magnetita, cromita y otros minerales son simplemente variedades no corrientes de rocas ígneas.

PEGMATITAS 1. CONCEPTO. Son rocas ígneas o metamórficas formados principalmente por cuarzo, feldespatos y micas, estos van acompañados por minerales de metales Au, Ag, Cu y tierras raras, en otras pegmatitas encontramos casiterita, wolframita, topacio, corindon, berilio, apatito, espudema y como minerales raros sillimanita, circonio, columbita y lepidolita. Las pegmatitas están asociados a rocas graníticas, gneis o esquistos.

2. CARACTERÍSTICAS. a) Cristales bien desarrollados que van desde los 2 mm hasta los 10 cm en promedio, sin embargo se conocen cristales promedios de 7.5 m de longitud, muscovita con un área de 5 m2, algunos presentan topacios de 60 kg, el cuarzo llega a alcanzar hasta 70 TM y algunas microclinas de 100 TM. b) Presentan estructura equigranular, laminar, zonada y reticular, poiquilítica. c) La textura de los minerales de mena pueden ser diseminados, lenticular, radial y bandeada y los cristales euhedrales son abundantes.

3. CLASIFICACIÓN. a) Pegmatitas simples; representan un alto porcentaje de las mismas, su composición mineralógica es simple formado por Qz, Plag (ortosa y muscovita). El tamaño de los granos o cristales va desde los 2 mm – 10 cm, los fenocristales son bien definidos, su textura es uniforme de caja a caja o de pared a pared, no presentan zonamiento, se les explota fundamentalmente por la extracción de Qz, feldespatos y micas y en menor procentaje Au, Wo, Sn.

b) Pegmatitas Complejas; Presentan un zonamiento debido a las variaciones mineralogicas y textura manifestada por la presencia de zonas concéntricas empezando en la parte central denominada núcleo hasta las paredes en la parte exterior. las pegmatitas complejas son raras y se caracterizan por cristales de grano grueso en la zona central o núcleo y que van siendo más pequeñas hacia las paredes. Presentan algunas veces constituyentes metálicos de Au, Ag y algunos sulfuros (Py, Aspy), la chalcopirita y las tierras raras muchas veces le dan valor a los minerales de mena de algunos minerales accesorios o raros pueden dar un gran valor al yacimiento sobre todo el topacio, granate y casiterita.

4. DISTRIBUCIÓN, OCURRENCIA Y ROCAS ACCESORIOS.

Las pegmatitas están ampliamente distribuidas enla corteza terrestre y en los escudos. Tectónicamente están asociados a los emplazamientos de las rocas graníticas raramente se encuentra en rocas máficas. Según la teoría de placas, algunas pegmatitas pueden estar ubicados en la zona de colisión o choque de las placas continentales, las pegmatitas las tenemos desde el Precámbrico y Paleozoico y han sufrido un gran número de actividades ígneas en periodos de tiempo relativamente grandes.

Las pegmatitas están relacionados a su intrusión madre, presentan numerosos depósitos de minerales principalmente en la cordillera oriental. En el Cenozoico presentan minerales cristalinos relacionados a gneis graníticos o a granitos. En Puno tenemos la mina Palca XI que presenta minerales de ferverita y shelita, las pegmatitas están estructuralmente relacionados a su magma intrusión madre ocurrido cerca de los techos, su profundidad va desde los 2 – 4 km. Las deformaciones tectónicas que ocurren en las cajas circundantes controlan la morfologia y la localización de las pegmatitas cuyos rasgos estructurales son independientes del tipo intrusivo de acuerdo a este tipo de vista las pegmatitas se clasifican en:

a) Pegmatitas Epigenéticos; o supergénicos o secundarios. Son los más importantes y se caracterizan por: 1. Ubicados cerca o en el techo de la roca intrusiva madre. 2. Generalmente poseen la forma de dique. 3. Posee contacto definido con las rocas circundantes. 4. Posee una aureola aplítica de minerales claros. 5. Escasa presencia o ausencia microlítica. 6. Generalmente los geólogos lo conocen como depósitos filonianos. 7. Presenta buzamiento abrupto y son el producto de una grieta de ruptura. 8. Su ancho va desde algunos cm a varios metros. 9. Excepcionalmente existen pegmatitas de 5 km de longitud y 50 m de espesor.

b) Pegmatitas Singenéticos; Son aquellos que se han formado en la cámara magmática, por cristalizar el magma residual se caracteriza por: 1. Su ocurrencia en la roca madre. 2. Ausencia de contacto pero muestra una transición gadual hacia la roca madre. 3. No hay una aureola aplítica de abundancia de cavidades microlíticas de forma ovalada. 4. Presenta un curvamiento en profundidad o en planta. 5. Las pegmatitas se forman a altas temperaturas de 800 – 400 °C aproximadamente.

5. PROCESOS DE FORMACIÓN. Pueden seguir los siguientes pasos. a) Emplazamiento de magma diferencial saturado o casis saturado de agua. b) Cristalización parcial del magma dominantemente anhidro en esta fase circulan los minerales pirogénicos. c) Evolución hacia una facie magmática residual constituido por compuestos volátiles de minerales, el agua de esta cristalización del magma residual da lugar a las pegmatitas simples. d) Rompimiento mecánico de la cubierta sedimentaria u otro tipo de roca circundante al sistema de magma.

e) Cristalización de la fase vapor, deposición de minerales neumatolíticos y metales. f) Colapso y cizallamiento de la vía de migración de los minerales. g) Las pegmatitas se forman generalmentes desde 800 – 400°C y algunos llegan a 200°C. h) La mayoría se forma a profundidades entre los 1000 – 2000 atmósferas de presión es decir entre 3 y 4 km. i) Los elementos más importantes son Au, Ag, Li, Sn, Wo, Co, Be y tierras raras. ii) Hay pegmatitas superficiales a profundidades de 2 km quedan concentraciones de fluorita, Qz, y minerales de Au, Ag, Zn.

YACIMIENTOS

YACIMIENTOS DE SKARN

1. DEFINICIÓN. Los Skarn son yacimientos producto del reemplazamiento y sustitución de una roca intrusiva con una roca soluble, es decir, que se producen nuevos minerales por el efecto “tu me das yo te doy”. Los yacimientos tipo skarn se han generado por el metasomatismo de rocas intrusivas calcoalcalinas con rocas carbonatadas. La composición de los intrusivos Terciarios varian de diorita, granodiorita, monzonita, cuarzo monzonita.

Sin embargo, el término SKARN es ampliamente utilizado y es adecuado para referirse a este tipo de depósitos relacionados a aureolas de contacto de intrusiones dentro de secuencias calcáreas (calizas, dolomitas). Estas últimas rocas formadas por calcita o dolomita (CaCO3 y CaMg(CO3)2) se convierten en mármoles, rocas córneas calcosilicatadas (hornfels) y/o skarns por el efecto del metamorfismo de contacto. La producción principal de depósitos de tipo skarn incluye: Fe, Cu, W, C (grafito), Zn, Pb, Mo, Sn, U, Au., granate, talco y wollastonita.

• En 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 – diopsido, espinel, hedenbergita, johansenita, fosterita, wollastonita; granates – andradita, grossularita, almandino-espesartina; anfiboles – hornblenda, tremolita-actinolita; scheelita, smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita, opalina).

Etapa de progrado minerales anhidros

Etapa de retrogrado minerales hidratados

2.- FORMAS Presentan diferentes formas, como cuerpos, mantos, lentes, chimeneas, nidos, cuerpos ramificados, cuerpos irregulares. Las texturas tipicas corresponden a venillas, diseminados y masivas de calcopirita, bornita, pirita, pirrotita, esfalerita, galena. Las facies progradas estan representados por el ensamble granates-piroxenos-silicatos y la retrograda por epidotaactinolita-carbonatos.

Los depósitos de tipo skarn ocurren en distintos marcos geotectónicos, dada la presencia de secuencias calcáreas y de intrusiones, pero la mineralización asociada dependerá de la composición de los magmas relacionados a cada ambiente geotectónico particular.

Existe una gran variedad de tipos y asociaciones de metales en depósitos de tipo skarn, incluyendo: W, Sn, Mo, Cu, Fe, Pb-Zn y Au. Gráfico ilustrando la relación entre la composición de intrusiones ígneas y el metal dominante en varios tipos de depósitos de tipo skarn (de Meinert, 1992)

En términos generales en depósitos de tipo skarn Fe y Au se asocian a intrusivos máficos a intermedios Cu, Pb, Zn y W se asocian a granitoides oxidados calco-alcalinos con magnetita (tipo I) Mo y Sn se asocian a granitos diferenciados reducidos con ilmenita (tipo S)

SKARN Cu-Zn-Pb (ANTAMINA)

RECURSOS GEOLOGICOS: 760MT (1.3%Cu, 1.0%Zn, 13 g/t Ag, 0.03%Mo) RESERVAS MINABLES: 530MT (1.2%Cu, 1.0%Zn, 12 g/t Ag, 0.03%Mo)

3.- CLASIFICACIÓN: a) Por su composición: Cálcico Magnésico b) Por el lugar donde se forma: Endo Skarn: dentro del intrusivo Exo Skarn: fuera del intrusivo.

4.- MINERALOGÍA La mineralización polimetálica esta asociada tanto a las masas de skarn y en otras ocasiones al mármol. Presenta zonación de las facies progradas y retrogradas, mostrando en el núcleo al stock intrusivo-endoskarnexoskarn-marmol-hornfels-calizas/dolomias. En el Peru se han formado principalmente en la franja sedimentaria Mesozoica de la cordillera interandina: Antamina, Tintaya, Ccorocohuayco, Raura, Milpo-Atacocha de carácter polimetalico (Cu-Zn-Pb).

Seccion geologica del yacimiento tipo skarn de Antamina.

5.- MINERALES IMPORTANTES. Pb- Zn – Cu – Au – Ag Cu – Mo Cu – Mo – Au – Ag Sn W Cd In Y U V

Los minerales calcosilicatados diópsido (clinopiroxeno), andradita (granate cálcico) y wollastonita (piroxenoide) son los dominantes en skarn mineralizados e indican, junto con otras evidencias, que el rango de formación de skarn es en general de 400º-600ºC. Aunque los skarn de Zn-Pb se forman a temperaturas más bajas, en términos generales en el proceso de formación de skarn están involucradas altas temperaturas. La presión es variable y estos depósitos se forman de 1 a varios Km de profundidad.

6.- TIPOS DE SKARN 6.1.- SKARN CÁLCICO: Se forma por emplazamiento de las calizas e intrusivos intermedios a ácidos. • Forma de presentación: presentan diferentes formas, las más comunes son: – – – –

Cuerpos irregulares Lentes Estratos Vetas.

Su espesor varía desde algunos centímetros a varias decenas de metros, su longitud centenares de metros y su profundidad promedio está entre los 300 m y 400 m a excepción de Antamina que tiene 800 m. * Mineralogía: Granate, piroxenos, wollastonita, epídota, clorita, ortosa y plagioclasa cálcica, y como mineral accesorio el apatito.

• Temperatura de formación: va desde los 800 a 350 °C. • Ensamble de temperatura: 1. wollastonita – plagioclasa: 750 – 800 °C. 2. piroxenos – grante – wollastonita: 550 – 750 °C 3. piroxenos – granates: 500 – 550 °C. 4. piroxeno – granate – epídota: 450 – 500 °C 5. piroxeno – epídota: 350 – 450 °C

6.2. SKARN MAGNÉSICO: Se forma por el reemplazamiento de las dolomías. • Formas: los más comunes son las vetas, los mantos y en menor porcentaje cuerpos y cuerpos irregulares. Su potenciaes de 1 – 12m, las vetas pueden tener hasta 6 m de espesor. • Mineralogía: forsterita, clinopiroxenos, espinela, plagioclasa, ortosa, apatito, horblenda, calcita.

7. MINERALOGIA DE LOS SKARN DESDE EL PUNTO DE VISTA ECONÓMICO. • Óxidos: magnetita, especularita, hematita. • Sulfuros: sulfuros de cobre, Pb, Zn, Mo. • Carbonatos: sheelita, calcita.

8. CARACTERÍSTICAS DE LOS SKARN. Se caracterizan por: a) Presentan cristales bien desarrollados y grandes que van desde algunos centímetros a varios decímetros, podemos encontrar granates de 10 cm, piroxenos de 10 a 30 cm, calcita de 10 cm. b) Zonamiento: 1) intrusivo félsico-granito a monzonita, 2) roca periskarnal, 3) skarn granate, 4) skarn piroxeno, 5) marmol, 6) caliza. c) Composición: los granates presentan una composición generalizada como mono y bimineralógica el granate y piroxenos.

9. DEPOSICIÓN DE LOS MINERALES. A) FASE SKARNIZANTES: Los minerales metálicos se depositan al final del estadio alcalino conjuntamente con los minerales de skarn. temperatura: la deposición se produce entre 500 y 250 °C. los minerales se depositan secuencialmente por incremento de la acidez de las soluciones dando lugar al reemplazamiento de los minerales de skarn por minerales metálicos. La evolución comienza con la deposición de los minerales flogopitas, magnetitas, boratos, sulfuros.

B) FASE HIDROTERMAL: Los minerales metálicos se depositan por la interacción de las soluciones mineralizantes ácidas con el medio base. Estos minerales se sobreponen al proceso de skarnización. La deposición metálica ocurre por la disminución de la solubilidad de minerales metálicos a consecuencia de la neutralización de las soluciones ácidas y por la fácil solubilidad de los minerales calcosilicatos en las soluciones ácidas. • Temperatura: el rango de la T° de deposición varía entre 500 a 200°C, en esta fase se deposita los siguientes ensambles mineralógicos: sheelita – molibdenita. sheelita – sulfuros. calcopirita – polimetálicos – borosilicatos

10. MINAS IMPORTANTES EN EL PERÚ Antamina: Zn-Pb-Cu-Ag. Milpo: Zn-Pb-Ag Atacocha: Marcona: Fe-Cu Tintaya : Cu-Au-Mo Aguas Verdes: Cu-Mo Santander : Pb-Zn-Cu Huarón : Pb-Zn-Cu

Skarn de Sn • Estos yacimientos ocurren asociados a granitos típicamente alcalinos (tipo “S”) en ambientes intrusivos intracontinentales (ej. Bolivia). • Se les asocia mineralización de Sn conjuntamente con trazas de F, Rb, Li, Be, W y Mo. • Estos yacimientos poseen bajos contenidos de sulfuros y altos contenidos de óxidos en la mena. • Estos yacimientos son de pequeño volumen y baja ley, máximo 30 Mt métricas a 0.1 – 0.4% Sn. • Son de nula importancia económica.

Skarn de Fe n

n

n

n

Ocasionalmente forman depósitos de magnetita económicamente viables. Se asocian a intrusivos máficos a intermedios, de gabro a granodiorita, oxidados. Se caracterizan por alteración de endoskarn y metasomatismo sódico. En Chile yacimiento Bandurrias, Manolete, y Las Pintadas, al sur de Copiapó, III Región.

Skarn Fe Bandurrias, III Región

Skarn Fe Bandurrias, III Región Detalle de depósito de magnetita-hematita

Skarn de W • Estos yacimientos ocurren en ambientes de margen continental, relacionados a magmas de subducción calcoalcalinos del tipo “I” de composición granodiorítica y cuarzo-monzonítica, emplazados en secuencias de rocas calcáreas – lutíticas. • Los minerales calcosilicatados típicos son granates, piroxenos, scheelita y wollastonita. • Estos minerales son los de mayor temperatura dentro de los minerales de skarn. • La alteración tipo skarn ocurre en el contacto inmediato entre el intrusivo y la roca 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 • También están asociados a ambientes de margen continental, relacionados a magmas calcoalcalinos del tipo “I”, 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 – 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 razón granate/ piroxeno disminuye desde el contacto hacia afuera.

• En las etapas más avanzadas de la evolución del sistema de pórfido cuprífero, ocurre el colapso del sistema hidrotermal, 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.

Composición y clasificación mineralógica Skarns

Gr-Di = Ca-Fe

Ad-Hd = Ca-Mg Am-Sp-Jo = Mn

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 “I”. • 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 – johansenita; granates andradita – 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.

Skarn Cu-Mo Aguas verdes

O

E

Alteración

Calizas subverticales alteración a granates.

con

Superimposición de cuarzoepidota en granates.

Bandas de granates.

mármol

y

Vetilla de fpk-magnetitaespecularita-clorita en cuarzo diorita.

Mineralización

Vetas de pirita-calcopiritamolibdenita

Mineralización de calcopiritamolibdenita y sulatos de cobre. Calizas con óxidos de hierro y fracturas rellenas de sulfatos de cobre.

YACIMIENTOS NEUMATOLÍTICOS Estos tipos de yacimientos se caracterizan por presentar un equilibrio entre los cristales y los gases, es el predominio de los gases en el fluido y del transporte de muchos elementos volátiles en estado gaseoso.

Temperatura: ocurre entre 600 y 400°C Estos yacimientos pueden generar depósitos de bismuto, tungsteno, estaño y molibdeno. Las rocas (o yacimientos) neumatolíticas, son intermedias entre las pegmatitas y las rocas hidrotermales. Son rocas de reemplazamiento metasomático, es decir, producto del reemplazamiento a alta temperatura de una roca por otra, por disolución parcial de la original, y depósito a partir de los fluidos mineralizantes.

MINERALES RELACIONADOS: Bismutinita, wolframita, chalcopirita,casiterita, molibdenita, crisoberilo. Asociado a las pegmatitas graníticas ocurren la zinnwaldita y la espudema; y a las pegmatitas en sienitas ocurren el zircón, rutilo, monacita, samarskita, columbita, casiterita y eudialita. Generan yacimientos de óxidos como tungsteno. MINERALES DE GANGA Y/O ACCESORIOS. Fluorita, apatito, micas de litio, turmalina, topacio, hematita, cuarzo alfa, muscovita, flogopita, pargasita, humita, vesubianita y arsenopirita.

ALTERACIÓN: Ocurre la alteración greisen, esta alteración está representado por el ensamble cuarzo y mica (muscovita, biotita o zinnwaldita), acompañado a veces de turmalina, topacio, fluorita, etc y minerales metálicos de estaño, tungsteno, berilio y bismuto. También puede desarrollarse un greisen rico en fluorita en rocas carbonatadas y en skarn.

GENERACIÓN: Se generan a partir de los siguientes elementos volátiles: CO2, H, S, F, B, Cl acompañados de Au, As, Fe, Se, W, Cu, Mo, Co, Li, Mn, Ge, Sb, Ba, Pb, Bi, U. estos elementos se depositan formando una alteración greisen acompañados de depósitos de Au-As, Ausheelita, calcopirita-turmalina o de wolframita en áreas cercanas a plutones graníticos, generando depósito tipo greisen. La formación de depósitos neumatolíticos también es debida a ala gran capacidad de reacción de los gases comprimidos y soluciones fluidas de elevada temperatura, que penetran en las fisuras más finas de las zonas circundantes, y que no sólo se han transformado en contacto con las rocas adyacentes carbonatadas, si no también con las silicatadas. Por consiguiente, entre los yacimientos neumatolíticos de contacto encontramos impregnaciones, inclusiones de forma cilíndrica y lentejones de minerales en la roca

Adyacente a las más consolidadas, de preferencia en rocas calizas. Las menas de estaño aparecen en filones en las monteras de los macizos graníticos, así como en el techo de los mismo. A veces, los minerales de origen neumatolítico forman concentraciones muy especialmente donde las rocas de caja está intensamente agrietada (sheelita en Uludag, Turquía).

YACIMIENTOS HIDROTERMALES Deriva de dos letras griegas: Hidro= agua; Termal=temperatura. Las soluciones hidrotermales son emanaciones calientes, generalmente asociados a intrusiones félsicas, dentro de la corteza terrestre en sus niveles más altos (hipoabisales y subsuperficiales). Al final del proceso de cristalización magmática se forman las soluciones termales. La mineralización se emplaza a una distancia grande y muy grande respecto de la fuente magmática. Ocurre a temperaturas entre 400 – 1000°C.

Temperatura: de las soluciones varía entre 530 y 50 °C. Constitución: las soluciones hidrotermales está constituido por: * 50 a 90% de agua. • 3 a 50% en peso de sales y accesoriamente por CO2. CO, NH4, NH3, H2S, Cl, F, HCO3, SO4 y SiO2, raramente puede contener cationes de sodio, potasio, calcio, magnesio, boro y fósforo. • Raramente pueden contener cationes de sodio, potasio, calcio, magnesio, boro y fósforo. • Muy raramente metales no ferrosos, raros, nobles, tierras raras, radioactivos y ferrosos.

Los metales se encuentran en las soluciones hidrotermales en: a. iónica. b. Molecular. c. Coloidal. d. Suspensiones Presentándose principalmente como soluciones iónicas y moleculares (iones, grupos iónicos y moléculas). Los coloides se presentan como hidrosoles los cuales contienen compuestos metálicos estabilizados por electrolitos inorgánicos, la coagulación de los hidrosoles produce una masa de mineral metacoloidal. Las suspensiones constituyen la parte mínima, son partículas que promedian 0.1 micrón en tamaño.

El oro se disuelve con HCl, NH3, CHNa, cianuro de potasio.

ORIGEN DE LAS SOLUCIONES HIDROTERMALES. 1. Origen de sus aguas. 2. Origen de sus soluciones. 1. Origen de sus Aguas: a) Agua de Origen Magmático: proviene principalmente de las intrusiones félsicas o de los líquidos residuales pegmatíticos. Las rocas graníticas su porcentaje de agua es mínimo y tiene como promedio 0.5% de agua. Para que haya una actividad hidrotermal, los magmas deben segregar como mínimo un promedio de 3% de agua.

b) Aguas Juveniles: estas aguas se consideran aquellas que vienen junto con el magma pero que no han tenido contacto con las aguas de la hidrósfera, es decir, que no han tenido un intercambio con las aguas subsuperficiales. c) Aguas Connatas: son las famosas aguas fósiles que inicialmente fueron oceánicas, luego fueron enterradas en los poros de los sedimentos marinos recientes, éstas estuvieron fuera del contacto atmosférico durante un apreciable tiempo geologico. Ejemplo las calizas arenosas o areniscas calcáreas. d) Aguas Metamórficas: provienen del metamorfismo de las rocas sedimentarias ya sea por la deshidratación de los minerales hidratados o por la movilización de las aguas connatas.

e) Aguas de origen Meteóricas: Son las aguas provenientes de la precipitación pluvial y la circulación libre en la superficie que percola al interior de la corteza continental conforme profundiza, éstas aguas forman un gran rol en la formación de yacimientos hidrotermales.

la gran mayoría de las soluciones hidrotermales, están constituidas por 2 ó 3 tipos de aguas, siendo las meteóricas las más importantes.

2. Origen de sus (Soluciones) Metales: los metales pueden provenir principalmente de los magmas félsicos y de los procesos de secreción lateral en rocas máficas y sedimentario-metamórfico. los magmas félsicos que son altamente diferenciados con contenidos de metales son potencialmente metálicos, esta acumulación metalífera ocurre generalmente después de la cristalización del magma y éstas presentan los siguientes factores:

1. Acumulación de elementos sobrantes como sílice y alcalis fuera de la roca intrusiva. 2. Su fácil fusibilidad que lo conserva en estado líquido durante el enfriamiento del magma.

3. Volatilidad de sus compuestos debido a sus bajos puntos de ebullición (Cl, F, B, etc). 4. Baja capacidad termal durante la formación de los compuestos que son precipitados. 5. Diferencia de tamaño atómico entre elementos de valencia similar, evitando la entrada en la estructura molecular de los silicatos isomorfos pétreos. 6. Las diferentes propiedades de polarización de sus iones.

Proceso de Secreción Lateral: Se le conoce también como la asimilación; es la lixiviación o liberación de los metales contenidos en las rocas. La secreción lateral ocurre principalmente en las rocas máficas y en las rocas sedimentarias-metamórficas, aunque en general pueden suceder en cualquier tipo de roca de elevado contenido metálico. Ejemplo: el Clarke del estaño en los sedimentos areno-lutáceos es de 5 a 20 veces el promedio, a partir de este hecho se desarrolla los depósitos hidrotermales de estaño cuando los granitos invaden estos sedimentos, de esta manera podemos asociar determinado contenido metálico a un tipo de roca.

Qué elementos controlan la formación de los yacimientos minerales? 1. Tipo de agua. 2. Lugar de emplazamiento geotectónico. Las aguas magmáticas acompañadas de aguas connatas y meteóricas en porcentajes variables, que ocurren en zonas plutónicas en los márgenes continentales o arcos insulares, generan depósitos del tipo porfirítico. Las aguas magmáticas provenientes de los techos de los batolitos graníticos en zonas de subducción, generan depósitos de metales raros (estaño-tungsteno).

¿Cómo influyen las soluciones hidrotermales? 1. Principalmente a causa de la presión de vapor acumulado durante la cristalización del magma, asociado a una columna de fluido condensado. 2. Por la diferencia hidrostática entre la fuente y el desague del acuífero. 3. Por la presión litostática, permitiendo la reducción de la porosidad y cantidad de agua en la roca compactada, derivando el fluido hacia arriba. 4. Por bombeamiento osmótico. 5. Por diferencia de densidad, debido a fuentes locales de calor desarrollando sistemas hidrotermales convectivos.

6. En presencia de fluidos salinos. 7. Por formación de vacíos en fisuras abiertas en profundidad, que chupan a los fluidos.

YACIMIENTOS ASOCIADOS AL MAGMATISMO (Calcoalcalino) Concepto: Son depósitos endógenos que ocurren relacionados a los procesos pegmatíticos, pneumatolíticos e hidrotermales, dando lugar a la formación de estructuras filoneanas y estratiformes de hierro; Cu, Pb, Zn, Ag, Au, Sn, W, Mo, Be.

Estos depósitos ocurren principalmente relacionados a los arcos magmáticos en los arcos insulares o en los márgenes continentales. Los arcos magmáticos están constituidos principalmente por un magmatismo calcoalcalino.

TIPOS: 1. Magma tipo “I” (ígneo) 2. Magma tipo “S” (sedimentario).

MAGMA TIPO “I” Origen: se originan en la fusión parcial del manto terrestre, se presenta principalmente como masas batolíticas o stocks, asociada a los depósitos de Cu, Mo y Au, como los pórfidos de cobre, depósitos de Au-Ag y eventualmente de sulfuros no ferrosos y asufre nativo.

Las rocas graníticas presentan magnetita, esfena y hornblenda como minerales típicos, siendo generados a partir de magmas hidratados ricos en asufre y cloro, expelidos junto con la fase acuosa ascendente hacia arriba y hacia afuera del centro ígneo, después de la cristalización de las rocas graníticas.

En la fase acuosa se produce la disociación del agua, permitiendo que se genere un ambiente oxidante, combinándose las menas con el asufre (o cloro). Estos minerales se depositan y guardan estrecha relación con la composición de la fuente mineralizadora.

MAGMA TIPO “S” Origen: Se forma en la fusión parcial de la corteza continental o anatexis, desarrollándose en ambos un proceso de diferenciación magmática con tendencia a la formación de rocas graníticas. se caracteriza por presentarse asociada a una mineralizaciónde Sn y tungsteno, formando depósitos de casiterita, wolframita, berilo y fluorita. Las rocas graníticas presentan ilmenita, muscovita y monacita con minerales típicos. Los magmas son originados en niveles subsuperficiales, provenientes de la corteza continental, emplazados bajo un régimen tectónico compresional, siendo afectados fuertemente por los materiales de la corteza ( y por los contenidos de carbón).

El emplazamiento de estos magmas ocurre principalmente como stocks porfiríticos en los trasarcos magmáticos de los márgenes continentales. La fase acuosa puede concentrar iones metálicos reciclándolos en la corteza y transportándolos como fluoruros.

YACIMIENTOS TIPO PÓRFIDOS

YACIMIENTOS PÓRFIDOS DE COBRE PÓRFIDOS • Los pórfidos se generan por el emplazamiento de complejos intrusivos controlados por grandes lineamientos de carácter regional. • Las texturas comunes son los stockwork y diseminación con una mineralogía simple de pirita, calcopirita, cuarzo, molibdenita. Presenta zonación con un núcleo de Cu-Mo el cual grada a Zn-PbAu-Ag hacia la periferie. • Asimismo muestran una zonación de las alteraciones hipógenas con un núcleo de alteración potásica (cuarzo-pirita-feldespato potasico-biotita secundaria), filica (cuarzo-pirita-sericita), propilitica (epidota-calcita-cloritas) y en algunos casos alteración argilica (cuarzo-caolinita-montmorillonita).

• Los pórfidos de (Cu-Mo) relacionados a intrusivos felsicos del Cretácico superior-Terciario inferior emplazados en el arco magmático en el sur del Perú: Toquepala, Cuajone, Quellaveco, Cerro Verde, Santa Rosa, Cerro Negro, etc. • Los pórfidos de (Cu-Au) se emplazan en forma de stocks de composición intermedia de edad terciaria que cortan la franja sedimentaria mesozoica de la cordillera occidental en el norte del país: Galeno, Minas Conga, Michiquillay, La Granja, Toromocho, etc.

1 – 3 Km

Pórfidos de Cu

Aguas meteóricas

Aguas meteóricas

Fluídos magmáticas

Fluídos magmáticas Modificado de Maksaev, 2004

Fluidos acuosos magmáticos Cúpula en stock de granitoide Ingreso, mezcla, convección y o ascenso de vapor de magmas félsico o magmático

Pórfidos de Cobre-Cuarzo- Molibdeno Ubicación: En la región circumpacífica (oceáno pacífico), asociado tectónicamente a los arcos magmáticos de los márgenes continentales y a un magmatismo calcoalcalino de composicipon intermedia. Entre los depósitos importantes se tiene a: Chuquicamata, el Teniente, y la Escondida en Chile; Cuajone, Toquepala, Toromocho en Perú; Bingham en EE.UU. Sus leyes de estos yacimientos son un promedio de 0.9% Cu, 0.03% Mo. Las rocas encajonantes (intrusivos) son principalmente granodioritas y cuarzo-monzonitas, monzonita, que generalmente conforman parte de un sistema complejo y/o centrado ígneo.

Algunos complejos presentan cuerpos magmáticos individuales relacionados a la mineralización metálica, y en otros están relacionados a una o varias fases magmáticas.

Los pórfidos de cobre están relacionados a los cuerpos intrusivos más jovenes y más félsicos (ácidos). Los pórfidos presentan una mineralización de tipo de: • Diseminación • Impregnación.

• Diseminado: tiene una distribución más o menos regular a través de todo el cuerpo mineralizado, en cambio se encuentra impregnada cuando tiene una distribución muy errática. se encuentra localizado dentro de las estructuras stockwork y/o en las columnas de brecha. Las columnas de brecha presentan una mineralización restringida a dicho cuerpo o cerca de ellos. la mineralización generalmente se encuentra rellenando fracturas y microfracturas, formando vetas y vetillas, con direcciones controladas por la tectónica regional. Lo que a simple vista son granos aislados y/o diseminados de minerales son realmente microfracturas cicatrizadas y camufladas de Qz-Ortosa.

Forma del Pórfido: Son más o menos concéntricos a elongados con contornos regulares a irregulares en planta.

En sección vertical presentan formas tabulares o de embudo con sus ejes casi verticales. En menor proporción se ha observado formas tabulares cuneiformes, cuyos ejes mayores tienden a la horizontal, generalmente tienen mayor dimensión horizontal que vertical. Observados en planta el área económicamente mineralizada puede alcanzar hasta 6 km2. Los límites de los cuerpos mineralizados son generalmente gradacionales, hacia la parte alta y exterior presentan un encape que cubre la zona mineralizada, representada generalmente por rocas sedimentarias o metamórficas.

Modelo de Cuerpo Mineralizado: En la parte inferior del cuerpo mineralizado ocurre dentro de un plutón, con una mineralización diseminada en vetillas y en cuerpos pegmatíticos. En la parte intermedia se presentan stocks porfiríticos a faneríticos de composición similar asociada a una mineralización diseminada. En la parte alta del cuerpo mineralizado se encuentra un complejo estratovolcan con una mineralización de asufre nativo y vetas polimetálicas. Este modelo ideal ocurre en ambientes plutónicos y volcánicos y en profundidades hipabisales a subsuperficiales.

Mineralogía: presenta una asociación relativamente simple por: • Sulfuros; pirita, calcopirita, representa el 90% de los minerales hipogénicos en menor proporción bornita y enargita, molibdenita y esfalerita. los sulfuros supérgenos que existen son la calcosina y covelita, en menor grado la bornita y trazas de calcopirita. • Zona Oxidada; malaquita, azurita, cuprita, crisocola y cobre nativo. En algunos depósitos se encuentran carbonatos, silicatos y sulfatos en cantidades menores.

Zonamiento; el cuerpo mineralizado puede presentar un patrón definido de alteración hidrotermal zonada y concéntrica, tanto vertical como horizontalmente. El zonamiento secuencial del centro y del fondo hacia fuera observada en algunos depósitos es: 1. zona potásica. 2. zona fílica. 3. zona argílica. 4. zona propilítica.

1. Zona Potásica; Es la zona central, el contenido de Py llega al 1%. La relación Py-Cpy es de 3:1, la relación Mo depende del pórfido en el caso de algunos pórfidos el Mo es económico. Los minerales metálicos se presenta en venillas acompañado de cuarzo. Dentro de la molibdenita se encuentra en forma rara el renio. En esta zona también ocurre la magnetita asociado a los minerales ferromagnesianos de la roca y también asociados a la Py. En esta zona se presenta una mineralización diseminada.

2. Zona Fílica; en esta zona el contenido de Py puede alcanzar el 10%, la proporción promedio de Py:CPy es de 12.5:1. esta es la zona que normalmente constituye el cuerpo mineralizado, especialmente en aquellos depósitos donde ha ocurrido un enrriquecimiento de cobre. El mineral principal es la pirita, luego la calcopirita. La molibdenita ocurre en forma subordinada. En forma accesoria ocurren bornita, calcocina, esfalerita, enargita y magnetita. En esta zona ocurre una mineralización diseminada o impregnada.

3. Zona Argílica; Ocurre principalmente una mineralización pirítica con una relación promedio para la pirita: calcopirita de 23:1, accesoriamente ocurren bornita, molibdenita, tenantita, esfalerita, galena, enargita, calcocita y hornerita. El grado de mineralización hipógena puede traslapar dentro de esta zona pero generalmente es exterior al cuerpo mineralizado.

La mineralización ocurre como vetillas y granos diseminados.

4. Zona Propilítica; ocurre principalmente una mineralización de Py, muy escasamente de CPy, presenta cantidades variables de bornita, molibdenita, magnetita, especularita, rodocrosita, galena y rodonita. Alrededor de la zona propilítica ocurre una mineralización metálica en anillos discontínuos constituida por esfalerita, galena, calcopirita, oro, plata y Py, subordinamente especularita, enargita, tamatinita, tetraedrita, baritina y sulfosales, minerales de manganeso y vanadio. Esta mineralización es de escaso interés económico, únicamente se han encontrado depósitos económicos de Pb-Zn con o sin metales preciosos en Santa Rita y Butt-EEUU. La mineralización ocurre como vetillas diseminados y en la periferie como vetas y vetillas.

Pórfidos de Cu-Mo Lara

S

N

Alteración - mineralización

Monzonita con alteración fpkmagnetita y vetillas cuarzo-pirita.

Vetillas de cuarzo, cuarzo pirita, cuarzo calcopirita.

Alteración cuarzo-sericita con óxidos de hierro.

Diques de andesita mineralización.

post-

YACIMIENTOS EPITERMALES 1. Epitermales de oro-plata ligados a pórfidos cupríferos

2. Epitermales de oro-plata ligados a volcanismo 3. Depósitos de Estaño 4. Yacimientos exhalativos

Yacimientos Epitermales de Metales Preciosos

Depositos del Tipo Epitermal de Metales Precioso • El término epitermal deriva de la clasificación de Lindgren (1933) y se refiere a aquellos depósitos minerales formados a niveles corticales someros (epizona) usualmente a menos de 1 km de profundidad. • Yacimientos de metales precioso formados cercanos a la superficie a profundidades por lo general no mayor de los 500 a 1000 m. • Asociados a actividad volcánica, por lo general, ocurren a temperaturas que fluctúan 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.

Old Faithful geyser, Yellowstone, USA

El Tatio, Chile

Fuentes termales; expresión superficial de sistemas epitermales

n

n

Por formarse a poca profundidad (baja presión confinante) y usualmente <300°C el control estructural de los cuerpos mineralizados por fallas frágiles domina. En algunos casos existe control litológico o una combinación de ambos.

Ambientes Tectónicos y Tipo de Actividad Geotermal

•

Ambiente de Subducción

•

Ambiente Extensional

 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 lutitas  Sedimentos, 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

Yacimientos Epitermales: Modelo

Acidez de Fluidos Hidrotermales ACIDEZ HIPOGENA PRIMARIA 4SO2 + 4H2O = 3H2SO4 + H2S

Desproporcionalización: proceso por el cual una sustancia se oxida y reduce al mismo tiempo. Ocurre porque una sustancia está en un estado de oxidación intermedio y puede dar y aceptar electrones. Uno de los gases comunes que se libera a partir de magmas en cristalización es el SO2. Este SO2 magmático al enfriarse dentro de sistemas hidrotermales genera H2S y SO4-2 por la reacción: 4SO2 + 4H2O  H2S + 3H+ + 3HSO4-

Esto es una hidrólisis

Acidez Primaria Supergena A niveles más someros se produce la condensación y oxidación del anhídrido sulfuroso (H2S), por ejemplo en aguas calentadas por vapor, por la reacción: H2S + 2O2 = H2SO4 Esta es una oxidación simple que produce ácido sulfúrico y resulta en una fuerte alteración solfatárica a niveles superficiales de campos geotermales activos. Aunque es un fenómeno superficial es una parte integral del sistema hidrotermal y la alteración resulta de la interacción de las rocas con aguas ácidas descendentes.

Acidez Secundaria Supergena La oxidación de menas sulfuradas también produce acidez por oxidación en el ambiente supérgeno (no hidrotermal) por la reacción: 2FeS2 + 7H2O + 15/2O2 = 2FeO3 . 3H2O + 4H2SO4 Pirita limonita + ácido sulfúrico También se genera alunita (KAl3(SO4)2(OH)6) y (KFe3(SO4)2(OH)6) supergenas por este fenómeno.

jarosita

La presencia/ausencia de pirita es uno de los factores que condicionan los procesos supérgenos en pórfidos cupríferos y otros depósitos minerales.

Alta y Baja Sulfuración

Depósitos epitermales

Alta sulfuración vs baja sulfuración Alta Sulfuración (Acido-sulfato) (Enargita-oro)

Baja Sulfuración (Adularia-sericita)

•S+4 oxidado en forma de SO2

•S-2 reducido en forma de H2S.

•Fluido salino (4-21% NaCl eq.)

•Fluidos diluidos (0.5% NaCl eq.), aguas meteóricas dominantes.

•aguas magmáticas interactuando con meteóricas. •pH del fluido ácido (1.7 – 2) •Alteración hidrolítica intensa desde sílice oquerosa  alunita caolín  illita  montmorillonita  propilítica

•pH del fluido neutro a alcalino (~6 - 8).

•Alteración adyacente a las estructuras con cuarzo, adularia, sericita, illita  propilítica periférica

Alta sulfuración vs baja sulfuración •Alto % de pirita, enargita, luzonita, tenantita-tetrahedrita, covelina.

•Bajo % de pirita, galena, esfalerita, calcopirita, acantita, sulfosales de Ag.

•Au ± Cu (As; Te en niveles altos)

•Au ± Ag (Pb, Zn, Cu; As, Te, Hg, Sb en niveles altos.

• Oro de alta fineza (pobre en Ag)

•Fineza del oro variable; alta fineza (pobre en Ag) en profundidad, baja fineza (rico en Ag) en niveles altos (electrum).

•Matriz de brechas en rocas competentes alteradas y vetas

•Vetas: normalmente con fases cristalinas en profundidad y bandeadas en niveles someros.

•Estructuras dilatacionales y control litológico por permeabilidad. Brechas de diatrema comunes y brechas freáticas.

•Fracturas preexistentes en profundidad, estructuras subsidiarias dilatacionales en niveles altos, brechas magmáticas, diatremas y brechas de erupción hidrotermal

Alteración hidrotermal ligada a sistemas epitermales de alta y baja sulfuración

Zonación de alteración en yacimientos epitermales de alta sulfuración n

n

CV: covelina, luzonita, enargita, pirita, marcasita, calcopirita, trazas de esfalerita, azufre, oro. TN: calcopirita, tenantita, pirita, esfalerita menor y trazas de galena.

Sistemas Adularia - Sericita

Centro del complejo volcánico Choquelimpie; domos dacíticos

Mina Choquelimpie: marrón zonas oxidadas, gris mineralización primaria

Mina Choquelimpie: marrón zonas oxidadas, gris mineralización primaria

Alteración a sílice oquerosa o residual (argílica avanzada) en sistemas epitermales de alta sulfuración

Alteración a sílice oquerosa o residual (vuggy silica) de un pórfido , Distrito El Indio

Brecha de diatrema con silicificación de la matriz de roca fínamente molida y alteración a sílice oquerosa de los clastos porfíricos, interpretados como fragmentos de intrusivos, Veladero, Argentina

Alteración a sílice oquerosa o residual (vuggy silica) de una toba de tipo lapilli, El Carmen, Argentina

Bonanza epithermal quartz gold-silver mineralization from Porgera Zone VII containing wire gold, quartz and roscoelite

Bonanza gold grade epithermal quartz gold-silver style mineralization comprising gold fill of an open quartz vein, Edie Creek

Mina El Guanaco

Mineralización epitermal de Au de AS ligada a un domo volcánico

La Coipa, Can Can

El Indio Sistema de vetas Enargita maciza y Cuarzo-oro

El Tambo, brechas freáticas con Au Rajo Kimberly

Sinter de San Quentin McLaughlin, USA  Sinter silíceo con cinabrio

Veta de oro de alta ley, Hishihari, Japón Veta de cuarzo bandeado de tipo baja sulfuración o adularia-sericita

Veta epitermal de Au-Ag formada por relleno de fisura (falla) con adularia-sericita bandeadas y brechas marginales con fragmentos flotantes (soportados por matriz), Hishikari, Japón.

Mineral epitermal de Au-Ag bandeado de adularia-sericita con cuarzo en bandas bien definidas y bandas oscuras de cuarzo con con sulfuros diseminados y Au Golden Cross, Nueva Zelanda.

Depósito McLaughlin, California, vetillas epitermales en sinter silíceo.

YACIMIENTOS EPITERMALES DE ORO-PLATA LIGADOS A PÓRFIDOS DE CU • Depósitos asociados espacial y genéticamente a cuerpos intrusivos subvolcánicos de composición dacítica o andesítica silícea • intrusivos emplazados a poca profundidad (1-3 km) • Mineralización: – predominantemente Au, – frecuentemente con altos contenidos de cobre. – Au asociado a Ag, cuarzo, alunita y sulfuros de cobre (enargita) – enrejado denso de vetillas (stockwork) o diseminada. – asociadas a extensas zonas de alteración con notables anomalías de color. – alteración incluye alteración potásica, fílica, argílica y argílica avanzada. – silicificación frecuente: forma cuerpos protuberantes debido a su mayor resistencia a la erosión.

¿DÓNDE OCURREN LOS YACIMIENTOS DE ORO? • Ocurren en zonas tectónicamente ascendentes, con formación reciente de montañas. • Son fácilmente erosionables y en consecuencia se encuentran principalmente asociados a rocas volcánicas jóvenes. • Predominan en margen Circum-Pacífico asociados a las zonas volcánicamente activas del Cinturón de Fuego del Pacífico. • Se reconocen en: – Japón, – Indonesia, – el oeste de USA, – el SE asiático, – Canadá (Mina Baker y Distrito Toodoggone) • En muchos de estos yacimientos los metales se disponen en un patrón zonado, que desde abajo hacia arriba varía de Cu – Zn – Pb – Ag – Au, secuencia que refleja la precipitación sucesiva de los súlfuros a medida que ascienden los fluidos

DEPÓSITOS EPITERMALES ASOCIADOS A INTRUSIVOS Y A ROCAS VOLCÁNICAS • Exploración compleja y requiere sondajes y túneles para hacer estimaciones sustentadas de la ley y tonelaje.

• Depósitos más erosionados y de baja ley y alto tonelaje: explotación a rajo abierto (método más económico) • Depósitos más profundos o de alta ley: explotación por métodos subterráneos. • Recuperación comúnmente involucra cianuración, por lo cual las consideraciones ambientales son altamente relevantes. • Problemas de Pascua-Lama

El contenido de metal se calcula en base a: • la ley, expresada en gramos por tonelada de roca de en oro equivalente • tonelaje equivalente al tonelaje total de roca mineralizada • Mientras mayor sea la ley, menor será el tonelaje requerido para hacer que la recuperación sea rentable.

• Depósito de alta: 10 a más de 150 gramos por tonelada, • Baja ley: varían de 0,5 a 5 gramos por tonelada, con >200 millones de toneladas,

QUILATE DE ORFEBRERÍA • Designa la ley (pureza) de los metales utilizados en las joyas. • 1 quilate = 1/24 parte de la masa total de la aleación que la compone (aproximadamente el 4,167%).

• Ejemplo: en una joya de oro de 18 quilates, su aleación está hecha de 18/24 partes de oro y tiene una pureza de 75%; mientras que una pieza de 24 quilates está hecha de 24/24 partes de oro y es de oro puro. • El término proviene de la antigua palabra griega Keration, que significa algarrobo o haba, porque las semillas de este fruto eran utilizadas en la antigüedad para pesar joyas y gemas debido a la uniformidad del peso entre semillas. • Cuando los árabes adoptaron esta unidad de masa el nombre se deformó a quirat y los españoles al adoptarla la deformaron a quilate.

Alteración y mineralización

Silica oquerosa super-impuesta por óxidos Fe.

Alteración sílice alunita. Relleno de fracturas con alunita cristalizada y óxidos Fe.

Brecha con fracturas rellenas de óxidos Fe y cristales de baritita.

Brecha hidrotermal Mauruma con jarosita y óxidos Fe y tenores de Au 0.5-17 g/t.

Edad de la mineralización

YACIMIENTOS EXHALATIVOS • fumarolas (azufre): yacimientos de azufre asociado a las partes altas de volcanes modernos, particularmente en el norte del país. Ninguno de ellos en producción • Ejs. Aucanquilcha, Purico • intensa alteración hidrotermal que incluye alteración a caolín y limonitas, ligada a la actividad de fuentes termales y solfataras , que se mantienen aún en la actualidad.

YACIMIENTOS DE ORO TIPO CARLIN Mina Goldstrike (PostBetze), Carlin Trend, Nevada. Este es el depósito de tipo Carlin más grande del mundo, contiene más de 35.000.000 oz de oro

Depósitos de tipo Carlin: Que son? Oro finamente diseminado en rocas sedimentarias; también referidos como depósitos de “oro invisible” o yacimientos de Au hospedados en rocas sedimentarias

• Au< 1 µm (50-200 angstroms) en rocas sedimentarias marinas calcáreas y lutitas carbonosas • En Great Basin de Nevada y alrededores en USA • Descubiertos en 1960 por geólogos de Newmont en la provincia de Basin and Range • Los primeros depósitos de Au explotados en forma masiva; han producido >50 M oz Au solo en Nevada Recursos > 100 M oz Au

Depósitos de tipo Carlin en el mundo

Características generales Tonelaje y leyes: <1 a 100 Mt @ 0.5 a 15 g/t Au Rocas huésped: arcillolitas/lutitas y calizas limosas carbonosas y dolomíticas, rocas sedimentarias con metamorfismo de contacto; típicamente son rocas de grano fino y finamente estratificadas o laminadas. En USA son del Ordovícico a Carbonífero depositadas en una cuenca marina anóxica de talud continental y plataforma, las que fueron deformadas con posterioridad.

Existen dique félsicos porfíricos asociados espacialmente a los cuerpos mineralizados, pero parte de ellos son pre-minerales. Cuerpos mineralizados: varían desde ~tabulares a totalmente irregulares, comúnmente en la intersección de fallas con un nivel estratigráfico de rocas favorables

Asociación geoquímica del Au con Hg, As, Sb y Tl Alteración: bastante simple, disolución de carbonatos y/o silicificación (jasperoides: rocas grises silicificadas) y argilización en estratos favorables (sericita y caolinita). Mineralogía: oro nativo y finamente diseminado dentro de pirita, pirita arsenical o arsenopirita de grano muy fino; presencia menor de rejalgar, oroprimente, cinabrio, fluorita, baritina, estibnita, cuarzo, calcita, materia orgánica. Presencia de carbón Condiciones de formación: – Fluidos de 160 a 250°C, pero la mayor parte de 190 a 225°C – Los depósitos se formaron de 1 a 3 km de profundidad – La salinidad varía <1 a 6% NaCl eq. y contiene cantidades importantes de CO2 y H2S.

Depositos Tipo Carlin: Vista General

Génesis Fluidos mineralizadores de origen meteórico de acuerdo a datos isotópicos ascienden a lo largo de fallas normales y percolan hacia fuera por capas permeables en rocas preferentemente calcareas. La permeabilidad de los estratos es aumentada por disolución de carbonatos (decarbonatación) asociado con procesos de alteración hidrotermal de la roca huesped. El oro se deposita con arsenopirita, sobre cristales de pirita pre-existentes; el azufre es de origen sedimentario de acuerdo a datos isotópicos.

Depositos Tipo Carlin: Modelo Genético

Etapa I: Dolomitización y decalcificación periférica producto de circulación de aguas ácidas en estructuras y/o litologías permeables Etapa II: Silicificación de zonas dolomíticas con desarrollo de aguas ricas en CO2 hacia rocas suprayacentes (A= silicificación total; B= carbonato residual; C= cuarzo en relleno).

Etapa III : Brechización, deposición de cuarzo y sulfuros y mineralización de oro en clavos con extensión hacia rocas silicificadas y dolomitizadas. Etapa IV: Desarrollo tardío de vetas de calcita asociado a colapso del sistema y erosión

Alteración hidrotermal

Pérdida de volumen de las rocas por la alteración hidrotermal

Paragénesis

Brechización debido a cambios volumétricos

Brechización debido a cambios volumétricos

Inclusiones fluidas Fluidos mineralizadores de baja temperatura y baja salinidad, sin evidencias de ebullición y con abundante CO2

Datos de inclusiones fluidas

Donde está el Au?

Donde está el Au?

Contenido de Au en pirita

Origen del Agua: Meteórica con intercambio isotópico con las rocas

Transporte y depositación de Au

Modelos de asociación magmática Los depósitos de tipo Carlin se forman en porciones distales de sistemas magmático-hidrotermales; los magmas activan la circulación hidrotermal y son la fuente de algunos componentes y metales de los fluidos (epitermal o mesotermal, incluso profundo). Para diversos modelos se cita la participación distal de batolitos terciarios no presentes ni evidentes en terreno. Los modelos favoritos son aquellos que relacionan a los depósitos tipo Carlin con mineralización de Au distal respecto de los mencionados plutones.

Depositos Tipo Carlin:Modelo Epitermal

Depositos Tipo Carlin:Modelo Mesotermal

Los depósitos de tipo Carlin vistos como mineralización distal respecto a otros tipos de depósitos.

Depositos Tipo Carlin: Modelo de emplazamiento profundo

Otros Modelos Existen otros modelos: Modelo metamórfico: los depósitos de tipo Carlin derivan los componentes mayores de los fluidos y los metales del metamorfismo regional de rocas de la corteza. Los fluidos son expulsados durante el metamorfismo y percolan hacia arriba a lo largo de fallas mayores de la corteza. Modelo de cuenca amagmática: los depósitos de tipo Carlin se desarrollan en terrenos dominados por rocas sedimentarias como consecuencia de la circulación regional de fluidos debido a extensión cortical. No tendrían relación con eventos de calentamiento magmático u otros (metamórficos).

En EEUU se ubican en la provincia del Basin and Range

Explotación a gran escala con rajos abiertos, oxidación profunda en algunos casos permite lixiviación en pila de las menas y explica una gran producción de Au; Nevada produjo 7.73 M oz Au en 2002

Gold Strike

Gold Quarry

Little Hope Carlin

Little Hope Carlin

Rajo y entrada Subterranea Carlin

Brecha de disolución En base de limolita Calcarea Genesis/Blue Star

Meckle y Dee Post/Betsy Genesis/Blue Star

Afloramiento de Descubrimiento Carlin

Afloramiento de Descubrimiento Carlin

Limolitas y calizas Decalcificadas y brecha De colapso 0.25 oz./t Au Getchell

Oropimente – rejalgar En limos calcareos y calizas Getchell

Lutita y limolita No alterada ni mineralizada Vs. Alterada y mineralizada (decalcificada, poroso, con oropimenteRejalgar, 0.5 Oz./t) Twin Creeks

Caliza decalcificada Twin Creeks

Jack Rabbit: hasta 7 oz./t Au Twin Creeks

Marlboro Canyon Jerrit Canyon District

Marlboro Canyon Afloramiento de descubrimiento Jasperoides, silice oquerosa residual

West Generator Lutitas negras, ricas en grafito Rejalgar – oropimente 0.5 oz./t Au

Cortez/ Pipeline Caliza decalcificada, chert y areniscas

ALTERACIONES

HIDROTERMALES

ALTERACION HIDROTERMAL La alteración hidrotermal es un término general que incluye la respuesta mineralógica, textural y química de las rocas a un cambio ambiental, en térmicos químicos y termales, en la presencia de agua caliente, vapor o gas. La alteración hidrotermal ocurre a través de la transformación de fases minerales, crecimiento de nuevos minerales, disolución de minerales y/o precipitación, y reacciones de intercambio iónico entre los minerales constituyentes de una roca y el fluido caliente que circuló por la misma. Aunque la composición litológica inicial tiene una influencia en la mineralogía secundaria(hidrotermal), su efecto es menor que el debido a la permeabilidad, temperatura y composición del fluido. En efecto, la temperatura del fluido y el pH del mismo son los factores más relevantes en la asociación mineralógica resultante de los procesos de alteración hidrotermal, más que la litología. Ej., La asociación mineralógica: cuarzo, albita, feldespato-K, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se ha encontrado en basaltos en Islandia, areniscas en Imperial Valley, riolitas en Nueva Zelanda y andesitas en Indonesia. Esa asociación de minerales de alteración se ha producido en el rango de temperatura de 250º-280ºC.

La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado primero a ópalo, smectita, calcita o zeolita y luego a minerales de arcilla. En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidad a la alteración de los minerales, a saber: Olivino > magnetita > hiperstena > hornblenda > biotita = plagioclasa

El cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperaturas de 300ºC, pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primarios.

El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos estancados en los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente.

Factores que controlan a la alteración hidrotermal de las rocas. a) Temperatura y la diferencia de temperatura (Δtº) entre la roca y el fluido que la invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía original. b) Composición del fluido; sobre todo el pH del fluido hidrotermal: mientras más bajo el pH (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales.

c) Permeabilidad de la roca: Una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de minerales generando permeabilidad secundaria en ellas.

d) Duración de la interacción agua/roca y variaciones de la razón agua/roca. Mientras mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las modificaciones mineralógicas serán más completas. e) Composición de la roca; la proporción de minerales: es relevante para grados menos intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente independiente del tipo de roca original. f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales.

Productos típicos de reemplazo por alteración Aunque como se indicó anteriormente dependiendo de la intensidad de la alteración la mineralogía final hidrotermal puede no ser influenciada por la composición mineralógica inicial de la roca. La composición de algunos minerales proporciona los componentes para ciertos minerales hidrotermales, a saber:

PROCESOS DEBIDO A LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL

Depositación directa: muchos minerales se depositan directamente a partir de soluciones hidrotermales. Para poder hacerlo es obvio que la roca debe tener pasajes para que el fluido pueda moverse dentro de ellas. Ej. diaclasas, fallas, fracturas hidráulicas, discordancias, zonas brechosas, huecos, poros y fisuras. Reemplazo: Muchos minerales de las rocas son inestables en un ambiente hidrotermal y estos tienden a ser reemplazados por nuevos minerales que son estables o al menos metaestables en las nuevas condiciones. La velocidad del reemplazo es muy variable y depende de la permeabilidad de la roca.

Lixiviación: Algunos de los componentes químicos de las rocas son extraídos por los fluidos hidrotermales al atravesarlas, particularmente cationes metálicos, de modo que la roca es deprimida en dichos componentes o lixiviada. En ciertas condiciones, como por ejemplo donde se condensa vapor acidificado por oxidación de H2S, la solución ácida resultante (por la presencia de H2SO4) ataca las rocas disolviendo minerales primarios, pero sin reemplazar los huecos resultantes que se producen. Esto puede en casos extremos resultar en una masa porosa de cuarzo residual La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes.

Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración. La alteración hidrotermal produce cambios en las propiedades de las rocas alterando su densidad , porosidad, permeabilidad , susceptibilidad magnética (usualmente disminuye, pero puede aumentar cuando se deposita magnetita hidrotermal) y resistividad (usualmente decrece porque los sulfuros metálicos permiten el paso de corrientes eléctricas, pero masas silíceas producto de alteración pueden ser más resistivas).

La hidrólisis es una reacción de descomposición que involucra la participación de agua. En geología corresponde a la reacción entre minerales silicatados ya sea con agua pura o con una solución acuosa, en la cual los iones H+ y OH- son consumidos selectivamente.

H+ + OH- = H2O Las reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración hidrotermal y algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis de los minerales constituyentes de las rocas. T y composición del fluido hidrotermal: más importantes. Alteración Pervasiva se refiere a aquella en que una roca está completamente alterada en todo su volumen

Clasificación de Alteración Hidrotermal • Método más simple  utilización del mineral más abundante y más obvio en roca alterada. Denominación Silicificación Sericitización Argilización Cloritización Epidotización Actinolitización

Presencia dominante de sílice o cuarzo sericita minerales de arcilla clorita epidota actinolita

Clasificación de Alteración Hidrotermal (Meyer y Hemley, 1967)

• Propilítica: Presencia de epidota y/o clorita, comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. Bajo grado de hidrólisis de los minerales de las rocas  posición marginal.

• Caracterizada principalmente por la asociación cloritaepidota 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.

• La característica zonal y gradacional es reflejo de una gradiente termal decreciente desde el núcleo termal (alteración potásica en esta discusión) hacia afuera. • Esta alteración se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo (200°-250°C). • La presencia de actinolita (280°-300°C) puede ser indicador de la zona de alteración propilítica interior.

• Se carateriza por mienrales como clorita, epidota, albita, calcita y hematita. • En los pórfidos cupríferos constituye una alteración contemporánea a la potásica, pero externa al sistema mineralizador, y contiene solamente pirita. • En cambio, alberga la mineralización principal en yacimientos cupríferos tipo manto (en especial, en sus facies ricas en clorita-albita, con transición a sericita). • A mayor temperatura (450º - 500ºC) grada a alteración calco-sódica, que acompaña la mineralización principal de los yacimientos ferríferos cretácicos del norte de Chile y sur del Perú.

ARGILICA

• Argílica Intermedia: Importantes cantidades de caolinita, montmorillonita, smectita o arcillas amorfas reemplazando a plagioclasas. Puede haber sericita acompañando a las arcillas; el feldespato potásico fresco argilizado. Grado más alto de hidrólisis relativo a la alteración propilítica.

• Caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo. • La alteración argílica moderada 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.

• Alteración hidrotermal, que destruye los feldespatos, dando lugar a la formación de caolinita y/o montmorillonita (según la mayor o menor intensidad del metasomatismo de H+). • En los pórfidos cupríferos se desarrolla en una etapa hidrotermal tardía y de menor temperatura, junto con el depósito de pirita. • También se la denomina alteración argílica intermedia. • Los minerales de arcilla se forman también por efecto de la acidez que genera la oxidación de los minerales sulfurados, en especial de la pirita.

ALTERACIÓN FILICA FILICA (Sericítica o cuarzo-sericítica): Ambos feldespatos (plagioclasas y feldespato potásico) transformados principalmente a sericita y cuarzo, con cantidades menores de caolinita. Minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración.

• Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita, con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. • Filica : dominancia de sericita. • La alteración cuarzo-sericita 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. • La mica rica en vanadio (Roescolita) y la rica en cromo (Fuchsita) ocurren localmente en rocas máficas.

• También se denomina alteración cuarzo-sericítica. • Es un tipo de alteración hidrotermal moderada, caracterizada por razones Metal/H+ intermedias. • En ella los feldespatos se convierten en una variedad fina de muscovita (= moscovita), mientras se libera SiO2 que cristaliza como cuarzo. • En los pórfidos cupríferos se desarrolla en una etapa intermedia de su evolución, cuando las aguas meteóricas penetran en el sistema hidrotermal y removilizan parte de su mineralización temprana. • Es frecuente que sea acompañada por turmalina fina. • Es una alteración muy común en yacimientos de tipo chimenea de brecha. • Su temperatura se sitúa en torno a los 500ºC.

• Argílica avanzada: Minerales transformados a dickita, caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo. Ataque hidrolítico extremo de las rocas en que incluso se rompen los fuertes enlaces del aluminio en los silicatos originando sulfato de Al (alunita) y óxidos de Al (diásporo). •

• Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy sílica”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita. • La alteración argílica avanzada 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 andalucita además de cuarzo. • Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2. • La alunita puede originarse en variados tipos de ambientes, como producto de alteración por condensación de gases ricos en H2S, como producto de alteración supérgena, como producto de cristalización magmática/hidrotermal, o a lo largo de vetas y brechas hidrotermales de origen magmático.

• Es un tipo de alteración hidrotermal propio de niveles cercanos a la superficie o muy tardíos en la evolución de un pórfido cuprífero. • Es propia de yacimientos epitermales de alta fugacidad de azufre y de oxígeno. • Implica un elevado metasomatismo de H+, que destruye completamente los feldespatos y la sericita, dando lugar a la formación de alunita (sulfato de Al y K), acompañada por caolinita y sílice. • Esta alteración implica especiales riesgos de generación de drenaje ácido, dado que la roca pierde toda posibilidad de neutralizar la acidez (H+) a través de la hidrólisis de sus silicatos. • Genera un importante blanqueo (bleaching) de las rocas, lo que facilta la exploración de los depósitos en los que está presente. • La alteración argílica avanzada debilita mucho los macizos rocosos, lo cual puede dificultar su explotación, y en algunos casos dificulta las labores de sondeo (= sondajes).

ALTERACIÓN POTÁSICA • Potásica: Alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita. Intercambio catiónico (cambio de base) con la adición de K: No implica hidrólisis  ocurre en condiciones de pH neutro o alcalino a altas temperaturas: Alteración Tardimagmática y se presenta en la porción central o núcleo de zonas alteradas ligadas al emplazamiento de plutones intrusivos.

• Caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita. • La alteración potásica temprana suele presentar una textura tipo hornfels con biotita de alteración de similar composición a biotita primaria, principalmente por efectos de reemplazo metasomático de hornblenda primaria.

• Biotita tardía en vetillas es más rica en Mg. Este cambio sugiere una gradación de alteración metasomática inicial dominada por transferencia de calor (metamorfismo de contacto) a alteración hidrotermal convectiva asociada con exsolución y circulación de fluidos hidrotermales. La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800°C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrativa.

• Es una alteración de origen hipógeno (= hipogénico) y de alta temperatura (600º - 400ºC), que da lugar a la formación de minerales propios de las últimas etapas de la cristalización magmática, como feldespato potásico (ortoclasa = ortosa) y biotita, a expensas de plagioclasa y de piroxeno o anfíbol respectivamente. • La relación K+/H+ es alta. • A ella se asocia la principal mineralización hipógena de los pórfidos cupríferos. • Normalmente está acompañada por el depósito de anhidrita (CaSO4).

Alteración Sódico-Cálcica Carten (1986): asociación de actinolita, albita-oligoclasaandesina, epidota, magnetita, clorita, cuarzo, escapolita. ocurre en la porción profunda de pórfidos cupríferos y se desarrolla en forma simultánea con la alteración potásica a niveles más altos.

ALTERACION SODICO-CALCICO Alteración ocurre en la porción profunda de pórfidos cupríferos y desarrolla en forma simultánea (temprana) con la alteración potásica a niveles más altos. Temperatura: 360 – 480ºC

SODICA, SÓDICA-CÁLCICA

Ocurre con menor mineralización en las partes profundas de sistemas porfíricos. Puede alojar la mineralización en depósitos porfíricos asociados a intrusiones alcalinas.

Minerales características

ALBITA, ACTINOLITA

Minerales asociados

Oligoclasa, clinopiroxeno, cuarzo, magnetita, titanita, clorita, epidota, anhidrita, titanita

ASOCIACION MINERAL DE ALTERACION SODICOALBITA NaAlSi3O8 CALCICA Carácterísticas

Varía de blanca a rosada rojiza con el aumento dse hematita fina. Dureza 7. El color verde pálido indica presencia de sericita fina. Generalmente asociada a fracturas o vetas, más pervasiva hacia el centro de la zona de alteración. Precipita cuando el fluido posee una alta aN+/aK+

ACTINOLITA

Ca2(Mg,Fe+2)5(Si8O22)(OH,F)2

Características

Típicamente como fibras, cristales columnares, agregados aciculares y radiales, particularmente en vetas o cavidades. Color: verde claro a casi negro, Dureza 5-6, raya blanca; brillo vítreo a mate. Ocurre en vetas como reemplazdo selectivo o pervasivo comúnmente de minerales máficos. Puede ser alterada a clorita.

SILICIFICACION

SKARN • Skarn: 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. • Los minerales de zeolita son particularmente sensibles a temperatura.

• Zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan a condiciones de baja temperatura (<150°-200°C), mientras que zeolitas menos hidratadas tales como la laumontita (150°-200°C) y wairakita (200°300°C) ocurren a temperaturas y profundidades progresivamente mayores en sistemas hidrotermales.

• En algunos sistemas se observa pumpellita/prehnita a temperaturas más elevadas (250°-300°C), en asociación, en algunos casos, con epidota. • La epidota ocurre como granos pequeños y mal cristalizados a temperaturas entre 180° y 220°C, y como fases bien cristalizadas a temperaturas más altas (>200°-250°C). • Actinolita es estable a temperaturas >280°-300°. • En ambientes colindantes a pórfido ocurre clinopiroxeno (>300°C) y granate (>325°-350°C).

CARBONATACION • Caracterizada por calcita, dolomita, ankerita, siderita, con mayor o menor sericita, pirita y/o albita. • Los carbonatos ocurren dentro de un amplio rango de temperatura y pH, asociados con caolinita, clorita y minerales calco-silicatados. • Zonación de carbonatos en función de pH incremental es observado en muchos sistemas hidrotermales. • Carbonatos de Fe-Mn (siderita-rodocrosita) co-existen con caolinita e illita, mientras que carbonatos mixtos de Ca-Mn-Mg-Fe (rodocrositaankerita-kutnahorita-dolomita) ocurren con illita y clorita, y carbonatos de Ca-Mg (dolomita-calcita) ocurren con clorita y minerales calco-silicatados. • Esta zonación es interpretada como producto de la movilidad decreciente de Fe, Mn y Mg a pH progresivamente más alto. • Los carbonatos pueden aparecer en todo tipo de ambiente hidrotermal.

SALIDA DE CAMPO MUCHACHOS

PRIMER CONTROL DEL CURSO