INTRUSIONES DIORITICAS Y MINERALIZACION DE HIERRO EN CHILE
Mina de hierro El Romeral, La Serena, Chile
Introducción
La evolución geológica del sistema
andino en el Norte de Chile, durante el Cretácico Inferior, estuvo
caracterizada por la evolución de un arco volcánico (al Oeste: basaltos,
andesitas y ocoitas) N-S y una cuenca marina (al Este), recibiendo aportes
volcánicos y facies sedimentarias principalmente carbonatadas. El conjunto
arco-cuenca tras-arco en extensión (extensional back-arc basin) estuvo
sujeto a la subducción hacia el SE, de la antigua placa de Aluk. Durante este
período, el sistema arco-cuenca sufrió importantes intrusiones de dimensiones
batolíticas, con cuerpos intrusivos de composiciones principalmente dioríticas
y granodioríticas.
El Cretácico Inferior (y parte del
Cretácico Medio) constituye un período de tiempo en el cual se desarrollaron
importantes mineralizaciones cupríferas (e.g., estratoligadas: distrito de
Punta del Cobre; Marschik y Fontboté, 1996, Oyarzun et al., 1999; pórfidos:
Andacollo, Oyarzun et al., 1996), argentíferas (filonianas epitermales, e.g.,
Chañarcillo, Mayer, 1988), y muy notablemente, la denominada Franja Ferrífera de Chile (Fig. 1). Esta última se extiende entre los 26ºS y 32ºS,
e incluye unos 50 yacimientos de hierro donde la mena principal es magnetita.
Las dataciones radiométricas de los yacimientos indican edades comprendidas
entre los 128 Ma (Boquerón Chañar) y 110 Ma (Los Colorados). Estos yacimientos
se encuentran asociados a la gran Zona de Falla de Atacama y a las intrusiones de cuerpos plutónicos que
cortan las secuencias volcánicas. Los recursos de la faja del hierro se estiman
en unos 2.000 Mt a 60% Fe.
Desde que Geijer en 1930 comparó los depósitos de hierro de la Franja Ferrífera de Chile con los de Kirunavaara (Suecia), tres grupos de hipótesis respecto al origen de la mineralización han sido presentadas:
1) Removilización de
hierro sedimentario por intrusiones plutónicas:
La removilización de hierro paleozoico
proveniente de esquistos y cuarcitas ferruginosas del Paleozoico, como
en el caso de Romeral (Park, 1972 ; Bookstrom, 1977) es inconcebible. Los
datos isotópicos (Munizaga et al., 1985) muestran que estas rocas son andesitas
cizalladas (los denominados "esquistos dinámicos") y
mineralizadas a lo largo de la Zona de Falla de Atacama, y son de edad Neocomiense.
La removilización de hierro presente en las andesitas y/o los sedimentos tras-arco (Espinoza, 1984) necesita grandes cantidades de calor y de componentes volátiles. Algunos enclaves de la mena en diques andesíticos que cortan las zonas mineralizadas, no presentan marcas de fusión, solo un reborde oxidado (Ménard, 1988).
2) Hierro derivado de
una diferenciación magmática:
Este hierro se separaría por densidad o
por inmiscibilidad y sería inyectado adentro de la corteza terrestre en presencia
de una fase fluida importante. En el caso de un magma toleítico, el
fraccionamiento tardío de magnetita puede dar dos fases: una de composición
andesítica y otra rica en óxidos (titanomagnetita e ilmenita) (Philpotts ,
1967 ; Philpotts y Doyle, 1983), diferentes en composición de la magnetita
pobre en titanio de la mena.
En el caso de un magma andesítico, el
fraccionamiento de magnetita (Bookstrom, 1977, Oyarzún, 1985) va a modificar su
composición; en los alrededores de El Algarrobo, las andesitas que encajan los
cuerpos mineralizados, presentan una importante alteración hidrotermal pero han
conservadas sus altos contenidos en FeOt (9 –12%) (Ménard, 1988).
La existencia en la Franja Ferrífera de
Chile de "coladas de magnetita" (Travisany et al., 1995), como
en el yacimiento cuaternario de hierro de El Laco (Henriquez y Martín, 1978;
Oyarzún, 1995), sigue todavía en discusión.
3) Lixiviación del
hierro a partir de las rocas dioríticas, las cuales son posteriormente
afectadas por un metasomatismo originado por la presencia de una fase
hidrotermal enriquecida en H+ y Cl- (hipótesis aquí discutida).
La zona de Vallenar (III Región de Chile):
claves para el entendimiento de una provincia metalogénica compleja
El estudio geoquímico de las rocas
plutónicas del Cretácico inferior a la latitud de Vallenar permite establecer
un claro trend de diferenciación que va desde gabros hasta granodioritas,
pasando por dioritas y monzodioritas cuarcíferas (Ménard, 1985). No obstante,
gran parte de las dioritas presentan transformaciones tanto mineralógicas como
químicas debidas a un episodio metasomático desarrollado con posterioridad a su
emplazamiento. La mineralización de hierro se encuentra genética y
espacialmente ligada a las dioritas (Ménard, 1986). Estas dentro de un cuadro
cronológico son las rocas de emplazamiento más temprano con respecto a los
tipos litológicos antes mencionados.
El estudio petrológico de los términos
litológicos permite sugerir que la cristalización fraccionada a partir de un
magma calco-alcalino es el proceso más favorable para explicar el origen del
trend de diferenciación (Ménard, 1988).
A continuación, se presenta un estudio
petrológico y geoquímico de las rocas dioríticas, se evalúa el metasomatismo
que las afecta y se propone un modelo genético para la mineralización de hierro
asociada.
Evolución petrológica y geoquímica de las
dioritas
Gran parte de las dioritas asociadas a
la mineralización de hierro presentan modificaciones petrológicas y geoquímicas.
El estudio de éstas ha permitido diferenciar cuatro facies de transformación (facies II, III, IV y V) debidas a la presencia de
una fase hidrotermal que lixivió diferencialmente la diorita inicial (facies I) (Fig. 2).
La facies I se encuentra caracterizada
por el siguiente orden de cristalización:
- minerales opacos
(titanomagnetita-ilmenita) equilibrados a 1150°C.
- plagioclasas (An70-40)
cristalizados bajo una PH2O de 1.6 kb (4.3 Km. de profundidad).
- ortopiroxenos (hiperstena) y
clinopiroxenos (augita-salita), equilibrados a 1120°C.
Dentro del dominio subsólidus, aparecen
pequeñas cantidades de hornblenda verde y biotita, comenzando además la
desmezcla de titanomagnetita. Se ha inferido un rango de temperaturas
comprendido entre 950 y 850°C correspondiente a la solidificación del magma.
Con posterioridad a la cristalización de la roca diorítica, ésta fue afectada
por procesos metasomáticos que la modificaron mineralógica y químicamente,
generando las denominadas facies II, III, IV y V cuya composición química media es la siguiente
(Ménard, 1990):
|
|
facies I |
facies II |
facies III |
facies IV |
facies V |
|
SiO2 |
52,56 (0,99) |
53,89 (1,11) |
58,46 (2,69) |
67,00 (2,16) |
73,45 (1,52) |
|
TiO2 |
0,85 (0,13) |
0,86 (0,25) |
0,91 (0,28) |
0,81 (0,30) |
0,35 (0,24) |
|
Al2O3 |
18,75 (0,55) |
17,68 (1,47) |
17,15 (0,92) |
16,75 (0,96) |
15,78 (1,26) |
|
FeOt |
7,86 (0,47) |
5,00 (2,83) |
3,97 (1,47) |
2,03 (1,67) |
0,64 (0,51) |
|
MnO |
0,15 (0,04) |
0,18 (0,07) |
0,12 (0,04) |
0,07 (0,04) |
0,05 (0,04) |
|
MgO |
4,72 (0,35) |
4,53 (1,12) |
3,31 (1,29) |
0,95 (0,71) |
0,13 (0,12) |
|
CaO |
8,26 (0,93) |
10,11 (1,69) |
9,27 (1,57) |
5,07 (1,59) |
0,88 (1,23) |
|
Na2O |
3,22 (0,25) |
4,38 (0,68) |
4,65 (0,49) |
4,85 (0,68) |
5,57 (0,90) |
|
K2O |
1,09 (0,26) |
0,77 (0,37) |
0,62 (0,28) |
0,60 (0,41) |
0,96 (0,54) |
|
P2O5 |
0,16 (0,03) |
0,12 (0,08) |
0,10 (0,26) |
0,07 (0,07) |
0,03 (0,03) |
|
n |
2 |
11 |
16 |
10 |
8 |
|
d |
2,87 |
2,85 |
2,8 |
2,72 |
2,66 |
( ): desviación estándar ; n : número de análisis ; d : densidad media
Los principales cambios mineralógicos
de origen hidrotermal producidos a partir de la facies
I son los siguientes:
Oxidación de los minerales opacos primarios, que origina la aparición de rutilo y esfena (facies II) → Desaparición de los piroxenos y cristalización de diópsido (facies II) → Uralitización del diópsido con aparición de actinolita zonada (facies III) → Desaparición de la actinolita (facies IV) → Desaparición paulatina de las plagioclasas primarias (siendo total en la facies IV) y cristalización progresiva de plagioclasa sódica (facies II a V) → Precipitación intergranular de cuarzo conteniendo una cantidad importante de inclusiones fluidas trifásicas constituidas por agua, CO2 y halita-hematites.
La roca final (facies V, "aplita")
presenta una composición modal de diorita cuarcífera-tonalita adquirida
secundariamente, donde todos los minerales ferromagnesianos han desaparecido.
Evaluación de los procesos metasomáticos
La evaluación de los procesos
metasomáticos (Ménard, 1986) ha sido estudiada a través del método de Gresens
(1967), que considera la variación en la composición química, densidad y
volumen. Dado que los estudios petrográficos muestran que: a) las rocas
hidrotermales no han sido deformadas, b) todas presentan textura del tipo
hipidiomórfica granular, y c) las variaciones de una facies a otra son
progresivas, se puede entonces estimar que la transformaciones metasomáticas
han sido isovolumétricas.
En consecuencia, se estableció que (Fig. 3):
1) El silicio y el aluminio permanecen
en contenidos aproximadamente constantes a través de los cambios de facies. El
comportamiento del titanio es parecido, aunque es lixiviado a partir de la facies IV.
2) El hierro es el principal catión
lixiviado, proceso que se verifica a partir de la facies
II, en tanto que el magnesio y el calcio son lixiviados a partir de
la facies III, donde los minerales
residuales ricos en Fe, Mg y Ca son poco abundantes, llegando a desaparecer en
la facies V.
3) El enriquecimiento en sodio y empobrecimiento en calcio provoca la aparición de plagioclasas paulatinamente más sódicas, hasta alcanzar términos albíticos.
Resulta arriesgado establecer patrones
claros de comportamiento para algunos elementos que se encuentran en bajas
concentraciones (P, Mn, K), no obstante en el caso del fósforo, se ha podido
inferir un comportamiento similar al del hierro.
El modelo
Se han considerado tres aspectos
principales dentro del contexto de la construcción de un modelo genético para
la franja ferrífera del Norte de Chile (Ménard, 1995): 1) la fuente del hierro,
2) el transporte del hierro, y 3) la depositación del hierro.
1) La fuente del hierro
El hierro provendría de los plutones
dioríticos, a partir de los cuales los procesos hidrotermales habrían lixiviado
este elemento. El empobrecimiento relativo en FeOt (hierro total) desde la facies
I a la V es una clara
evidencia de este tipo de procesos (7,86 a 0,64% respectivamente). En el caso
de El Algarrobo, se ha estimado que la cantidad de hierro lixiviado de los
plutones localizados al Oeste del yacimiento fue más que suficiente para
producir el tonelaje inicial de este depósito, i.e., 4 veces el hierro presente
en las reservas.
2) El transporte del
hierro
Se ha considerado una fase hidrotermal
como medio de transporte del hierro. El origen de esta fase puede inferirse a
través de la cristalización de un magma rico en minerales anhidros, lo que
conduciría a la formación de una fase residual saturada en H2O. Sin
embargo, no se puede descartar una posible contaminación con aguas meteóricas
y/o provenientes de la cuenca neocomiense, dado el emplazamiento poco profundo
de los intrusivos dioríticos y la presencia de estructuras favorables
(estructuras regionales: Zona de Falla de Atacama). Parte de esta fase se encuentra entrampada en
el cuarzo secundario de las facies III a V dentro de inclusiones trifásicas.
El enriquecimiento en cloro de las
fases fluidas es un hecho adecuadamente estudiado (Eugster, 1985, 1986), y en
este caso particular, la respuesta es relativamente simple si se considera que
al menos parte del agua de contaminación puede tener un origen marino. Por otra
parte, el cloro puede además tener un origen magmático dado que los magmas
calco-alcalinos son los más ricos en volátiles, y dentro de éstos, el cloro es
el más abundante. En el caso de las dioritas, el cloro se encuentra en la fase
residual en equilibrio con la mezcla silicatada. Según Eugster (1985), el cloro
reacciona con la fase acuosa de acuerdo a la reacción de hidrólisis :
Cl-
+ OH- = HCl + O=
Además, de acuerdo a las conclusiones
de Holland (1972), una fase acuosa rica en NaCl se separaría de un magma a alta
temperatura y baja presión, lo cual puede expresarse a través de la reacción:
2
NaCl + H2O = 2 HCl + Na2O
Todo esto es un aspecto de particular
importancia, dado que la presencia de H+ y Cl- en la fase
fluida es esencial para explicar la solubilización y el transporte de elementos
tales como hierro a partir de la alteración de los óxidos y minerales
ferromagnesianos. De esta manera se puede proponer el siguiente proceso químico
para la lixiviación y el transporte del hierro y otros elementos de las
dioritas de la facies I.
a) Óxidos:
Fe3O4 + 6
HCl = 3 FeCl2 + 3 H2O + ½ O2
2
FeTiO3 + 10 HCl = 2FeCl2 + 2 TiCl2 + 5 H2O
+ ½ O2
Estas dos reacciones generan un aumento en la presión de H2O que condiciona la aparición de diópsido y actinolita secundaria, y el aumento de la fugacidad de oxígeno que favorece la fijación del titanio en la roca bajo la forma de rutilo y esfeno.
b) Piroxenos:
Si2O6
(Ca,Mg,Fe)2 + 2 HCl = SiO3 (Ca,Mg) + SiO2 +
FeCl2 + H2O
Esta reacción permite explicar la
presencia de diópsido en las rocas de la facies II
así como la precipitación de cuarzo secundario y el aumento de la presión de H2O.
A temperatura mas baja, el diópsido
reacciona a su vez:
Si2O6
(Ca,Mg)2 + 4 HCl = CaCl2 + MgCl2 + 2 SiO2 + 2
H2O
La desaparición de la actinolita
producida a partir de la uralitización del piroxeno puede ser explicada por un
proceso similar.
c) Plagioclasa primaria:
Si2Al2O8Ca
+ 2 HCl = CaCl2 + SiO2, Al2O3 + SiO2
+ H2O
El aluminosilicato así producido es
insoluble, y puede reaccionar ya sea con el diópsido secundario o con Na2O.
En el primer caso, dará lugar a la formación de actinolita, y en el segundo a
plagioclasa sódica.
Así, tanto los datos experimentales
como la observación de las distintas fases minerales presentes en las rocas
bajo estudio, permiten establecer que el hierro pasa a solución bajo la forma
FeCl2 a partir de 700°C, CaCl2 y MgCl2 a
partir de 600°C, terminándose la facies V
alrededor de los 500°C.
El movimiento de las soluciones hidrotermales en el ambiente depositacional se verificaría a través de un sistema de circulación de tipo celdas de convección.
3) La depositación
Una serie de factores complementarios deben
ser considerados para explicar la precipitación del hierro y de los otros
elementos en solución:
a) el descenso de la
presión y temperatura del sistema: los datos
experimentales muestran que a baja temperatura Fe,
Ca y Mg son ionizados. El descenso en temperatura y presión es compatible con
el modelo de celdas de convección a través de estructuras favorables.
b) la fijación del
cloro: en minerales como el apatito y escapolita
asociados a la mineralización.
c) la dilución de la fase fluida mineralizada por contaminación con soluciones
descendentes de origen meteórico y/o marino a lo largo de estructuras
favorables. La reacción general es del tipo:
MCl2
+ H2O = 2 HCl + MO
y en el caso especifico del hierro,
ésta sería :
3
FeCl2 + 4 H2O = 6 HCl + Fe3O4 + H2
El HCl así formado reacciona rápidamente con la roca encajante generando una mineralogía de alteración que es ubicua en la franja ferrífera.
Dentro del contexto de los procesos de
lixiviación y precipitación, los datos experimentales y la observación de las
fases minerales dentro de la mena muestran que el hierro comienza a ionizarse y
a precipitar (a partir de 550°C), antes que el calcio y el magnesio (a partir
de 500°C) lo que permite explicar la presencia de cuerpos mineralizados de alta
ley (magnetita) junto a cuerpos de baja ley (magnetita + tremolita + apatito).
Este modelo se resume en la figura 4.
Conclusiones
La provincia ferrífera de Chile parece ligada al emplazamiento de grandes cantidades de magmas máficos a intermedios (dioritas), secos (cristalización de piroxenos), a poca profundidad (4 Km.), en un dominio extensional (arco de islas), que va a evolucionar bajo altas fugacidades de oxígeno y presiones de agua, desarrollando a altas temperaturas (650-450°C), una alteración sódica asociada a depósitos de magnetita (óxidos).
Por el contrario, los magmas más
diferenciados (típicos de un margen activo s.s.), hidratados (cristalización de
biotita), y poco modificados por un hidrotermalismo menos oxidante, puede generar
a temperaturas (500-300°C) y profundidades más bajas (menos de 2 Km.), una
alteración potásica de tipo porfiado cuprífero.
Alternativamente, una masa intrusiva
poco diferenciada (tipo diorita de hornblenda), puede dar una mineralización
productiva de tipo pórfido cerca de la superficie, y también desarrollar, en
profundidad, una alteración sódico-cálcica de magnetita-actinolita
(clorita-albita) donde la mineralización en óxidos no se encontraría en
concentraciones explotables.
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