Intrusiones Dioríticas y Mineralización de Hierro en Chile

Jean-Jacques Ménard

Mina de hierro El Romeral, La Serena, Chile

 

Introducción

Durante el Cretácico Inferior la evolución geológica del sistema andino en el Norte de Chile 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 2000 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 remobilización 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 composicion 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 (Henríquez y Martin, 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 una clara tendencia 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 evalua 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 subsolidus, 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-hematita.

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 deposito, 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. Segun 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) Oxidos:

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 asi 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 ambiante 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 piróxenos), 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 pórfido cuprífero.

Alternativamente, una masa intrusiva poco diferenciada (tipo diorita de hornblenda), puede dar una mineralización productiva de tipo porfido cerca de la superficie, y tambien desarollar, en profundidad, una alteración calco-sódica de magnetita-actinolita (clorita-albita) donde la mineralización en óxidos no se encontraría en concentraciones explotables.

 

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