Intrusiones
Dioríticas y Mineralización de Hierro en Chile
Mina de
hierro El Romeral,
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
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
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
- plagioclasas (An70-40) cristalizados bajo
una PH2O de 1.6 kb (
- ortopiroxenos (hiperstena) y clinopiroxenos
(augita-salita), equilibrados a
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
|
|
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
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
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
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 (
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-
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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