Met a Lo Genesis Chile 22500

8/8/2019 Met a Lo Genesis Chile 22500

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RESEA METALOGENICA DE CHILE Y DE LOS PROCESOS QUEDETERMINAN LA METALOGENESIS ANDINA.

Victor Maksaev J.Septiembre, 2001

Definiciones Bsicas

Metalognesis: Trmino derivado del griego metaleion que significa mina, elcual se refiere al estudio de la gnesis de depsitos minerales (metlicos o no-metlicos),

con nfasis en sus relaciones espaciales y temporales (espacio-tiempo) con los rasgos

geolgicos regionales (tectnicos, petrogrficos, etc). Es decir, el estudio de la relacin delos depsitos minerales con su entorno geolgico regional.

Provincia Metalognica: es un rea caracterizada por una agrupacin de depsitosminerales o por uno o ms tipos caractersticos de depsitos. Una provincia metalognica

puede contener ms de un episodio de mineralizacin.

Epoca Metalognica: Es una unidad de tiempo geolgico favorable para la depositacinde menas o caracterizada por una agrupacin particular de depsitos minerales. En una

misma rea pueden estar representadas varias pocas metalognicas.

Metalotecto: Trmino que se refiere a una determinada caracterstica geolgica que secree que ha jugado un rol en la concentracin de uno o ms elementos (o sustanciasminerales) y ha contribuido a la formacin de depsitos minerales; puede ser estructural,estratigrfico, litolgico, geomorfolgico, etc. y puede combinar espacio y tiempo. Ej.

Orgeno Andino, una caldera volcnica, rocas volcnicas jursicas, una falla regional, etc.

Franja Metalognica (id. Faja, cinturn.): Trmino utilizado en Chile por varios autores(incluyendo este trabajo) debido a un factor de escala. Las franjas metalognicas existentes

en Chile se ajustan a la definicin de Provincia Metalognica, pero en trabajos previos se ha

considerado a Los Andes como una Provincia Metalognica dominada por yacimientoscuprferos. Esto ha llevado a definir en detalle ya sea sub-provincias o franjas

metalognicas.

Mapa Metalognico: Mapa a escala regional que muestra la distribucin de los depsitosminerales (metlicos o no-metlicos) sobre una base geolgica adecuada para destacar

caractersticas relevantes de la mineralizacin y con una simbologa apropiada para indicarla forma, tipo de mineralizacin y magnitud de cada depsito (el tamao de los depsitos se

muestra independiente del nivel de explotacin; no es un mapa de recursos mineros). El

propsito de los mapas metalognicos es proveer una base o punto de partida slido para

exploraciones mineras regionales.


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Marco Geotectnico de la Mineralizacin Andina

La metalognesis de Chile y en general de la Cordillera de Los Andes est determinada porel marco tectnico de sta cadena montaosa, el que corresponde a un margen continental

activo con subduccin de corteza ocenica bajo el continente sudamericano. Aunque estemarco tectnico es comn a toda la cadena andina, la evolucin geolgica tiene notablesdiferencias a lo largo de ella. Por ejemplo, Los Andes Septentrionales (Colombia y

Ecuador) tienen una historia colisional, con acrecin de terrenos alctonos al borde

continental; sta es una situacin tectnica similar a la de la Cordillera de British Columbiaen Canad. Por su parte, en los Andes Patagnicos existi el desarrollo de una cuenca

marginal durante el Jursico y Cretcico y un arco magmtico esttico.

Los Andes Centrales (02-45 Lat. S), que son los ms relevantes para la metalognesischilena, se consideran como un ejemplo clsico de un orgeno simple desarrollado en un

margen convergente de placas (Dewey y Bird, 1970; James, 1971). Esto es una cadena

montaosa no-colisional (sin colisin o acrecin de fragmentos continentales o terrenosexticos), formada sobre un sistema de subduccin de larga vida y activo en la actualidad.

La caracterstica distintiva de esta cordillera respecto a otras cadenas montaosas en el

mundo es la existencia de un enorme volumen de rocas gneas generadas a lo largo de suhistoria geolgica. Esto ha hecho que los Andes hayan sido llamados como una cadenamontaosa magmtica (Zeil, 1979) o un orgeno volcano-plutnico (Sillitoe, 1976). La

mayor parte de los depsitos metlicos tienen una relacin inherente y temporal con la

actividad magmtica y el origen de su contenido metlico se atribuye a procesosrelacionados a la subduccin a profundidad.

Una significativa parte de la riqueza mineral de Chile est constituida por varios depsitosgigantes de tipo prfido cuprfero, incluyendo los mayores depsitos de este tipo en el

mundo. Algunos, como Chuquicamata o El Teniente contienen > 50 millones de toneladas

de Cu fino, por lo que fueron denominados como monstruosos (behemotian) por Clark

(1993), para indicar que son mayores que los prfidos cuprferos super-gigantes a nivelmundial. En efecto la mayor parte de la produccin cuprfera de Chile proviene de 16

prfidos cuprferos, 12 en el Norte de Chile y 4 en la Zona Central. Es decir proviene de

unos pocos depsitos gigantes de cobre.

La segunda fuente de cobre chileno proviene de depsitos estratoligados hospedados por

rocas volcnicas del Jursico y del Cretcico Inferior.

Para comprender la metalognesis chilena es necesario entender el ambiente tectnico en el

que la mineralizacin ocurre, la que corresponde a un margen convergente de placas omargen cordillerano como tambin se lo ha denominado. Este ambiente corresponde a una

zona de suprasubduccin (Nelson, 1996).

El ambiente suprasubduccin corresponde a cualquier corteza (que est o estuvo) sobreuna zona de subduccin y en el caso andino es corteza continental (Sial). El ambiente

supra-subduccin es un ambiente tectnico muy prolfico para la formacin de depsitos

metalferos de origen hidrotermal.


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La mineralizacin metlica en el ambiente de supra-subduccin est controlada por 3

factores principales, los que son:

Magmatismo Suprasubduccin

Estructuras MayoresRgimen de Tectnica de Placas

Magmatismo Suprasubduccion

El magmatismo asociado a zonas de subduccin tpicamente se presenta en un frente

paralelo a la zona de subduccin con actividad intrusiva y volcnica que constituye el arcomagmtico, pero tambin puede existir magmatismo en trs-arco como el magmatismomeso-cenozoico de Bolivia y Argentina y en situaciones excepcionales magmatismo deante-arco como el existente en los Andes Patagnicos.

En zonas de suprasubduccin tpicamente se desarrolla una actividad magmtica volcano-

plutnica de composicin calcoalcalina (arco magmtico), siendo la composicin de los

magmas progresivamente ms alcalinos hacia el interior continental. De acuerdo a losestudios petrolgicos los magmas de arco derivan de la fusin parcial del manto

astenosfrico, la cual es inducida principalmente por voltiles (agua) y una pequea

proporcin de magmas que son liberados de la placa ocenica en subduccin, cuyas rocas

son sometidas progresivamente a condiciones de mayor temperatura y presin alsubductarse, sufriendo metamorfismo, formando nuevos minerales anhidros ms estables

en condiciones de profundidad y liberando fluidos. La adicin de componentes voltiles enrocas del manto astenosfrico, sometidas a alta temperatura y presin, resulta en su fusinparcial y los magmas baslticos as generados ascienden debido a diferencia de densidad

con las rocas que los contienen. Procesos subsecuentes de diferenciacin (cristalizacin

fraccionada) y asimilacin de rocas suprayacentes (contaminacin cortical) dan origen en

ltimo trmino a las rocas volcnicas o intrusivas gneas caractersticas de los arcosmagmticos. En posicin de tras-arco pueden darse condiciones para la fusin parcial de

materiales corticales, ligadas al desarrollo de fajas corridas y plegadas, dando origen a un

magmatismo peraluminoso.

El magmatismo de ante-arco es raro en zonas de subduccin, debido a que el ante-arco

corresponde normalmente a una zona de bajo gradiente geotrmico. Sin embargo, enAysn existe un magmatismo de ante-arco ligado a la subduccin de la Dorsal de Chile.

Esta es una situacin excepcional donde el flujo calrico anmalo deriva de una dorsal

activa en subduccin.

El magmatismo en zonas de suprasubduccin provee calor, fluidos y metales. La fuente delos metales asociados a los magmas pueden corresponder a corteza ocenica subductada, lacua de manto astenosfrico sobre la placa en subduccin y a rocas de caja a lo largo delcamino de ascenso del magma y de los fluidos hidrotermales circulantes.


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La mineralizacin en regiones de convergencia de placas es tpicamente de tipohidrotermal y est asociada espacial y temporalmente con actividad gnea intrusiva oextrusiva de naturaleza calco-alcalina (Ej. Hedenquist y Lowerstern, 1994). En ambienteintrusivo la mineralizacin es comnmente de tipo prfido y existen abundantes

evidencias para indicar que los fluidos mineralizadores han derivado directamente demagmas hidratados en cristalizacin. Por otra parte, en muchos sulfuros masivos ydepsitos tipo veta en rocas extrusivas y sedimentos volcanognicos los fluidos

mineralizadores pueden haber sido derivados de aguas subterrneas metericas o de origen

marino. A pesar de un origen no magmtico de estos ltimos fluidos, los magmashidratados juegan un rol importante en la formacin de los depsitos y en muchos casos las

intrusiones en profundidad proveen el contenido metlico, aparte de ser la fuente de la

energa trmica que permite la circulacin de los sistemas convectivos de fluidos.

El volcanismo explosivo, el cual crea amplios sistemas de fracturas (Ej. Calderas

volcnicas) y otras condiciones geolgicas que conducen a sistemas de circulacin de

fluidos a gran escala pueden ser ligados directamente al gran aumento de volumen quenecesariamente se produce en cuerpos de magma hidratado en cristalizacin en zonas

someras de la corteza (Burnham, 1979).

Por lo tanto, existe una relacin, ya sea directa e indirectamente, entre mineralizacin

hidrotermal y magmas hidratados con la composicin apropiada, en cualquier parte en que

ese tipo de magmas se hayan emplazado a niveles someros como para causar

fracturamiento al solidificarse.

ESTRUCTURAS MAYORES

En la corteza superior las estructuras frgiles o aquellas de la transicin frgil - dctil

pueden actuar como conductos de fluidos, zonas permeables para depositacin de minerales

y/o como control de intrusin de magmas, por lo tanto ejercen un importante controlmetalognico (Ej. Kutina, 1998). Existen estructuras ligadas a la subduccin las que sonparalelas al sistema de fosa ocenica (trench-linked faults) estas pueden ser fallas normales

como las que limitaron la cuenca de trs-arco que existi durante el Jursico y CretcicoInferior en Chile o fallas transcurrentes que acomodan esfuerzos de cizalle que se

desarrollan a lo largo del arco magmtico y que estn ligados a perodos de convergencia

oblicua de placas como los Sistemas de Falla de Atacama y de Falla de Domeyko en elnorte de Chile y el Sistema Liquie Ofqui en el sur de Chile. Tambin pueden existir

estructuras paralelas al arco resultantes de la acrecin de terrenos alctonos (suturas), pero

este no es un fenmeno caracterstico de Los Andes Centrales del Meso-Cenozoico, aunquefallas mayores o suturas que limitan terrenos acrecionados son comunes en Los Andes

septentrionales (Ecuador, Colombia) y existiran suturas en el basamento Paleozoico de Los

Andes, ya que la evolucin geolgica pre-Andina involucr la accrecin de terrenos

alctonos.

Por otra parte, asociadas a la subduccin se desarrollan estructuras transversales, normales

al arco, que Corbett y Leach (1998) denominaron fallas de transferencia. Estas


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Saleeby, 1990; Saint Blanquat et al., 1998). Las fallas transcurrentes ligadas a la

subduccin se nuclean y se desarrollan en la zona dbil a lo largo del arco magmtico

(debilitamiento termal de la litosfera por el calor adicionado por el magmatismo) yacomodan el componente de desplazamiento horizontal en mrgenes continentales activos

durante perodos de convergencia oblicua (Woodckock, 1986; Beck, 1986; Busby-Spera ySaleeby, 1990). Por lo tanto fallas transcurrente y deformacin de cizalle asociada seconcentran a lo largo de la zona debilitada dentro del arco magmtico relacionado a

subduccin. Esto es consistente con los modelos tericos de Fitch (1972), Walcott (1978),

Dewey (1980), Beck (1983, 1986), Saint Blanquat et al. (1998), Cembrano et al. (1997),etc.

Razones de convergencia: stas varan en el tiempo, lo que se traduce en variaciones de laposicin y ancho del frente magmtico. Por ejemplo entre los 26 y 4 Ma (anomalasmagnticas 8 a 3; Cande, 1983) estn documentadas mximas razones de convergencia

recta entre la placa de Nazca y el continente Sudamericano (del orden de 12 cm/ao). Esto

coincidi con una notable expansin del arco magmtico Mioceno, el que alcanz hasta 350km de ancho desde Chile oriental hasta extensas reas de Argentina y Bolivia. La

reduccin de las tasas de convergencia en el Plioceno fue acompaada por la restriccin del

magmatismo al lmite entre Chile y Bolivia - Argentina. Las razones de convergenciatampoco son homogneas a lo largo de una zona de subduccin, las diferencias de

velocidad son acomodadas en la placa ocenica por las fallas de transformacin(transform faults) normales a las dorsales, mientras que en el continente deberan ser

acomodadas por las fallas de transferencia normales u oblicuas a la subduccin (Corbett yLeach, 1998).

Erosin por subduccin: Las rocas pertenecientes al arco magmtico del Jursico aCretcico Inferior en Chile se encuentran en el borde continental Sudamericano

relativamente cercanas a la profunda fosa ocenica que bordea el margen activo del

continente. Es improbable que el mencionado arco magmtico se halla generado en el

borde continental mismo, porque hoy existe una distancia del orden de 240 Km entre laposicin de la fosa y el eje del arco magmtico activo. Consecuentemente, es altamente

probable que parte del borde continental haya sido erosionado por subduccin como

resultado de las condiciones de esfuerzo compresivo existentes en el margen activo desde elCretcico Superior (subduccin tipo Chileno). La subduccin de sedimentos ha sido

documentada por estudios geofsicos de la Fosa de Chile-Per (Ej. Kulm et al., 1977;

Schweller et al., 1981; Hilde, 1983) y por estudios de10

Be en lavas recientes de arco(Brown et al., 1982; Tera et al., 1986; Morris et al., 1987). Esto se considera una parte

esencial de los modelos modernos de mrgenes convergentes (Ej., Cloos y Shreve, 1988).

Sin embargo, tambin deben haberse subductado bloques de rocas continentales arrastradasen la zona de subduccin, al menos hasta donde su flotabilidad haya superado el arrastre

descendente. Stern (1988, 1989) atribuy a la erosin por subduccin la participacin de

materiales corticales en la gnesis de magmas de la zona volcnica sur de Los Andes y

atribuy al aplanamiento de la zona de subduccin un incremento de la participacin deestos materiales en la gnesis magmtica, sugiriendo que esos procesos no solo eran

importantes para definir las caractersticas de los magmas eruptados en el frente volcnico

actual entre los 33 y 34S, sino que tambin en la gnesis de los prfidos cuprferos del


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Mioceno Superior-Plioceno presentes en esta zona. Aunque las interpretaciones de Stern

(op. cit.) son controvertidas, no es posible desligar el efecto de materiales corticales

subductados en la actividad magmtica de mrgenes convergentes erosivos como elchileno.

En otros sectores de Los Andes y en otros mrgenes convergentes se desarrollan prismas deacrecin, pero esta caracterstica est ausente de Los Andes centrales actuales, de modo que

no es necesario extenderse en este aspecto.

Subduccin de Dorsales y otras estructuras del fondo ocenico: Un ejemplo clsico deesta situacin es la subduccin de la activa Dorsal Chilena en Los Andes de la Patagonia

donde hay alto inters por conocer los efectos de esta situacin tan particular. Sin embargo,

dorsales antiguas inactivas o alineamientos de islas y montes submarinos como el Cordnde Juan Fernandez (Vergara, 1997) podran tambin tener efectos significativos en la

geologa y el magmatismo en la zona central de Chile y se ha sugerido incluso una posible

relacin con la gnesis de los prfidos cuprferos del Mioceno Superior Plioceno de lazona central de Chile (Stern y Skewes, 1997). Esta posibilidad no se puede descartar, pero

es difcil establecer su importancia real.

Condiciones de esfuerzo en el margen convergente: Los trabajos comparativos de zonasde subduccin de Uyeda y Nishiwaki (1980) y Uyeda (1987) mostraron que existen dos

tipos extremos de zonas de subduccin en las cuales existe marcada diferencia en las

condiciones de esfuerzo dominantes y en su metalognesis. La denominada subduccintipo Mariana (por el arco de las Marianas en el Pacfico occidental) donde existencondiciones no compresivas, alto ngulo de subduccin y desarrollo de una cuencamarginal de trs-arco y en contraposicin la subduccin de tipo Chileno, compresiva, conerosin por subduccin, desarrollo de una faja de pliegues y fallas trs-arco. En mrgenes

tipo Mariana estn dadas las condiciones para la generacin de depsitos exhalativos

submarinos como los Kuroko de Japn, mientras que los mrgenes tipo Chileno son

favorables para la generacin de prfidos cuprferos. La subduccin de tipo Chilenoimperante en la actualidad en Los Andes Centrales es una situacin que se mantiene desde

el Cretcico Superior, mientras que durante el Jursico y Cretcico Inferior habra imperado

un sistema de subduccin ms afn con la subduccin tipo Mariana (Davidson, 1987; Boricet al., 1990).

MAGMATISMO Y MINERALIZACIN

Considerando que en zonas de convergencia de placas la metalognesis est fuertementeinterrelacionada con la actividad magmtica, sobre todo al emplazamiento de cuerpos

intrusivos, es adecuado revisar cual es la relacin existente entre granitoides y

mineralizacin metlica. Aqu se aprovecha una excelente revisin del tema realizada por

Richard H. Sillitoe, de modo que una parte de la seccin a continuacin de este texto esuna traduccin libre del trabajo de Sillitoe (1996), Granites and Metal Deposits,Episodes, V. 19, pp.126-133, con algunos agregados referidos en el texto.


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Los granitoides incluyendo las intrusiones de prfido asociados, estn espacial, temporal y

genticamente asociados a muchos de los depsitos mayores a nivel mundial. Casi todo el

Mo, Sn y W estn asociados a granitoides, muchos depsitos de metales raros (Ta, Nb, Bi,Be, Zr, Ga, REE), ms del 60% de los recursos de Cu y hasta 10% del Fe, Au, Zn, Pb, Ag,

y U, as como todo o muchos de varios metales menores (Bi, Cd, Sb, Te, Re, In, Sc) sepresentan dentro y alrededor de plutones o stocks emplazados principalmente en elambiente epizonal, es decir entre 1 y 5 km de profundidad desde la superficie de la tierra.

Adicionalmente, los intrusivos granticos (en sentido amplio) pueden haber sido la fuentede metales de otros ambientes, incluyendo depsitos epitermales asociados a rocas

volcnicas subareas, sulfuros masivos volcanognicos generados en el fondo ocenico o

inmediatamente bajo l, y depsitos de oro diseminado de reemplazo (tipo Carlin)

hospedados por rocas sedimentarias.

Tipos de magmas y metales correspondientes

La mayor parte de los metales considerados aqu estn relacionados a granitoides de

carcter calcoalcalino de bajo- a alto-K o carcter alcalino, los cuales varan encomposicin entre metaluminosos a peraluminosos y cubren un amplio rango de contenido

de slice (diorita a granito, en sentido estricto). Los controles fundamentales que controlan

los contenidos metlicos de las menas asociadas son la composicin, grado defraccionamiento y estado redox de los magmas (Blevin y Chappell, 1992). Elfraccionamiento en suites granticas involucra una variedad de procesos gneos, de los

cuales la cristalizacin fraccionada parece ser la ms importante (Lehmann, 1993).

La clasificacin de granitos en Tipo I y Tipo S, la cual refleja la naturaleza de la fuente delmagma (Blevin y Chappell, 1992), o Series Magnetita o Ilmenita, que describe el estadode redox de las rocas mismas (Ishihara, 1981), puede ser usada como base para una

subdivisin metalognica mayor. Esencialmente todos los intrusivos de Tipo S pertenecena la Serie Ilmenita, mientras que los de Tipo I incluyen a los de la Serie de Magnetita y, en

forma menos comn, rocas de la Serie Ilmenita (Ishihara, 1981). Los granitos Tipo A

(Collins et al., 1982) han generado mineralizacin de metales litfilos (Sn, W, Be, Nb),pero pocos depsitos mayores.

Dioritas cuarcferas, granodioritas y monzonitas cuarcferas, con poco fraccionamiento ydel Tipo I/ Serie de Magnetita as como sus contrapartes alcalinas pueden originar

depsitos mayores de Cu, Mo y/o Au como los que se encuentran en Chile. La raznCu/Mo de los depsitos tpicamente decrece con el grado de fraccionamiento. El extremose alcanza en los depsitos de tipo prfido de Mo de tipo Climax, los que son deficientes en

Cu, estn enriquecidos en W, Sn, Ta, Nb y F y se asocian a prfidos riolticos alcalinos de

alta slice (>75% en peso; Carten et al., 1993).

Los magmas altamente oxidados parecen favorecer la concentracin de Au (Ej. prfidos de

Au de Maricunga), aunque rocas granticas relativamente reducidas de Tipo I parecen

asociarse con algunos tipos de depsitos de oro (Ej. skarns ricos en Au; Meinert, 1993).


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Mientras que los intrusivos flsicos ms evolucionados y reducidos de Tipo I tienden a

estar pobremente mineralizados.

En contraste, granitos fraccionados y relativamente reducidos del Tipo-S o de la Serie

Ilmenita se asocian tpicamente con depsitos de Sn

W (wolframita). Sin embargo,Blevin y Chappell (1995) enfatizan que estos depsitos pueden ser los productos de

granitos de tipo I o S siempre que haya un apreciable fraccionamiento por cristalizacin deplagioclasa durante la consolidacin de la suite magmtica relacionada. El fraccionamiento

extremo de magmas de Tipo I o S bajo la influencia de un alto contenido de voltiles (F, B,

P) puede conducir a la formacin de granitos y pegmatitas con topacio y mica de Li, los quepueden contener concentraciones comerciales de metales raros.

La correlacin general entre razones de metales en depsitos y la composicin de sus rocasgranticas asociadas provee una fuerte evidencia que los magmas granticos son la fuente

directa de los metales, tal como est implcito en la ya antigua teora magmtico-

hidrotermal de formacin de menas (Ej. Lindgren, 1933). Los depsitos metlicos puedenser generados por procesos magmticos normales y no se necesita un magmainicialmente enriquecido en metales, aun en el caso del Sn (Lehmann, 1990). Uncorolario sobre una fuente magmtica de los metales es que la formacin de menas

normalmente no resulta de la lixiviacin y reconcentracin de metales desde las rocashuspedes de las intrusiones granticas por aguas subterrneas o aguas de formacin

calentadas.

Las intrusiones reducidas favorecen la concentracin hidrotermal de Sn, el cual no entra en

los sulfuros magmticos e ilmenita que cristaliza temprano en la historia de enfriamiento de

tales cmaras magmticas (Ishihara, 1981). En contraste los magmas oxidados inhiben la

precipitacin de sulfuros magmticos y el consecuente secuestro del cobre y oro, los cualespor lo tanto permanecen disponibles para particionarse en el fluido hidrotermal (Candela,

1989; 1991).

Marcos Tectnicos

La mayora de los depsitos metlicos relacionados a granitoides se localizan dentro de

arcos magmticos o en posicin de trs-arco, aunque tambin se presentan en sectores de

colisin e intra-placa. La intrusin y la concentracin de metales estara favorecida porregmenes tectnicos distensivos o zonas de dilatacin dentro de marcos globales

compresivos.

Muchos depsitos de Fe, Cu y Au relacionados a intrusivos se encuentran en arcoscordilleranos (mrgenes activos continentales) o arcos de islas generados durante la

subduccin de litosfera ocenica. En efecto, para la generacin de depsitos mayores se

requieren contribuciones subcorticales a los magmas parentales, incluyendo H2O, Cl, S ymetales. Varios depsitos mayores de Au y Cu-Au en los arcos de islas del Pacfico oeste y

de otras partes del mundo se formaron a partir de intrusiones emplazadas inmediatamente

despus de eventos de colisin que produjeron la inversin de la polaridad de la subduccin


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y posiblemente una amplia fusin parcial de la parte superior de placas desprendidas en

hundimiento (stalled plates). Sin embargo, unos pocos depsitos de Fe y Cu tambin se

forman en marcos tectnicos de extensin intra-placa, como lo ejemplifica Olympic Damen el sur de Australia.

Los depsitos mayores de Zn-Pb-Ag se presentan tpicamente en sectores donde cuerposintrusivos cortan a secuencias sedimentarias normalmente a lo largo del sector interno de

arcos cordilleranos (cuencas de trs-arco en mrgenes continentales activos). Los depsitos

de Mo Cu tambin se presentan en terrenos correspondientes a arcos magmticos, pero

los depsitos mayores de tipo prfido Mo (W) de tipo Climax fueron generados enposiciones de trs-arco durante modesta extensin de la corteza continental.

La contaminacin cortical de magmas, inferida a partir de caractersticas tales como altas

razones iniciales de istopos de Sr y presencia de circones heredados, es ms evidente engranitos asociados con Sn, W, U y metales raros, de ah que estos se asocien con marcos

tectnicos compresivos de trs-arco (fajas corridas y plegadas o fold-thrust belts) comoen Bolivia y Per (Sn) y en los Territorios del Noroeste en Yucn, Canad (W) o zonas decolisin continental como en la faja Hercnica de Europa (Sn, U), sur de China (Sn, W) y la

faja de Damara en Namibia (U). Magmatismo intraplaca, generado por actividad de

plumas del manto, como en Brasil y Nigeria se asocian tambin con mineralizacin demetales litfilos.

Concentracin de metales

Generalmente la extraccin de metales y otros elementos desde magmas ocurre mediante la

exsolucin de una fase fluida acuosa. Cuando un magma se aproxima a la superficie se

puede producir la exsolucin de los voltiles contenidos en este (mayoritariamente H2O,pero tambin CO2, SO2, H2S, HCl, HF) en una fase acuosa en respuesta al descenso de la

presin, lo que se ha denominado primera ebullicin (first boiling), ahora bien cuando unmagma hidratado comienza a cristalizar la fase fundida residual se sobresatura en fluidos yse produce tambin la exsolucin de una fase acuosa, lo que se denomina segundaebullicin (second boiling) o ebullicin retrgrada, porque se produce en respuesta aldescenso de temperatura. Adems, la fase fluida acuosa a altas temperaturas por razones

termodinmicas se separa en una fase lquida salina y una fase vapor diluida. La eficienciadel transporte de la mayora de los metales est controlada por el contenido de cloro de la

fase fluida porque los metales de inters forman complejos solubles con iones de Cl. Las

excepciones probables son el W y Mo, transportados como complejos hidroxicidos.Algunos metales raros tambin son excepcionales, especialmente Ta y Li, los que alcanzan

concentraciones comerciales por cristalizacin directa de minerales de magmas altamente

evolucionados.

La particin de Cu en una fase fluida (tanto vapor como un lquido hipersalino) es ms

eficiente a profundidades someras (aproximadamente 3-4 Km) a partir de magmas flsicos

hidratados con altas razones Cl/H2O (Candela y Piccoli, 1995).


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Para que un depsito metlico se forme en la parte apical de un plutn grantico, los fluidos

con contenido metlico deben primero concentrarse en la porcin superior de una cmara

magmtica, posiblemente por procesos de revuelta convectiva y cristalizacin en lasparedes laterales de la cmara. La introduccin de fluidos tambin puede ser el resultado

de la intrusin de un magma mfico en la parte inferior de una cmara magmtica flsica(Ej. Carten et al., 1993). El fluido entonces debe ser canalizado efectivamente hacia arribaa travs de la columna magmtica. Esto requiere permeabilidad en la cmara magmtica, lo

cual es favorecido por el alto contenido inicial de agua y otros voltiles concentrados, bajo

grado de cristalizacin y bajas presiones, o sea profundidades someras (Candela, 1991).Los contactos intrusivos, fallas y litologas favorables constituyen medios efectivos para

enfocar el ascenso de fluidos magmticos ms all de la cmara magmtica.

Parte del magma y fluidos son introducidos a partir de la cmaras magmticas parentales atravs de las cpulas, en las cuales los sistemas de prfidos usualmente tienen la forma de

cilindros subverticales que son ms altos (>2 Km) que anchos. Se estima que cmaras

magmticas con volmenes tan pequeos como 15 Km3

pueden liberar suficiente fluidomagmtico para generar prfidos cuprferos de tamao moderado en sus cpulas (Cline,

1995), aunque se supone que se requieren volmenes iniciales de unas 20 veces ms

grandes para depsitos de Sn (Lehmann, 1990). Los depsitos mayores de metales sefavorecen por el ascenso focalizado de fluido a travs de una o ms cpulas. La rpida

cristalizacin/ enfriamiento del magma en esas cpulas origina la caracterstica textura

porfrica (Burnham, 1979). La liberacin de energa mecnica durante el escape de fluidos

genera enrejados de fracturas (stockwork o sheeted-vein), incluyendo brechashidrotermales, los cuales proveen sitios para la depositacin de los metales (Burnham,

1979).

La depositacin de metales en forma de sulfuros (Cu, Mo, Pb, Zn, Ag, Bi, Sb), xidos (Fe,

Sn, W), fluorcarbonatos (REE) o metal nativo (Au), se produce por la desestabilizacin de

sus complejos inicos solubles en medios acuosos, ms comnmente complejos inicos

clorurados. La desestabilizacin es inducida por enfriamiento, reaccin con las rocas decaja en y alrededor de la cpula y, sobre todo, por la mezcla con aguas subterrneas

marginales. La precipitacin secuencial de metales origina la zonacin a escalas de

depsitos y de distritos. Los ejemplos incluyen: incremento hacia fuera en Mo/Cu yMo/Au e incremento hacia arriba de Au/Cu en muchos prfidos cuprferos ricos en Au

(Sillitoe, 1993) y concentracin de Zn-PbAg en la periferia de depsitos y distritos de Cu,

Mo, W y Sn.

Los estudios de inclusiones fluidas primarias en cuarzo y minerales asociados de depsitos

minerales asociados a granitoides revelan que la mayor parte de los metales han sido

introducidos como componentes de soluciones cloruradas ricas en Na-, K- y Ca- atemperaturas en el rango de 550-300C. Los fluidos ms diluidos y fros son generalmente

responsables solo de mineralizacin tarda y perifrica (Roedder, 1984). Los microanlisis

revelan que los lquidos hipersalinos contienen varios cientos a miles de ppm de metales demena (Heinrich et al., 1992; Bodnar, 1995). Adems, resultados recientes sealan que las

razones Au/Cu de las soluciones hipersalinas primarias de alta temperatura es idntica a la

razn Au/Cu en dos de los mayores depsitos de Cu-Au (Bajo La Alumbrera, Argentina y


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Grasberg, Indonesia). Esto indica que el contenido metlico global de estos depsitos est

controlado primariamente por la composicin del fluido magmtico aportado, el cual a su

vez probablemente est controlado por el proceso de cristalizacin de una cmaramagmtica subyacente (Ulrich et al., 1999). Las inclusiones fluidas muestran consistentes

evidencias para el atrapamiento simultneo de una solucin salina (salmuera) y una fasevapor coexistente. Los microanlisis identifican dos grupos de elementos concomportamiento geoqumico drsticamente diferente. El Na, K, Fe, Mn, Zn, Rb, Cs, Ag,

Sn, Pb, y Tl son particionados preferentemente en la fase lquida (probablemente como

complejos clorurados), mientras que el Cu, As, Au (probablemente como complejos HS) yB se particionan selectivamente en la fase vapor. Esto indica que la separacin de fases

fluidas probablemente es un proceso mayor, previamente subestimado, en la diferenciacin

qumica contribuyendo al extremo rango de enriquecimiento selectivo en sistemas

magmtico-hidrotermales, desde plutones profundos, a travs de estilo prfido y depsitosde greisen, hasta mineralizacin epitermal y fumarolas volcnicas (Heinrich et al.,1999).

Los estudios de istopos de oxgeno e hidrgeno confirman que los fluidos tempranosfueron derivados del magma. Evidencias recientes indican que tanto la alteracin potsica

como la flica pueden ser producidas simultneamente por fluidos de derivacin magmtica

cuyas composiciones difieren por la separacin de fases (liquido, vapor) y no siempre laalteracin flica corresponde a un evento sobreimpuesto relacionado a la mezcla de fluidos

magmticos y metericos. Aunque hay evidencias isotpicas (O y H) que indican que los

fluidos tardos en las partes ms someras y distales de depsitos o distritos muestran

evidencias de mezcla de componentes magmticos con hasta 50% de agua meterica(Taylor, 1979).

Tipos de Depsitos

La mayor parte de los depsitos metlicos generados a partir de fluidos magmticos pueden

ser asignados a seis tipos mayores, los cuales pueden ocurrir solos o en variascombinaciones. Los ms grandes, alcanzando a varios miles de millones de toneladas de

mineral, son los de tipo prfido, mientras que los menores son vetas, generalmente de

menos de 10 millones de toneladas. Skarn mayores, reemplazo de carbonatos, greisen ydepsitos hospedados por brechas son tpicamente de tamao intermedio.

Depsitos tipo Prfido: contienen principalmente Cu, Mo y/o Au, estn centrados enstocks de prfidos cilndricos, desde menos de 100 m hasta varios Km de dimetro, que

corresponden a apfisis porfricas sobre cpulas del techo de plutones granticos. Los

stocks son tpicamente multi-fase en carcter (varias intrusiones sucesivas), con las leyesmayores comnmente en las intrusiones porfricas ms tempranas y, en algunos depsitos,

tambin en las rocas de caja (Ej. El Teniente donde el >70 % de la mineralizacin de Cu-

Mo est en andesitas miocenas encajadoras). Prfidos con mineralizacin ms pobre

intruyen durante y despus de la alteracin e introduccin de metales principales(Gustafson y Hunt, 1975; Carten et al., 1988; Sillitoe, 1993). Mucho del metal en prfidos

se presenta en stockworks multidireccionales de venillas de cuarzo-sulfuros que acompaan

a alteracin potsico-silicatada tipificada por biotita post-magmtica y feldespato-K.


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Alteracin serictica, definida por cuarzo, sericita y pirita, comnmente se sobreimpone

sobre toda o parte de la zona potsica y en muchos casos produce la remocin parcial o

total de metales.

Depsitos de Skarn: se forman por la conversin de rocas carbonatadas a silicatos decalcio y magnesio con contenido de metales al lado o cerca de intrusivos granticos. Lasintrusiones pueden hospedar depsitos tipo prfidos o ser estriles. Las asociaciones de

silicatos de progrado, principalmente granate y piroxena en sistemas clcicos, son

normalmente deficientes en metales, mientras que las etapas retrgradas tardas introducenla mayor parte de los metales junto con asociaciones hidratadas conteniendo minerales

como actinolita, biotita, muscovita, clorita, talco y carbonatos (Einaudi et al., 1981). Todos

los metales concentrados por fluidos magmticos estn localizados por combinaciones de

litologas favorables y fallas. Consecuentemente son comnmente estratoligados, peroparcialmente tipo veta o controlados por fracturas.

Depsitos de Reemplazo de Carbonatos: Se generan donde rocas carbonatadasinteractan con fluidos magmticos diluidos, ms all del frente de skarn, y las calizas

huspedes o mrmoles son reemplazados directamente por sulfuros masivos o semi-

masivos. Depsitos de Sn y Zn-Pb-Ag son comunes en depsitos de reemplazo decarbonatos, los cuales pueden ocurrir como extensiones distales de cuerpos de skarn

(Einaudi et al., 1981). Mantos estratoligados interconectados con chimeneas subverticales

son configuraciones tpicas de los depsitos de reemplazo de carbonatos. Los intrusivos

fuentes normalmente no ocurren dentro de 500 m de los depsitos de reemplazo decarbonatos, aunque diques de prfidos usualmente ocupan las fallas controladoras de la

mineralizacin. Los depsitos aurferos del distrito Agua de la Falda (mina Agua de laFalda y depsito Jernimo) en la III Regin de Chile corresponderan a depsitos dereemplazo de carbonatos (Gale, 2000).

Depsitos de Greisen: contienen Sn, W (como wolframita) y a veces Mo, Bi o Be,acompaados de metales base paragenticamente tardos. La mineralizacin se presentadiseminada en rocas alteradas pervasivamente correspondientes a cpulas de intrusiones y

sus rocas de caja contiguas. Existe una relacin estrecha con sistemas de vetillas

dominadas por cuarzo en sistemas de stockwork o sheeted-vein. La alteracin de greisen secompone de cuarzo y mica blanca, acompaada de topacio, fluorita y/o turmalina. Los

Greisen tienen transiciones a prfidos, skarn y depsitos de reemplazo de carbonatos.

Vetas aurferas en batolitos jursicos en la Cordillera de la Costa de Chile central presentanasociaciones de minerales de tipo Greisen.

Cabe sealar, que muchos programas de exploracin por sondajes han perforado prospectoscon alteracin similar a greisen en la creencia que se trataba de una alteracin marginal de

prfidos de Cu o Mo. La mayora de estas perforaciones encontraron una delgada cubierta

con contenido anmalo de cobre sobre una roca intrusiva fresca a profundidad. Estas zonas

parecen originarse a partir de intrusivos de emplazamiento profundo que absorbieron(incorporaron) fluidos para producir una cubierta con intensa alteracin de cuarzo-

muscovita, a menudo con ortoclasa rosada. Esta alteracin se extiende unos 50 a 100 m

hacia el interior de los contactos de la roca intrusiva y las rocas de caja. Todos los


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minerales mficos en la zona alterada se transforman a muscovita y su contenido metlico

reaparece en la cubierta sobreyacente que puede contener hasta 5% de sulfuros como pirita

y calcopirita comnmente acompaadas de molibdenita, galena o esfalerita. Estos sistemasno presentan fluorita o topacio como los prfidos molibdenferos y no constituyen un

verdadero greisen con fluorita, topacio, scheelita y otros minerales caractersticos formadosa partir de fluidos que migran hacia fuera de un plutn. Ejemplos de este tipo de alteracinson frecuentes y ampliamente distribuidos (Catheart Mountain, Maine), pero no se conoce

depsitos de cobre econmicos formados por este proceso (Williams y Forrester, 1995).

Depsitos de Brechas: comnmente comprenden chimeneas de gran extensin verticalque se desarrollan tanto dentro de intrusivos o en las rocas de caja sobreyacentes. La

mayor parte de los minerales de mena, ya sea cementan la brecha o impregnan la matriz

constituida por roca molida. Las porciones marginales de chimeneas de brecha, adyacentesa zonas de fracturamiento laminado (sheeted) son los lugares favorables para la

concentracin de menas. Brechas cuprferas se presentan dentro de y alrededor de prfidos

cuprferos o independientes de estos, pero las brechas pueden contener uno o ms de otrosmetales contenidos (Sillitoe, 1985). Los depsitos de Ro Blanco y Los Bronces en la

Cordillera de Chile central son particularmente prdigos en cuerpos de brecha, de hecho en

Los Bronces (Disputada de Las Condes) se explota un complejo de brechas mineralizadascon matriz de turmalina.

Vetas: normalmente estn controladas por fallas de alto o moderado ngulo de manteo quecortan intrusivos y/o sus rocas de caja. Las vetas mayores pueden extenderse hasta variosKm en su corrida y 1 Km en profundidad por el manteo. Las vetas pueden estar

acompaadas de otros tipos de depsitos, pero las ms grandes se presentan solas.Histricamente las vetas de alta ley fueron la fuente principal de metales, tal como de Cu enel norte de Chile hasta principios de este siglo y Sn en Cornwall, Inglaterra, pero hoy su

importancia econmica es menor.

Depsitos de Metales Principales

Hierro

Chile posee grandes depsitos de hierro relacionados a intrusiones albianas, pero estos son

enanos al compararlos con las enormes formaciones de hierro bandeado como las Itabiritasde Brasil. Los depsitos ms grandes de hierro relacionados a intrusiones, consistentes

principalmente en magnetita, se pueden separar en dos grandes categoras posiblemente

transicionales: skarn ferrferos convencionales, como Marcona en Per y los cuerposhospedados por rocas gneas como Kirunavaara en Suecia o los depsitos magnetita-apatita

de la franja ferrfera chilena de la Cordillera de la Costa del Norte Chico. Desde hace

tiempo que existe una clsica controversia, no conclusiva, respecto al origen de los

depsitos de magnetita-apatito pobres en titanio como los existentes en Chile. Algunosautores (Ej. Nystrm and Henriquez, 1994, 1995) postulan que muchos de estos depsitos

se derivan por cristalizacin de magmas (magmas de mena), mientras otros sugieren que

ellos corresponden a reemplazo hidrotermal (Ej. Hirtzman et al., 1992; Bookstrom, 1995) y


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posiblemente se formaron a partir de fluidos que tuvieron poca o ninguna interaccin con

magmas (Barton and Johnson, 1996, Rhodes and Oreskes, 1999).

Las rocas gneas que contienen depsitos de magnetita-apatito tpicamente contienen

actinolita, con o sin piroxena, granate y escapolita y estn acompaadas por alteracin K-silicatada (dominada por biotita). La albitizacin se presenta en algunos distritos como unaalteracin profunda pre-mineralizacin (Hirtzman et al., 1992), tal como ocurre en

ambientes de tipo prfido cuprfero o de greisen.

Las rocas gneas que hospedan depsitos de hierro pueden continuar su evolucin

hidrotermal y, dada la disponibilidad de Cu y Au, sufrir adiciones paragenticamente

tardas de sulfuros de Cu y de Au (Ej. Candelaria, Chile) y ms all la transformacin de

asociaciones de alteracin K-silicatada con magnetita hacia sericitizacin dominada porhematita (Ej. Manto Verde). En realidad, la brecha rica en hematita del depsito de Cu-U-

Au-Ag de Olympic Dam se considera comnmente como un miembro extremo del clan de

yacimientos de xidos de Fe-Cu-Au (Hirtzman et al., 1992; Williams et al., 1995).

Cobre

Los depsitos de cobre estn dominados por aquellos de tipo prfido, siendo los ms

grandes del mundo los depsitos de Cu-Mo de El Teniente y Chuquicamata en Chile.

Chuquicamata debe su supremaca a la generacin de menas oxidadas y enriquecidas pormeteorizacin durante el Terciario medio. Otro gran prfido de Cu-Mo, como es Ro

Blanco Los Bronces en Chile, est dominado por un complejo de brechas que destruyerongran parte de una mineralizacin de tipo stockwork pre-existente (Serrano et al., 1996) ycorresponde a un ejemplo de prfidos cuprferos dominados por brechas en oposicin a los

dominados por venillas (Ej. Tosdal y Richards, 2001). El nico depsito de Cu relacionado

a granitoides que se aproxima en magnitud a los prfidos cuprferos es el de Olympic Dam

hospedado en brechas en el sur de Australia (Reeve et al., 1990). En realidad el depsitorelacionado a alteracin calco-silicatada y potsica-silicatada de Candelaria en Chile no

solo posee un tamao comparable al de un prfido cuprfero mediano (366 millones de ton

con 1,08 % Cu, 0,26 g/t Au y 4,5 g/t Ag; Ryan et al., 1995), sino que probablemente es undepsito genticamente intermedio entre los depsitos de Fe de magnetita-apatito y los

prfidos cuprferos clsicos (Ej. Marschik y Fonbont, 1996).

En Chile existen tambin depsitos estratoligados de Cu-(Ag) ("mantos chilenos")

hospedados en rocas volcnicas que, en general, son al menos un orden de magnitud ms

pequeos que los prfidos cuprferos, pero que constituyen la segunda fuente de cobre delpas. Aunque existe tambin una larga controversia respecto al origen de estos depsitos,

actualmente los datos disponibles permiten, en gran medida, ligar esta mineralizacin

cuprfera al emplazamiento de intrusivos en las secuencias volcnicas mesozoicas y la

fuente de los metales y azufre estara en las intrusiones. Recientemente Vivallo yHenriquez (1998) realizaron una comparacin geoqumica e isotpica entre los depsitos de

Cu estratoligados en rocas volcnicas y vetiformes en intrusivos del Jursico Medio a


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Superior en la Cordillera de la Costa de la regin de Antofagasta y postularon una gnesis

comn para ambos tipos de depsitos.

Varios skarns de Cu, notablemente Tintaya en Per y Ertsberg en Indonesia, son tambin

importantes econmicamente, aunque son al menos un orden de magnitud ms pequeosque los grandes prfidos cuprferos.

Molibdeno

Ms de la mitad del Mo en el mundo es producido cmo sub-producto de menas de

prfidos, cuprferos principalmente en Los Andes y en el oeste de Norte Amrica. La

mayor parte del Mo restante viene de prfidos molibdenferos, principalmente Hendersonen Colorado, USA, el cual est hospedado por un prfido rioltico de alta-slice y el

depsito de baja ley de Endako en British Columbia, Canad, hospedado por una

monzonita cuarcfera.

Zinc y Plomo

Los depsitos mayores relacionados a intrusivos de Zn-Pb-(Ag) son ya sea skarns clcicos,

como Kamioka en Japn o depsitos de tipo manto-chimenea de reemplazo de carbonatos

como Santa Eulalia en Mxico. En ambos tipos de depsitos las menas se formaron enposicin distal respecto a intrusivos flsicos de Tipo I, comnmente asociados a diques y

presentan enriquecimiento proximal de cobre. Sin embargo, estos depsitos son superadosen volumen por los depsitos sedimentarios exhalativos de Zn-Pb-(Ag) (Sedex) norelacionados directamente a intrusivos (Ej. mina Aguilar en Argentina). En Chile la nica

mina productora de Zn es El Toqui en la Regin de Aysn, este depsito corresponde a un

skarn clcico desarrollado en una secuencia sedimentaria calcrea del Cretcico Inferior.

Plata

La mayor parte de la produccin mundial de Ag es sub-producto de la explotacin de

depsitos epitermales de Au y depsitos de tipo sedex de Zn-Pb. Depsitos de Ag grandes

relacionados a granitos son raros y en la actualidad solo se explota Candelaria en Nevada,USA. Candelaria es un depsito diseminado y stockwork de gran tonelaje hospedado por

rocas sedimentarias localizado en posicin distal respecto a un pluton inferido en

profundidad (Thompson et al., 1995).

Las menas supergenas oxidadas y zonas enriquecidas de depsitos de tipo veta, muchos en

secuencias volcano-sedimentarias con calizas en sectores vecinos a intrusivos granticos o

granodiorticos, se explotaron en Chile en el siglo pasado; el ms grande fue Chaarcilloque corresponde a un sistema de vetas mesotermales en rocas calcreas neocomianas.


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Tungsteno

La dramtica cada del precio del W en la dcada de 1980 produjo el cierre de la mayorparte de las minas de W del mundo occidental. Los depsitos ms grandes son sistemas de

vetas bordeados por greisen dominados por wolframita y skarn clcicos con scheelita. Losdepsitos mayores de skarn de W (y greisen asociados) estn en Shizhuyuan en la provinciade Hunan en China (Mao et al., 1995). Ms de un 75% del W minado en el mundo

proviene de depsitos de tipo veta bordeados por greisen, notablemente Xihuashan,

asociado con granitos de Tipo S en la provincia de Jiangxi, China (Wu y Mei, 1982). Sinembargo, el sistema de vetas greisen de bajo manteo en Panesqueira, Portugal y el skarn

Lermontow y depsitos greisen asociados en el oriente lejano de Rusia son tambin

productores en la actualidad.

Estao

Desde el colapso del precio del Sn en 1986 solo la explotacin de depsitos de alta ley deSn ha sido econmicamente viable, adems de depsitos profundamente meteorizados de

placeres eluviales, aluviales y marinos de Sn. Los depsitos de gran volumen y baja ley de

tipo greisen y stockwork han cesado casi completamente su produccin, aunque lameteorizacin de tales depsitos origina los depsitos aluviales mayores y saprolitos con

Sn-(Ta-Nb) en Pitinga, Brasil (Horbe et al., 1991).

Actualmente, los mayores depsitos son de tipo veta (San Rafael, Per) y de reemplazo decarbonatos (Dachang, provincia de Guangxi y Gejiu, provincia de Yunan, China; Renison

Bell en Tasmania, Australia), formada en asociacin con granitos peraluminosos ya sea deTipo S o I. Sin embargo, los depsitos mayores de Sn fueron los stockwork y sistemas devetas en prfido latticos sub-volcnicos de Tipo S en Llallagua, Bolivia (prfidos

estanferos; Sillitoe, et al., 1975), los cuales son explotados solo en pequea escala

actualmente por cooperativas mineras locales. Vetas de Zn-Pb-Ag se presentan tpicamente

en un halo externo a los prfidos de Sn.

Metales Raros

Los metales raros, Ta, Nb, Bi, Be, Zr, Ga, REE, (Sn) estn presentes en minerales

magmticos formados como parte de la secuencia de cristalizacin (en oposicin a

introduccin hidrotermal) en algunos granitos de albita de Tipo S con topacio y mica de Liy en pegmatitas granticas. Pegmatitas gigantes Precmbricas en Greenbushes, Australia

occidental y Tanko, Manitoba, Canad proveen gran parte del Li del mundo y una buen

proporcin de Ta (Pollard, 1995).

Uranio

Depsitos vetiformes de U, notablemente los del distrito Aue-Oberschlema, Alemania, sonfrecuentes en y alrededor de granitos fraccionados. Sin embargo, ellos usualmente se

forman despus que la exsolucin de fluidos magmticos ha cesado, debido a la alta


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movilidad hidrotermal del U6+ aun en aguas subterrneas de baja temperatura (Lehmann,

1993).

El nico depsito mayor de U relacionado a intrusin en produccin es Rssling en

Namibia, el que comprende una fina diseminacin principalmente de uraninita en unapegmatita de alaskita de Tipo S. La alaskita se supone que es el producto de la fusinanatctica de basamento gneissico (Berning, 1986). Sin embargo, el recurso de U ms

grande del mundo es el contenido de petchblenda como sub-producto en el depsito

Olympic Dam, en Australia.

Oro

La mayor parte de los depsitos mayores de Au relacionados a intrusin son de tipo prfido(Sillitoe, 1991) e incluyen ejemplos exclusivamente de Au como Refugio, Chile, adems de

aquellos en los que el cobre explotable es un componente menor (Cadia Hill, NSW,

Australia; Boddington, Australia occidental) o un componente mayor (Grasberg,Indonesia). En Boddington una laterita aurfera, producida por intemperizacin fanerozoica

de mineralizacin de tipo prfido se explota en la actualidad (Symons et al., 1990).

Adicionalmente, hay ejemplos nicos de depsitos de oro mayores: uno de reemplazo de

carbonatos en Telfer, Australia occidental (Goellnicht et al., 1989); un stockwork

hospedado en rocas sedimentarias con mineralizacin epitermal de oro en Porgera, Papua

Nueva Guinea (Richards y Kerich, 1993) y un depsito de oro en sheeted-vein enVasilkovskoye, Kazakhstan.

Los depsitos de prfido, junto con Telfer y Porgera, estn todos relacionados conintrusivos de Tipo I oxidados ya sea de afinidad calcoalcalina o alcalina. Otros depsitosimportantes, pero ms pequeos relacionados a intrusivos que tambin pueden asignarse a

la categora oxidada de Tipo I son el depsito hospedado en brecha de Kingston en

Queensland, Australia asociado a un prfido con mineralizacin de Mo y el stockworkaurfero con F- y Te del depsito Zortman-Landusky, Montana, USA, en una sienita

porfrica.

En marcado contraste el depsito de oro de Vasilkovskoye junto con otros sheeted veins de

cuarzo y depsitos en stockwork, caracterizados por alteracin K-silicicatada y serictica,

en Mokrsko en la repblica Checa, Fort Knox en Alaska, USA y Omai en Guyana parecenasociarse con intrusivos calcoalcalinos o alcalinos Tipo I ms reducidos (Ej. Thompson etal., 1995; Crepeau et al., 1996). Como consecuencia aparente estos depsitos contienen W

(como scheelita), Bi, As y/o Sb en vez de Cu, Zn y/o Pb. Intrusivos moderadamentereducidos de Tipo I estn tambin relacionados a skarns de Au (-As-Bi-Te), tales como

Fortitude en Nevada, USA (Meinert, 1993).

La mayora de estos depsitos metlicos estn ligados a rangos relativamente restringidosde composiciones de intrusivos, con la obvia excepcin del Au. El Au parece adoptar ya

sea una asociacin calcfila (Cu, Mo, Ag, Zn, Pb) o litfila (W, Mo, Bi) y constituye


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depsitos mayores en o alrededor de intrusiones que varan entre riolitas calcoalcalinas a

basaltos-gabros alcalinos y que pueden poseer variados estados de redox.

Factores determinantes de la metalognesis andinaLa revisin anterior de Sillitoe (1996) permite visualizar claramente porque en Los Andes

chilenos tenemos una mineralizacin principalmente de metales calcfilos Cu, Mo, Ag, Au,

Zn, Pb. Estos son metales que se asocian tpicamente a magmas calcoalcalinos o alcalinosy oxidados derivados de una fuente gnea mfica subcortical (granitoides de Tipo I o de la

Serie de Magnetita). Este es el tipo de magmas lejos dominante en arcos magmticos

cordilleranos como son Los Andes donde se originan por fusin parcial de materiales

mficos de la cua de manto astenosfrico sobre la placa en subduccin (James et al., 1975;Dostal et al., 1977; Hawkesworth, et al., 1979; Pearce, 1983; Harmon et al., 1984; Thorpe

et al., 1984). La fusin parcial del manto es inducida por el flujo de fluidos derivados de la

deshidratacin de la placa ocenica en subduccin (y un grado bajo de fusin parcial de lamisma) hacia las rocas astenosfricas sometidas a altas presiones y temperaturas. Solo en

posiciones de trs-arco donde se producen fajas de rocas plegadas y fallamiento inverso

existen condiciones para la fusin de corteza y se generan granitoides peraluminosos conmineralizacin de Sn (W) como en Bolivia y sureste del Per.

Una caracterstica distintiva de magmas granticos generados en zonas de subduccin es

que ellas contienen varios % de agua desde etapas tempranas de su desarrollo (Burnhamy Ohmoto, 1980; Burnham, 1981; Ishihara, 1985; Whitney, 1988). El agua aumenta

significativamente la solubilidad de compuestos metlicos en magmas en comparacin conmagmas secos de la misma composicin. Burnham (1981) destac que esta esprobablemente la razn porqu muchos depsitos metlicos estn asociados a granitoides

en cadenas orognicas formadas en mrgenes convergentes como Los Andes.

Burnham (1979, 1981) mostr que el contenido de H2O en magmas flsicos esdeterminante de la capacidad de magmas flsicos para generar depsitos hidrotermales.

Los magmas que contienen menos de 2 % en peso de H2O son relativamente ineficientes

para concentrar metales y azufre en sus rocas fuentes (manto) y para liberar unasignificativa fase acuosa en el lugar de emplazamiento para producir procesos

hidrotermales. Por el contrario, magmas que tengan 3 a 4 % en peso de H2O en el manto, o

6 % en peso H2O en la corteza inferior, son incapaces de alcanzar niveles epizonales (pocoprofundos) de la corteza antes de cristalizar completamente. Esto significa que el rango de

% en peso de H2O ptimo es muy restringido para poder generar depsitos hidrotermales

mayores (cualquier magma hidratado puede producir alguna actividad hidrotermal, peropara producir depsitos mayores es esencial contar con el contenido ptimo de agua). Esta

probablemente es la razn porque los depsitos mayores son caractersticas anmalas a

pesar de la asociacin comn de metales con granitoides en ambientes cordilleranos

(Burnham, 1981).

El porcentaje de agua en el magma fue tambin utilizado por Gustafson (1979) para

explicar la formacin de prfidos cuprferos, haciendo hincapi, adems, en el rol del CO2,


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el que ciertamente tiene (junto con otros voltiles magmticos) un rol en la gnesis de

mineralizacin. La formacin de depsitos minerales asociados a magmatismo requiere

que se produzca la separacin de una fase fluida a partir del magma y la solubilidad delagua en magmas depende poco de la temperatura, pero mucho de la presin, disminuyendo

drsticamente a presiones


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Conclusiones Respecto a la relacin entre granitos y mineralizacin (de Sillitoe, 1996)

Esta revisin demuestra que un amplio espectro de depsitos metlicos es producto directode la concentracin de metales durante el fraccionamiento magmtico y los procesos

hidrotermales subsecuentes. La qumica magmtica y consecuentemente el marcotectnico y la fuente del magma determinan el amplio recurso metlico, pero no aseguranla formacin de depsitos, con la excepcin de depsitos metlicos formados directamente

por cristalizacin magmtica. Los procesos fsico-qumicos que ocurren a partir de la

exsolucin y evolucin de fluidos magmticos controlan la formacin de menas, y sobretodo el tamao y contenido metlico de los depsitos resultantes. La separacin temprana

de grandes volmenes de fluido magmtico a partir de magmas ricos en Cl emplazados a

poca profundidad parece favorecer la eficiencia de la gnesis mineral.

Depsitos relacionados a granitos incluyen a los ejemplos mayores en el mundo de Cu, Mo,

Au, W, Sn, Ta y U adems de una variedad de esos y otros metales. Los depsitos varan

en edad entre el Arcaico y el Cenozoico con mayor abundancia de los ltimos.

TRABAJOS E INTERPRETACIONES METALOGNICAS PREVIAS DE LOSANDES

El antiguo concepto del Geosinclinal Andino y del ciclo geotectnico, basados en la teora

geosinclinal para el origen de las cadenas montaosas influenci fuertemente las primerasinterpretaciones de la metalognesis andina. Consecuentemente, en ellas se intent ubicar

la mineralizacin metlica dentro de etapas de ciclos geotectnicos clsicos ms que buscaruna causal gentica primaria de la misma (Stoll, 1964, 1965). Por otra parte, no ha habidoun criterio uniforme para la definicin de las unidades metalognicas bsicas (espaciales y

temporales), de modo que en los distintos trabajos se han separado provincias y pocas

metalognicas que no son equivalentes o comparables entre s. As, por ejemplo, el trabajo

pionero de Ruiz y Ericksen (1962) present una clasificacin gentico-paragentica de losyacimientos de Chile y discuti su distribucin espacial, identificando seis reas con

mineralizacin caracterizada por un metal individual o una determinada asociacin de

metales; stas reas incluan depsitos poliparagenticos y fueron denominadas provinciasmetalognicas de cobre, hierro, oro, plomo-zinc-cobre, plata y manganeso

respectivamente.

El enfoque en el trabajo posterior de Ruiz et al. (1965) fue bastante diferente, ya que se

incluy el norte de Chile en una Provincia Metalognica del Geosinclinal Andino

(polimetlica y poliparagentica) y se distingui en ella, una serie de sub-provincias, franjaso lineamientos monoparagenticos de depsitos metalferos. Ruiz et al. (1965) no

determinaron pocas metalognicas propiamente tales, pero le asignaron edades a la

mineralizacin metlica principal por asociacin con etapas de la evolucin del

Geosinclinal Andino.

Por su parte, Stoll (1964, 1965) distingui, en Chile, una sola provincia metalognica a la

que denomin Faja Cuprfera Chilena (Chilean Copper Belt), en la cual predomina la


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mineralizacin de cobre, pero es de carcter polimetlico y poliparagentico (en este

sentido, comparable a la Provincia Metalognica del Geosinclinal Andino de Ruiz et al.,

1965). Stoll asign la mineralizacin chilena al lapso del Jursico al Eoceno, pero sealque la ms importante seraLarmica (Cretcico Superior - Paleoceno).

Petersen (1970), a pesar de titular su trabajo Provincias Metalognicas en Sudamrica,no defini provincias metalognicas propiamente tales, sino que discuti la distribucin

espacial de los yacimientos de los distintos elementos metlicos a nivel continental. Este

autor tampoco discuti mayormente la edad de los depsitos (que en la poca era pococonocida) y su principal contribucin fue la de describir una zonacin de yacimientos enfranjas longitudinales, que llegara a considerarse tpica en los Andes Centrales. Esta

zonacin consiste en la presencia de una franja de hierro adyacente a la costa, seguida por

una franja cuprfera tierra adentro, una franja central de plomo-zinc y, finalmente, unafranja oriental de estao. La no persistencia, a lo largo de toda la cadena andina, de la

zonacin-tipo transversal fue atribuida por Petersen al efecto del nivel de erosin alcanzado

en distintos sectores a lo largo de esta cadena montaosa y el contenido metlico de losfluidos hidrotermales se supuso determinado por la cantidad de metales en forma de

elementos traza en las rocas de caja.

El advenimiento de la tectnica de placas derrib la mayor parte de los conceptos

geotectnicos y metalognicos desarrollados bajo la perspectiva geosinclinal y condujo a la

bsqueda de explicaciones alternativas para la zonacin regional de yacimientos andinos

descrita por Petersen (1970) y a relacionarla directamente con los procesos de subduccin aprofundidad en una hiptesis dinmica que unificara magmatismo y metalognesis (Sillitoe,

1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972). Producto de ello surgi el popular conceptometalognico del Geostill, hiptesis que sugera que la corteza ocenica en subduccin,con su cubierta de sedimentos metalferos, sufra fusin parcial y generaba magmas

calcoalcalinos con contenidos metlicos y fluidos que ascendan, dando origen tanto a las

rocas gneas intermedias huspedes, como los depsitos hidrotermales asociados tpicos de

terrenos cordilleranos (una especie de destilacin fraccionada). El concepto Geostillderiva esencialmente de los trabajos de Sillitoe (1972, 1972b) y supone la extraccin

selectiva de distintos metales de la corteza ocenica y de sedimentos metalferos saturados

en agua de mar, debido a fusin parcial por el aumento progresivo de presin y temperaturadurante la subduccin. La extraccin selectiva de los metales a distintas profundidades

durante la subduccin explicaba la zonacin-tipo transversal de metales en Los Andes

(Sillitoe, 1972; Sawkins, 1972; Guild, 1972).

A partir del Geostill se elaboraron otros modelos que utilizan el mismo concepto general,

pero hacen nfasis en la liberacin a diferentes profundidades en la zona de subduccin deciertos elementos que seran relevantes para la mineralizacin relacionada a arcos

magmticos en zonas de convergencia, tales como halgenos (Cl, F; Michell y Garson,

1972) o de H2S (Oyarzn y Frutos, 1974).

Estudios posteriores mostraron que el Geostill no es ms que una sobre-simplificacin de

procesos metalognicos bastante ms complejos (Ej. Burnham, 1981). En efecto, los

depsitos metlicos que definen la zonacin metlica transversal a la cadena andina son


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significativamente diacrnicos y la supuesta zonacin-tipo observada en el sur del Per, no

se mantiene en otros sectores de los Andes, lo cual no puede ser atribuido exclusivamente

al rol de la erosin. Adems, la evolucin de las ideas respecto al origen de los magmas enlas zonas de subduccin, que sealan al manto litosfrico como su fuente principal en zonas

de convergencia de placas y no en la placa ocenica subductada, adems de consideracionesfsico-qumicas respecto al rol de los fluidos en condiciones magmticas (Burnham, 1979,1981), hicieron que el popular concepto Geostill dejara de considerarse vlido para los

Andes Centrales (Zentilli, 1975; Clark et al., 1976).

Zentilli (1974, 1975) realiz un estudio metalognico de la Regin de Atacama (26-29S),

donde comprob que los yacimientos metalferos se distribuyen en franjas longitudinales a

las que denomin subprovincias metalognicas; a estas ltimas les dio una connotacin

cronolgica apoyndose a un conjunto de dataciones radiomtricas K-Ar. De oeste hacia eleste stas son:

Subprovincia metalognica jursica: que incluye vetas de cobre en plutones ydepsitos estratoligados de cobre en lavas.

Subprovincia metalognica cretcica: que incluye vetas de cobre, hierro, apatita, oro,plata y manganeso, as como skarn cuprferos, yacimientos mayores de hierro y

depsitos estratoligados de manganeso, cobre, plata y hierro.

Subprovincia metalognica paleocena: que incluye vetas de oro, plata y cobre, ascomo chimeneas de brechas cuprferas.

Subprovincia metalognica del Eoceno Superior-Oligoceno Inferior: que incluyedepsitos mayores de tipo prfido cuprfero.

Subprovincia metalognica y centros negenos: que incluye mineralizacin de oro-plata-cobre y depsitos de azufre nativo.

Este autor destac, adems, la importancia de los procesos suprgenos de enriquecimiento,

los cuales asign al Eoceno-Oligoceno (?) y seal que podran ser considerados como unapoca metalognica suprgena. Entre sus conclusiones ms importantes indic que lazonacin mineral observada no coincide con la zonacin tipo descrita por Petersen (1970),

existiendo en el segmento andino estudiado una especializacin recurrente demineralizacin cuprfera, que no puede ser explicada satisfactoriamente por el nivel de

erosin alcanzando o por procesos de destilacin selectiva, relacionados con la subduccin

de litosfera ocenica bajo el margen continental Sudamericano. Por lo tanto, consider que

la zonacin mineral en subprovincias metalognicas, paralelas a la costa, refleja laevolucin magmtica, tectnica y geomorfolgica de la regin, caracterizada por la

existencia de arcos volcano-plutnicos longitudinales relacionados con la subduccin decorteza ocenica bajo el borde continental sudamericano, los que migraron,sistemticamente, hacia el este desde comienzos del Mesozoico hasta el Plioceno.

Ericksen (1975, 1976) defini una Provincia Metalognica Andina, la cual incluye a todaesta cadena montaosa y distingui en ella cinco subprovincias longitudinales de hierro,

cobre, polimetlica de metales base y plata, estao y oro. La distribucin de estas

subprovincias coincide esencialmente con la zonacin mineral descrita por Petersen (1970).


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Este autor destac la relacin espacial y gentica de los yacimientos con plutones,

intrusiones subvolcnicas y volcanitas de carcter calco-alcalino, lo que consider

indicativo de una zona de subduccin activa al menos desde el Trisico. La decrecienteedad de oeste a este que muestran las rocas gneas y yacimientos metlicos desde inicios

del mesozoico, la atribuy ya sea a la lenta migracin de la zona de subduccin hacia eleste, a la generacin cada vez ms profunda de los magmas, a una disminucin delngulo de subduccin o a una combinacin de estas posibilidades.

Sillitoe (1976) distingui en los Andes Centrales, cinco Franjas Metalognicaslongitudinales, las que de oeste a este, corresponden a la de Fe, Cu (Mo-Au), Cu-Pb-Zn,

Ag, Cu-Fe y Sn (W-Ag-Bi). Este mismo autor indic que las referidas franjas terminan o

cambian sus caractersticas en lmites tectnicos transversales de acuerdo con la

segmentacin tectnica descrita en Sillitoe (1974). La distribucin de los yacimientos enfranjas la atribuy a que la liberacin de las distintas combinaciones de metales ocurri

progresivamente a mayor profundidad, en una zona de subduccin estable de bajo

ngulo.

Oyarzn (1985a, b), en una extensa revisin de la geologa y metalognesis andina,

distingue en los Andes, cuatro Provincias Metalognicas: Fe (P), Cu (Mo-Au), Cu-Pb-Zn-Ag y Sn (W-Ag-Bi), las cuales son, esencialmente, las mismas que Sillitoe (1976)

denominara Franjas Metalognicas. Oyarzn (1985b) destac el hecho que una parte

importante de la mineralizacin andina est directamente relacionada con magmatismo

calcoalcalino asociado a la subduccin de corteza ocenica bajo el borde del continentesudamericano. La zonacin metlica transversal de los Andes la explic en trminos de

condiciones de oxidacin de los magmas calcoalcalinos y de la consecuente distribucinregional de elementos aninicos. Este autor asign tambin un rol a la evolucinpaleogeogrfica para explicar la mineralizacin de Pb, Zn, y Ag, as como el reciclaje de

materiales gneos, el cual sera responsable de la maduracin metalognica de la cadena

que habra culminado en el Terciario, entendiendo por esto ltimo etapas mltiples de

concentracin o reconcentracin de elementos metlicos en la corteza, siguiendo las ideasde Routhier (1980; concepto de herencia metalognica).

Frutos y Pincheira (1985) sealaron que la metalognesis andina fue controlada por elemplazamiento relativo de la cuenca geosinclinal y la consiguiente actividad magmtica

asociada, vinculando la mineralizacin cuprfera con facies eugeosinclinales y la

polimetlica, con ambientes miogeosinclinales. Estas hiptesis reflejan una fuerteinfluencia de la teora geosinclinal ya en desuso y ya fueron impugnadas por Zentilli

(1975). Adems, Frutos y Pincheira (1985) mencionaron la existencia de dos tipos de

zonacin metlica en Los Andes, una transversal resultante del grado de evolucin de la

cadena, el grosor cortical y la profundidad de generacin de los magmas y una

longitudinal, la cual reflejara el grado de evolucin geolgica de la cadena y la herencia

metalognica de cada sector.

Ruiz y Peebles (1988), en un trabajo enfocado, esencialmente, en la descripcin de los

principales yacimientos metalferos chilenos, mantuvieron la separacin de provincias

metalognicas presentada en Ruiz et al. (1965).


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En la carta metalognica de la Regin de Antofagasta (Boric, et al., 1990) se presenta una

subdivisin en 3 franjas metalognicas coincidentes con las unidades geomorfolgicasprincipales de la regin. Distinguen el desarrollo de sucesivos arcos magmticos desde el

Jursico, los que migraron sistemticamente hacia el continente (hacia el este) en forma desaltos precedidos por etapas de deformacin compresiva. Los depsitos metalferosmayores de Antofagasta se formaron en tres Epocas Metalognicas, siendo la ms relevante

la del Eoceno Superior - Oligoceno, durante la cual se formaron los yacimientos mayores,

de tipo prfido cuprfero (Chuquicamata, La Escondida, Collahuasi, etc.) a lo largo de laCordillera de Domeyko. Le siguen en importancia la del Jursico Superior, durante la cual

se originaron los numerosos depsitos estratoligados y vetiformes de cobre en la Cordillera

de La Costa y la del Paleoceno, en la que se formaron importantes depsitos epitermales de

plata y oro, as como prfidos cuprferos y chimeneas de brecha cuprferas.

Boric et al. (1990) destacaron entre las caractersticas metalognicas de la Regin de

Antofagasta, la marcada especializacin y recurrencia de la mineralizacin cuprfera endistintas pocas y franjas metalognicas. Esta recurrencia de mineralizacin cuprfera se

atribuye en primer trmino a la repeticin de condiciones geotectnicas de generacin

magmtica en la zona de subduccin y luego controlada por los procesos asociados a lasetapas finales del magmatismo flsico en las condiciones geolgicas especficas de cada

arco magmtico.

La revisin anterior muestra claramente que existe gran disparidad de criterios utilizadospor los diversos autores en sus enfoques metalognicos de Los Andes Chilenos, por lo que

el intento de establecer comparaciones o equivalencias entre las distintas unidadesmetalognicas definidas es ftil. Sin embargo, se observa claramente una evolucin de losmodelos metalognicos desde aquellos que relacionaban dogmticamente la mineralizacin

metlica andina a etapas de ciclos orognicos de un geosinclinal, hasta modelos dinmicos

que consideran que la mineralizacin est ntimamente ligada en su origen al magmatismo

asociado con la convergencia activa de placas litosfricas en Los Andes Chilenos.

SINTESIS GEOLOGICA LOS ANDES DEL NORTE DE CHILE

Las caractersticas geolgicas de Los Andes del norte de Chile fueron determinadas por elmarco tectnico de margen continental activo instaurado desde comienzos del Mesozoico.

Se destaca el desarrollo durante el Mesozoico y Cenozoico de arcos magmticos volcanico-

plutnicos, los que migraron sistemticamente en tiempo y espacio hacia el interiorcontinental (hacia el este). La migracin del frente magmtico ocurri en forma de saltos

discretos siguiendo eventos de deformacin compresiva de la corteza continental, de modo

que la deformacin tectnica tambin migr en el tiempo hacia el interior del continente

(Boric et al., 1990). Los eventos deformativos a su vez son correlacionables con etapasmayores de reestructuracin del sistema de placas (Herv et al., 1987). En la evolucin

geolgica andina se reconocen dos perodos principales: 1) desde el Jursico hasta el

Cretcico Superior cuando existi un arco magmtico flanqueado por el oriente por una


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cuenca de trs-arco y 2) a partir del Cretcico Superior en que se desarrollaron arcos

magmticos sin desarrollo de cuencas y localmente flanqueados por el oriente por fajas de

rocas plegadas y falladas.

El basamento sobre el que se construy la cadena andina del norte de Chile correspondeprincipalmente a un prisma de acrecin formado durante el Paleozoico Superior a TrisicoInferior en el borde del supercontinente de Gondwana y un arco magmtico, ambos ligados

a subduccin (Mpodozis y Ramos, 1990). Aun cuando existen rocas del basamento ligadas

genticamente un arco magmtico y existen ejemplos de prfidos cuprferos paleozoicos enArgentina (Sillitoe, 1977) y prfidos cuprferos del Prmico Trisico en el norte de Chile

(ver ms adelante), en general las rocas del basamento pre-andino en general presentan

limitada mineralizacin metlica y de poco valor econmico. Esto quizs podra atribuirse

a un nivel de erosin relativamente profundo (no preservacin de los depsitos) ms que ala ausencia de procesos mineralizadores significativos en el Paleozoico Superior, aunque

existen evidencias de preservacin de niveles altos de algunos sistemas que sugieren ms

bien que la erosin juega un rol metalognico secundario.

El Trisico Medio a Superior representa una etapa de transicin entre la paleogeografa

imperante en el Paleozoico Superior Trisico Inferior y la que dominara a partir delJursico. La paleogeografa de este perodo de transicin se relaciona al desarrollo de una

serie de cuencas aisladas o grabens limitados por fallas normales; estas estructuras estaran

ligadas al amplio tectonismo extensional que precedi la ruptura del supercontinente de

Gondwana. En las cuencas trisicas existen depsitos clsticos continentales (Fms. LaTernera, San Felix, Las Breas) depsitos sedimentarios marinos en la Cordillera de la Costa

y Cordillera de Domeyko (Fm. Cifuncho y Estratos del Cerro Minado) y rocas volcnicasandesticas y baslticas (Estratos de Cerro Guanaco).

En la zona correspondiente a la Cordillera de la Costa del norte de Chile durante el Jursico

y Cretcico Inferior se estableci un arco magmtico el que se caracteriz por la efusin de

una potente secuencia volcnica calco-alcalina a calco-alcalina rica en potasio (Rogers yHawkesworth, 1989) con etapas iniciales de afinidades toleticas (Pichowiak et al., 1989) y

extensos batolitos diorticos a granodiorticos y muchos plutones menores de naturaleza

calco-alcalina (Marinovic et al., 1995). El basamento de este arco est compuesto por rocasmetasedimentarias del Devnico a Carbonfero, rocas intrusivas granticas del Carbonfero

a Trisico (Boric et al., 1990) y en menor proporcin por rocas metamrficas

probablemente del Cmbrico, como las presentes en la pennsula de Mejillones (Daz et al.,1985; Damm et al., 1986). La pila volcnica relacionada al arco del Jursico a Cretcico

Inferior (6.800 a >7.000 m de potencia) est compuesta por andesitas baslticas, basaltos,

andesitas y dacitas representadas bsicamente por las formaciones La Negra y Aeropuertoen la II Regin, formacin Bandurrias en la III Regin y formaciones Arqueros y Quebrada

Marquesa en la IV Regiones. Estas rocas volcnicas tpicamente muestran alteracin

regional caracterizada por cantidades variables de minerales secundarios tales como:

epidota, clorita, calcita, cuarzo, zeolitas, albita, sericita, prehnita, pumpellita y actinolita.Estos minerales de alteracin se concentran en las porciones fracturadas, brechosas y

amigdaloidales de los flujos de lava y rocas piroclsticas asociadas, pero sus texturas

primarias y estructura se preservan. Esta alteracin regional de las rocas volcnicas del


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Jursico a Cretcico Inferior ha sido interpretada como un metamorfsmo de bajo grado

(Losert, 1973, Palacios, 1977) y atribuido a metamorfsmo de carga (facies zeolita a

esquistos verdes) en Chile central (Levi, 1970, Aguirre et al., 1978, Levi et al., 1989) y enPer occidental (Offler et al., 1980), aunque el mismo fenmeno tambin se puede atribuir

al emplazamiento de extensos batolitos y liberacin de fluidos dentro de la pila volcnica(Losert, 1974).

La mayor parte de las volcanitas jursicas y neocomianas fueron eruptadas en condiciones

subareas, pero intercalaciones sedimentarias marinas y localmente pillow lavas indican unambiente de depositacin ms o menos a nivel del mar, por lo que la extrusin de las

volcanitas debe haber sido acompaada de una considerable subsidencia, probablemente

relacionada a un marco tectnico extensional de todo el sistema de arco al menos durante el

Jursico (Grocott et al., 1994; Dallmeyer et al., 1996). Las determinaciones de edadesradiomtricas indican que en el perodo comprendido de 200 a 110 Ma enormes batolitos

costeros intruyeron la potente secuencia volcnica del Jursico a Cretcico Inferior.

Dallmeyer et al. (1996) basado en dataciones40

Ar/39

Ar de plutones y enjambres de diquespostul episodios alternados de plutonismo y volcanismo. El mismo autor concibi un

modelo de arco magmtico en extensin en cual los batolitos se habran emplazado por

acumulacin de magma dentro de rampas en sistemas de fallas extensionales dentro delarco durante perodos de distensin y habra volcanismo dominante durante los perodos

con menor distensin dentro del arco. Muchos stocks pequeos, enjambres de diques y

sills de diorita o gabro intruyen las volcanitas del Jursico y a los batolitos costeros,

algunos de estos han sido interpretados como alimentadores del volcanismo relacionado alarco (Espinoza y Palacios, 1982).

El desarrollo del arco magmtico del Jursico a Cretcico Inferior fue acompaado por eldesarrollo de una cuenca de trs-arco (Cuenca de Tarapac; Mpodozis y Ramos, 1990).

Las secuencias de trs-arco estn preservadas como una faja de rocas sedimentarias marinas

y continentales expuestas 70 a 110 Km al este del arco en la II Regin (Reutter y Scheuber,

1988), extendindose hacia el sur por la porcin media de Chile y engranando con las rocasvolcnicas hacia el occidente (Ej. engrane entre Formacin Bandurrias y el Grupo

Chaarcillo). La cuenca de trs-arco tiene esencialmente depsitos sedimentarios al norte

de los 27 Lat. S. (Cuenca de Tarapac). En contraste al sur de los 27 Lat. S y al menoshasta los 35 Lat. S existen extensos depsitos volcnicos andesticos y baslticos del

Cretcico dentro de la cuenca con algunas intercalaciones sedimentarias. Estos depsitos

se han interpretado como el resultado de la evolucin de la cuenca de trs-arco hacia unacuenca marginal ensalica o abortada en el sentido que se desarroll sobre corteza

continental estirada y adelgazada, pero no alcanz a desarrollar corteza ocenica. Las rocas

volcnicas de esta cuenca marginal ensilica se interdigitan hacia el este con una estrechaplataforma de rocas carbonatadas y sedimentarias (Plataforma de Aconcagua). Una

situacin similar existe en Per Central donde la formacin Puente de Piedra del Cretcico

fue interpretada por Atherton et al. (1983) como una cuenca margina ensilica, en base a su

litologa y petroqumica. Lo anterior implica que si bien en Los Andes Centrales durante elJursico y Cretcico Inferior se mantuvo un esquema general de par arco magmtico

cuenca de tras arco exista una segmentacin tectnica que se refleja mayormente en la

naturaleza de los depsitos de la cuenca de trs-arco.


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La contraccin y emersin del sistema de cuenca de trs-arco ocurri desde el Albiano a

Santoniano como resultado de las etapas de deformacin compresiva Mochica y Peruana

que afectaron masivamente a todos los Andes (Megard, 1987; Coira et al., 1982; Mpodozisy Ramos, 1990). Las deformaciones compresivas del Cretcico Medio y Superior

introdujeron cambios mayores a la paleogeografa del norte de Chile, produciendo elplegamiento y alzamiento de las unidades estratificadas pre-existentes, particularmente losestratos sedimentarios del Jursico y Cretcico Inferior. La compresin que afect a todos

Los Andes se correlaciona con un aumento de las razones de expansin ocenica entre

Africa y Amrica del Sur alrededor de los 100 Ma (Larson y Pitman, 1972) y un cambiocontemporneo en el polo de rotacin de Amrica del Sur respecto a Africa (Dalziel, 1986).

Las rocas intrusivas y volcnicas del Jursico a Cretcico Inferior en la Cordillera de la

Costa del norte de Chile estn cortadas por el Sistema de Falla de Atacama. Este es unsistema de falla mayor que se extiende a lo largo de la Cordillera de la Costa por alrededor

de 1.100 Km desde los 2030 hasta los 2945 (Mpodozis y Ramos, 1990, Scheuber y

Reutter, 1992, Brown et al., 1993). El sistema de falla se origin durante el desarrollo delarco como un sistema de falla transcurrente sinistral ligado a subduccin (trench-linked

fault system). Este sistema de fallas acomod un componente de cizalle producto de la

subduccin oblicua entre las placas Aluk (Phoenix) y Sudamericana desde el JursicoSuperior y durante el Cretcico Inferior con el desarrollo de milonitas dctiles (zonas de

cizalle), con reactivaciones frgiles posteriores durante el Cenozoico con desplazamientos

normales y de transcurrentes menores documentados (Naranjo et al., 1984; Herv, 1987;

Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y Reutter, 1992; Armijo y Thiele, 1990; Brown etal., 1993; Reijs y McClay, 1998). Durante el Cretcico Inferior a lo largo de la Cordillera

de la Costa de Antofagasta est documentada la exhumacin de milonitas al sur deAntofagasta (Scheuber y Andriessen, 1990) y al mismo tiempo subsidencia en la cuenca depull-apart de El Way (Maksaev, 1990), lo que indica que se produjeron simultneamente

zonas de transtensin y transpresin a lo largo de esta estructura regional durante el

Cretcico Inferior, lo que es tpico en sistemas de fallas transcurrentes (Ej. Cembrano et al.,

1997).

Tambin se ha postulado una zona de falla que limitara por el oriente la Cordillera de la

Costa del Norte de Chile. Esta zona de falla denominada Central Valley Shear Zone(Randall et al., 1996) la que habra sido una falla transcurrente sinistral maestra y explicara

la rotacin en el sentido horario de bloques de la Cordillera de la Costa determinado por

anlisis de paleomagnetismo. La rotacin de los bloques corticales en la Cordillera de laCosta del Norte de Chile no es explicable solo por la existencia de la zona de Falla de

Atacama, puesto que se han medido rotaciones en el sentido horario de 25 que sugieren

una tectnica de fallas en domin. Si bien la ubicacin de la hipottica falla o zona de fallacorresponde al lmite occidental de la Depresin Intermedia, por tanto cubierta por

depsitos aluviales, su posicin corresponde al lmite occidental de la cuenca de trs-arco

del Jursico y Cretcico en el norte de Chile, la cual de todas maneras debe haber

correspondido a un sistema de fallas extensionales, las que pueden haberse reactivado comode cizalle durante el Cretcico.


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Las rocas volcnicas y plutnicas relacionadas al arco del Jursico en el norte de Chile

hospedan muchos depsitos de cobre y constituyen un distintivo metalotecto cuprfero. Los

cuerpos mineralizados ms significativos son los depsitos estratoligados de cobrehospedados por las rocas volcnicas del Jursico (Ej. Mantos Blancos, Buena Esperanza,

Michilla y Santo Domingo; Boric et al., 1990) y sistemas de vetas cuprferas de rumbo NEa ENE hospedadas por intrusivos diorticos-granodiorticos (Ej. Minita-Despreciada, Toldo-Velarde, Naguayn-Desesperado, Montecristo; Boric et al., 1990; Vivallo y Henriquez,

1998). Tambin existe un dominio de la mineralizacin cuprfera en el arco magmtico del

Cretcico Inferior y ste hospeda depsitos estratoligados de cobre en la zona central deChile (Ej. El Soldado, Lo Aguirre, Cerro Negro, Talcuna), pero la mineralizacin del

Cretcico Inferior es ms variada incluyendo el prfido cuprfero de Andacollo con

depsitos de oro perifrico (Reyes, 1991; Oyarzn et al., 1996), depsitos de skarn

cuprferos (Distritos Cabildo, Punta del Cobre, Cerro Campana), mineralizacin de hierroen el dominio de la Zona de Falla de Atacama en la III y IV Regiones.

El origen de la mineralizacin estratoligada de cobre ha sido controvertido desde hacetiempo. Los depsitos estratiformes fueron considerados primero como singenticos y de

origen volcnico exhalativo (Ruiz et al., 1965, 1967; Stoll, 1965), pero hoy su origen

epigentico es ampliamente aceptado, debido al descubrimiento subsecuente de cuerpos demena discordantes, la relacin espacial con stock, diques y sills del Jursico Superior con

los cuerpos mineralizados en la Cordillera de La Costa de Antofagasta, y la significativa

alteracin hidrotermal (albita, clorita, cuarzo, sericita, calcita, esfena, escapolita, anatasa)

asociada con la mineralizacin diseminada de sulfuros ricos en cobre (calcosina, bornita)dentro de las rocas volcnicas (Palacios y Definis, 1981, 1981b; Dreyer y Soto, 1985,

Met a Lo Genesis Chile 22500

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