Download thèse - Université Toulouse III

THÈSE
En vue de l'obtention du
DOCTORAT DE L’UNIVERSITÉ DE TOULOUSE
Délivré par l'Université Toulouse III - Paul Sabatier
Discipline ou spécialité : Sciences de la Terre
Présentée et soutenue par Natalia Astudillo Leyton
Le 16 mai 2008
Titre : MINERALOGIE MAGNETIQUE ET PALEOMAGNETISME DES GRANDS GISEMENTS
TYPE PORPHYRE CUPRIFÈRE DE CHUQUICAMATA ET EL TENIENTE, CHILI
JURY
MARTINOD Joseph, Président du Jury
MAKSAEV Victor, Examinateur
VIVALLO Waldo, Rapporteur
CHAUVIN Annick, Rapporteur
Ecole doctorale : SDU2E
Unité de recherche : LMTG
Directeur(s) de Thèse : ROPERCH Pierrick
TOWNLEY Brian
Rapporteur : CARLIER Gabriel
Université de Toulouse III - Paul Sabatier
U.F.R SCIENCES DE LA VIE ET DE LA TERRE
THÈSE
Pour obtenir le grade de:
DOCTEUR DE L’ UNIVERSITÉ TOULOUSE III
Discipline: Sciences de la Terre
Paléomagnétisme - Minéralogie
Présentée et soutenue publiquement
par
Natalia ASTUDILLO LEYTON
le 16 mai 2008
à Santiago du Chili
MINERALOGIE MAGNETIQUE ET PALEOMAGNETISME DES GRANDS
GISEMENTS TYPE PORPHYRE CUPRIFERE DE CHUQUICAMATA ET
EL TENIENTE, CHILI
Directeurs de Thèse:
Pierrick ROPERCH
Brian TOWNLEY
JURY
Joseph MARTINOD
President du Jury
Victor MAKSAEV
Examinateur
Waldo VIVALLO
Rapporteur
Annick CHAUVIN
Rapporteur
Gabriel CARLIER
Rapporteur
Nom du Candidat
Natalia ASTUDILLO LEYTON
Date, heure et lieu de soutenance
16 Mai 2008 à 16 hr à Santiago du Chili
Titre de la Thèse
MINERALOGIE MAGNETIQUE ET PALEOMAGNETISME DES GRANDS
GISEMENTS TYPE PORPHYRE CUPRIFÈRE DE CHUQUICAMATA ET EL
TENIENTE, CHILI.
Spécialité: Paléomagnétisme-Minéralogie
Directeurs de Recherche
M. Pierrick ROPERCH, LMTG, Observatoire Midi-Pyrénées, 14 avenue Edouard Belin,
31400 TOULOUSE
M. Brian TOWNLEY, Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla
#803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago du Chili.
Jury
M Joseph MARTINOD
M Victor MAKSAEV
M Waldo VIVALLO
Mme Annick CHAUVIN
M Gabriel CARLIER
Mots-clés: Paléomagnétisme ; Minéralogie Magnétique ; Porphyre Cuprifère, Altération
Hydrothermale, Chili
Key words: Paleomagnetism ; Magnetic Mineralogy ; Porphyry Copper Deposit,
Hydrothermal Alteration, Chile
Référence des publications
Astudillo, N., Roperch, P., Townley, B., Arriagada, C., Maksaev, V., 2008. Importance of
small-block rotations in damage zones along transcurrent faults. Evidence from the
Chuquicamata open pit, Northern Chile. Tectonophysics, v.450, p.1–20.
Recherches effectuées à:
Departamento de Geología, Universidad de Chile, Santiago du Chili
LMTG, Observatoire Midi-Pyrénées, Toulouse, France
RESUME EN FRANÇAIS
Les altérations hydrothermales et minéralisations enregistrées dans un gisement produisent des
changements dans la minéralogie magnétique de la roche encaissante et, par conséquent, dans
leurs propriétés magnétiques. En considérant que l’aimantation rémanente peut être utilisée
comme marqueur de l'histoire géologique d'une roche, on a effectué une étude paléomagnétique
dans deux méga-gisements de type porphyre cuprifère au Chili : (1) CHUQUICAMATA (EocèneOligocène), dont la minéralisation est hébergée dans des roches granodioritiques; et (2) EL
TENIENTE (Miocène supérieur-Pliocène inférieur) avec un complexe de roches andésitiques
minéralisées. L'objectif principal de cette recherche a été de déterminer les effets de l’altération
hydrothermale sur la minéralogie magnétique et les enregistrements paléomagnétiques.
Le gisement de Chuquicamata est limité longitudinalement par une faille majeure (Falla oeste)
et les minéralisations d’intérêt économique sont principalement concentrées à l’est de la faille. La
susceptibilité magnétique et l’intensité de l’aimantation rémanente diminuent fortement en
fonction de l’altération quartz-séricite qui augmente à l’approche de la faille. L’intensité de la
déformation tectonique qui se surimpose aux effets de minéralisations ne permet pas de conserver
un signal paléomagnétique cohérent dans les roches minéralisées de Chuquicamata. A l’ouest de
la Falla Oeste, la situation est différente au niveau de la granodiorite Fiesta sans minéralisation
d’intérêt économique. La susceptibilité magnétique (k ~0.01-0.05 SI) et l’intensité de
l’aimantation rémanente naturelle (~0.1 Am-1) ne présentent pas de variation spatiale majeure. La
susceptibilité magnétique est dominée par de la magnétite en gros grains qui est le porteur de la
forte anisotropie de la susceptibilité magnétique (1.1<P<1.4) de la Granodiorite Fiesta. Par contre
les directions caractéristiques de l’aimantation rémanente de polarité normale sont portées par une
autre phase magnétique de plus haute coercivité liée à la formation de lamelles de titano-hématite
lors de l’altération à biotite et chlorite. La foliation magnétique est sub-verticale et présente de
larges variations d’orientation corrélées aux déviations antihoraires de la déclinaison magnétique
de l’aimantation rémanente (entre 330° à 230°). Les enregistrements paléomagnétiques sont
interprétés comme la conséquence de rotations antihoraires de petits blocs associés à la
déformation le long de la Falla Oeste en accord avec les interprétations tectoniques antérieures
suggérant un mouvement sénestre de ~35km ayant permis la juxtaposition du porphyre cuprifère
de Chuquicamata avec la granodiorite Fiesta.
Dans le gisement d’EL Teniente, les contrastes magnétiques sont forts entre les dacites et
quartz-diorite faiblement magnétique (k <0.001 SI) et le complexe d’andésites (CMET) (<0.01 <
k < 0.2 SI). Le principal minéral "ferromagnétique" présent dans ces roches est la magnétite. Sur
la base des associations minérales, les observations pétrographiques permettent de classer la
magnétite dans 5 sous-types : [i] TYPE 1a: magnétite en grains fins dans les plagioclases; [ii]
TYPE 1b: magnétite en grains fins +quartz crypto-cristalin (masse fondamentale et veines); [iii]
TYPE 2: magnétite en gros grains+biotite+(>>anhydrite-quartz); [iv] TYPE 3: magnétite en gros
grains+chlorite+quartz diffus +rutile; et [v] TYPE 4: magnétite en gros grains+tourmaline+ quartz
diffus. Une aimantation rémanente très stable portée par la magnétite en grains fins est mise en
évidence particulièrement dans les « andésites » minéralisées. Une zonation spatiale de la polarité
magnétique est clairement mise en évidence au niveau de la mine. Dans le secteur N-NE une
polarité INVERSE est enregistrée en probable relation avec l'intrusion du Porphyre Dacitique El
Teniente aussi de polarité inverse. Dans le secteur S-SE, la polarité est normale. L’aimantation
rémanente naturelle est d’origine chimique/ thermorémanente et est acquise au cours de la
minéralisation. Compte tenu des fréquentes inversions de polarité du champ magnétique terrestre
au cours de la période 4.5-5Ma, l’absence de superposition d’aimantation de polarité opposée au
sein du même échantillon suggère une acquisition d’aimantation et de minéralisation très rapide
(~0.1-0.2Ma) au cours d’épisodes successifs. Les directions caractéristiques ne montrent ni
rotation tectonique ni basculement du gisement postérieur à la minéralisation.
RESUMEN EN CASTELLANO
“MINERALOGÍA MAGNÉTICA Y PALEOMAGNETISMO EN LOS MEGAYACIMIENTOS
TIPO PÓRFIDO CUPRÍFERO CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE, CHILE”
Los fenómenos de alteración hidrotermal y mineralización registrados en un yacimiento
producen cambios en la mineralogía magnética de la roca huésped y, por ende, en sus propiedades
magnéticas. Considerando que la magnetización remanente representa un registro de la historia
geológica de una roca, se realizó un estudio paleomagnético en dos megayacimientos tipo pórfido
cuprífero chilenos: (1) CHUQUICAMATA (Eoceno-Oligoceno), cuya mineralización se hospeda
en rocas granodioríticas y (2) EL TENIENTE, (Mioceno-Plioceno) de roca huésped andesítica. El
objetivo principal de esta investigación fue determinar los efectos de la alteración hidrotermal en
la mineralogía ferromagnética de ambos yacimientos, para así aplicarlos a la interpretación de sus
resultados paleomagnéticos.
Las rocas del yacimiento CHUQUICAMATA (limitado longitudinalmente por la Falla Oeste)
presentan una disminución del magnetismo remanente natural (MRN) y susceptibilidad magnética
(k) en función de la alteración cuarzo-sericita penetrativa, de mayor desarrollo en zonas cercanas
a la falla. Esta situación no es reproducible al oeste de la Falla Oeste, ya que en la Granodiorita
Fiesta ambos parámetros magnéticos no muestran variaciones espaciales mayores (MRN: 0.1
A/m y 0.01-0.05 SI). En esta unidad, la susceptibilidad magnética se correlaciona con magnetita
gruesa hidrotermal, controlando también la fuerte anisotropía de susceptibilidad magnética
(1.1<P<1.4). Por el contrario, el mineral portador de la magnetización remanente es de alta
coercividad, probablemente titanohematita lamellar producto de alteración biotítico-clorítica. La
foliación magnética es subvertical y presenta grandes variaciones de orientación correlacionadas
con desviaciones antihorarias de la dirección característica (entre 330° a 230°) respecto a la
polaridad normal esperada en el sector para el Eoceno. Los registros paleomagnéticos indica la
presencia de rotaciones antihorarias (>100°) de pequeños bloques a escala hectométrica, asociadas
a deformación a lo largo de la Falla Oeste, en acuerdo con interpretaciones tectónicas anteriores
que sugieren un movimiento siniestral de 35 km. La polaridad inversa reconocida en ciertas
rocas del Pórfido E s t e e intrusivos encajantes probablemente fue adquirida en relación a
alteración potásico-silícica y/o fílica, reconociéndose sólo rotaciones y/o basculamientos
localizados de pequeños bloques independientes entre sí.
En el yacimiento EL TENIENTE, los contrastes magnéticos entre los pórfidos félsicos
(k<0.001 SI) y el Complejo Máfico El Teniente [CMET] (<0.01<k<0.2 SI) son fuertes. El
principal mineral “ferromagnético” presente en estas rocas es magnetita, clasificada según sus
características magnéticas en magnetita gruesa multidominio, de baja coercividad, responsable de
las variaciones de susceptibilidad en la roca huésped mineralizada; y magnetita fina pseudo
dominio simple-dominio simple, de moderada-alta coercividad, a la que se relaciona la estabilidad
de la magnetización remanente, particularmente en el CMET. En base a su asociación mineral, las
observaciones petrográfico-químicas permiten clasificar la magnetita en 5 sub-tipos: [i] TIPO 1a:
magnetita fina en plagioclasa; [ii] TIPO 1b: magnetita fina+cuarzo criptocristalino (masa
fundamental y vetillas); [iii] TIPO 2: magnetita gruesa+biotita+(>>anhidrita-cuarzo); [iv] TIPO 3:
magnetita gruesa+clorita +cuarzo difuso+rutilo; y
[ v ] TIPO 4: magnetita
gruesa+turmalina+cuarzo difuso. A nivel de la mina, existe una zonación areal de polaridades
magnéticas, registrando las rocas una polaridad INVERSA en el sector N-NE, probablemente
relacionada la intrusión del Pórfido Dacítico Teniente, que muestra la misma polaridad. En el
sector S-SE la polaridad es NORMAL. La magnetización es de origen químico/termorremanente,
asociada a la mineralización. Dadas las frecuentes inversiones de polaridad para el campo
magnético terrestre entre los 4.5-5 Ma, la ausencia de superposición de magnetización opuesta en
una misma muestra sugiere que la adquisición de este parámetro fue muy rápida (0.1-0.2 Ma)
dentro de periodos sucesivos. Las direcciones características no muestran rotación tectónica ni
basculamiento del yacimiento posterior a la mineralización.
ENGLISH ABSTRACT
Magnetic mineralogy and Paleomagnetism of the giant porphyry copper
deposits Chuquicamata and El Teniente, Chile.
The hydrothermal alteration and mineralization registered in an orebody produce changes
in the magnetic mineralogy of country rocks and, hence, in their magnetic properties.
Considering that the remanent magnetization can be used as a marker of the geological history
of rocks, a paleomagnetic study was realized in two Chilean porphyry copper mega deposits:
(1) CHUQUICAMATA (Eocene-Oligocene), where the mineralization is hosted in
granodioritic rocks; and (2) EL TENIENTE (Miocene-Pliocene), with andesitic country
rocks. The principal objective of this research was to determine the effects of hydrothermal
alteration on the magnetic mineralogy and the paleomagnetic records.
The Chuquicamata orebody is longitudinally limited by a master fault (West fault) and the
economic mineralization is concentrated on the eastern side. Magnetic susceptibility and
remanent magnetization strongly decrease, while quartz sericite alteration increases when
getting closer to the fault. The intensity of the tectonic deformation superimposed to the
mineralization effects does not allow preserving a coherent paleomagnetic signal in the
mineralized rocks of Chuquicamata.
In the western block of the mine, the Fiesta granodiorite is without mineralization of
economic interest, the situation is different and magnetic susceptibility (k ~0.01-0.05 IF) and
remanent natural magnetization intensity (~0.1 Am-1) do not present major spatial variation.
The magnetic susceptibility is carried by large grains of magnetite, being this mineral the
carrier of a strong anisotropy of magnetic susceptibility (1.1< P <1.4). On the other hand, the
characteristic directions of normal polarity are carried by another magnetic phase, with high
coercivity, related to the formation of titanohematite lamellas in response to biotitic-chloritic
alteration. Magnetic foliation is subvertical, with large variations in the orientation correlated
to the counterclockwise deviations of characteristic directions with respect to late Eocene
reference directions. The paleomagnetic records are interpreted as the consequence of a
counterclockwise rotation of small blocks associated with deformation along the West Fault,
in agreement with the previous tectonic interpretations that suggest a 35 km of sinistral strikeslip movement, leading to the juxtaposition of Chuquicamata porphyry copper deposit with
the Fiesta granodiorite.
In El Teniente orebody, the magnetic contrasts are strong between weakly magnetic dacites
and quartz-diorites (k <0.001 SI) and the mineralized andesite complex (<0.01 < k < 0.2 SI).
The principal magnetic mineral present in these rocks is magnetite. Considering the minerals
association, petrographic observations allow classifying that magnetite in 5 subcategories: [i]
TYPE 1A: magnetite in fine grains within plagioclases; [ii] TYPE 1B: magnetite in fine
grains+ crypto-crystalline quartz (groundmass and veins); [iii] TYPE 2: large magnetite
grains+biotite+(>>anhydrite-quartz); [iv] TYPE 3: large magnetite grains +chlorite+diffuse
quartz+rutile; and [v] TYPE 4: large magnetite grains+tourmaline+diffuse quartz. A very
stable residual magnetization carried by fine grained magnetite is recognized particularly in
the mineralized andesites. A spatial zonation of magnetic polarity is identified within the
mine. In the N-NE sector of the mine nearby the Teniente dacite porphyry with reverse
magnetic polarity, the mafic complex records also a reverse polarity magnetization. In the SSE sector, magnetic polarity is normal. The remanent magnetization is likely a chemical and
or thermoremanent magnetization and is recorded during mineralization. Considering the
frequent polarity reversals of the earth magnetic field in the time interval 4.5-5Ma, the lack of
superposed magnetizations of both polarities within the same sample suggests that
mineralization and subsequent cooling occurred within short time intervals (~0.1-0.2Ma). In
the deposit, characteristic directions do not show tectonic rotation or tilt posterior to
mineralization.
UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FISICAS Y MATEMATICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
MINERALOGIA MAGNETICA Y PALEOMAGNETISMO
EN LOS MEGAYACIMIENTOS TIPO PORFIDO
CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE, CHILE
TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR EN CIENCIAS
MENCION GEOLOGIA
Natalia Isabel Astudillo Leyton
PROFESOR GUIA
BRIAN TOWNLEY CALLEJAS
MIEMBROS DE LA COMISION
VICTOR MAKSAEV JURCHUC
WALDO VIVALLO SANDOVAL
PIERRICK ROPERCH
JOSEPH MARTINOD
SANTIAGO DE CHILE
ABRIL 2008
AGRADECIMIENTOS / REMERCIEMENTS
Antes de acordarme de todas aquellas personas que, en alguna medida, intervinieron para que esta tesis llegara (por fin!!!) a término, quiero
agradecer al proyecto MECESUP N°0020 et l’Institut de Recherche pour le Développement (IRD), por entregarme el financiamiento con el que
aprendí a vivir con mis recursos. Surtout à l’IRD pour me donner l’opportunité de vivre et de connaître d’autres pays, chose que jamais je n’aurais
imaginée en commençant mon doctorat. También agradecer a mis directores de tesis: Brian Townley, quien, además de entregarme su amistad y
apoyo durante todos estos años, desde un principio tuvo confianza que sería capaz de llevar esto hasta el final… hubo momentos en que creí que
tenía más fe en mí que aquella que yo me tenía. A Pierrick Roperch pour me donner la possibilité de faire une thèse avec lui et une grande part
de mes analyses dans des laboratoires possédant une technologie de dernière génération. Merci pour m’aider à arpenter les chemins compliqués
du paléomagnétisme. Je voudrais lui dire que, même si l’on n’est pas toujours génial, il est toujours possible de le compenser avec de l’effort et
beaucoup de boulot. Je voudrais aussi remercier Gérard Herail et Joseph Martinod pour me donner l’opportunité et trouver les mots justes
pendant mon long stage à Toulouse, ainsi que pour le financement d’une grande part de la recherche (merci Joseph à vous et à votre femme qui
avez toujours eu un moment pour moi). Agradezco a Victor Maksaev, Waldo Vivallo y Katja Deckart por escucharme, aconsejarme y enseñarme
a interpretar ciertos resultados misteriosos. A Monsieur Gabriel Carlier pour ses corrections et commentaires. A César Arriagada por el trabajo
conjunto en ambos yacimientos. A la gente de la Superintendencia de Geología CODELCO Norte (Chuquicamata), especialmente a Victorino
Moyano y Felipe Rosas (Q.E.P.D). A la Superintendencia de geología de CODELCO división El Teniente por la ayuda, gracias Ludovina por todo
y por la paciencia! y a Alexandra Skewes por su cyberapoyo. A Ernesto Ramírez y Carlos Palacios, por el trabajo en colaboración en Mantos
Blancos. A Mauricio Belmar, por la ayuda en la microsonda. Egalement je remercie Jean-Luc Bouchez pour ses commentaires toujours
pertinents, Roberto Siquiera et Annick Chauvin pour la mise à disposition du laboratoire du paléomagnétisme de Toulouse et Rennes et Philippe
de Parseval pour son aide lors des séances de microsonde. Merci Thierry Aigouy pour votre patience et pour les agréables conversations durant
les interminables jours de microscopie électronique ; vous m’avez appris que les minéraux vus dans le MEB ont des formes parfois trop capricieuses
!!!. Para mis eternas consejeras académicas Maria Rosa Rocco y Cristina Maureira, siempre dispuestas a perder el tiempo por mí. Je remercie
aussi Brigitte Barbin et Nicole Guerrero qui ont toujours essayé de résoudre mes problèmes de Chilienne un peu perdue dans le labo.
A todos esos seres que se llevan pedacitos de mi corazón con ellos: dentro del doc en Chile, a Millarca y Silke…no saben lo que las estimo y
cuánto me han ayudado a arrastrar esta cosa hasta el final niñas… Al Rodrigo Luca, por el cariño, paciencia, conversaciones y por siempre estar
ahí para el que lo necesite…Al Caldera y la Chica Cecilia siempre rebosantes de alegría y con una sonrisa que regalarme, a Valentina, Tania,
Kitty, pero muy por sobretodo a Lissette quien me regaló su amistad… A Joseline, su cariño desinteresado y conciertos, la Pita y sus
conversaciones, a Creixell y ese don de la tranquilidad intrínseco que tiene para entregar, Felipe Espinoza y su apoyo en Toulouse, A Patilo, El
Papelucho, La Claire, el Schilling, Fer, Pancho, Solari, en fin… a todos. Fuera de estas paredes, a la Pati y el MSN, quien siempre tuvo tiempo
para mis achaques en Franchutelandia, a la Ilse, siempre la misma, Rodrigo González por las interminables conversaciones en torno a un tecito y
los viajes a Carcassone, Rodrigo Riquelme, por ser un amigo con memoria. En mi nueva etapa a mis colegas: Rodrigo y JP, Vlamir y Jano.
Sobretodo a Don Waldo, quien me dio la oportunidad de saber qué se siente ser compensado por hacer lo que a uno le gusta y a la Rosita.
También a mis amigos los descontinuados: Javiera, Fabiola, Papo, Domi, Claudia, Mariana y Caroly, que a veces se acuerdan que existo -.
Presque une année et demie passée à Toulouse où j’ai vécu pas mal de choses avec des gens très gentils que je ne voudrais pas oublier. En
premier lieu, Vincent qui m’a acceptée sans me connaître au début, recommandée par Patilo, et qui m’a donné son amitié et ouvert les yeux sur
tous mes préjugés sur les Français (malgré tout, tu seras toujours un « Famme », c’est inévitable de par la nature des Français). Sébastien, qui m’a
supportée dans son bureau. Magali, dont l’enthousiasme et les paroles m’ont toujours remonté le moral. Amaro, con quien más de una vez no nos
tuvimos paciencia. Aux brésiliennes: Michely et ses rires inoubliables, et Joesila et ses choses folles! Aussi à Prosper. Los amigos ecuatorianos
José y mi Querida Carolina Bernal… no sabes cuánto hubiese deseado estar más tiempo juntas, eres una persona realmente buena. A Matías y
sus laaargas conversaciones, Teresa y Waldo por sus buenas vibras. Amaranta por enseñarme francés. Je suis reconnaissante à Michel de
Saint-Blanquat et Philippe Olivier pour leurs paroles et les châteaux (ils sont vrais et n’existent pas seulement dans les livres). Je n’oublierais pas
les enfants de Rennes et les repas ensemble, surtout à Miriam et Giulian qui ne m’ont jamais laissé seule, bien que je venais de Toulouse. A tous,
merci, merci et merci…
…Y como olvidar a mi familia, quienes han sido un apoyo constante no solamente a lo largo de la tesis, estos 6 años, sino que en todo momento.
A Xavierito (profesor Emeryto de nacimiento) a quien le tocó aguantarme estos últimos años…Te agradezco las cuentas de teléfono que pagabas,
las conversaciones interminables, tu cariño incuestionable y sobretodo que me quieras como soy… es por eso que trato de seguir pensando que el
intento vale la pena… sobretodo te agradezco el que te despertaras de madrugada y me contestaras el teléfono cuando tenía crisis de pánico
cuando me quedaba sóla en Toulouse a las 3 de la madrugada (con lo que te gusta dormir, se lo difícil que fue para ti)... A mi madrecita preciosa
Margarita, a la que le debo en gran parte estar donde estoy. Ella me enseño que siempre hay que empujar hacia delante, no sabes lo orgullosa que
estoy que seas mi mama y que sigue constantemente ayudándome en todo sentido. Todo esto es para ti también. Como olvidar a Don Rubén, la
figura paterna de nuestra casa, quien pone estabilidad al caos allí reinante, a Blanca y Jorge, quienes están en las buenas y en las malas... A los
Tyther-Allende… Enfin, je tiens à remercier aussi tous les bons moments et la préoccupation de Marie-Pierre, ma belle-mère qui, malgré le peu
qu’elle m’avait connue avant mon stage à Toulouse, m’a reçue pendant les moments difficiles pour moi, comme les fêtes sans ma famille chilienne
et Xavier… Je n’oublie pas non plus Colette et sa joie et mes petits neveux Enzo et Mattéo, les petits filous qui m’amusent toujours.
Finalmente y aunque no estén aquí, siempre los recuerdo: Miguel y Pedro Leyton, Olivia y Olavia Allende…
LOS EXPLORADORES
Tres cronopios y un fama se asocian
espeleológicamente para descubrir las fuentes
subterráneas de un manantial. Llegados a la boca
de la caverna, un cronopio desciende sostenido por
los otros, llevando a la espalda un paquete con sus
sándwiches preferidos (de queso). Los dos cronopioscabrestante lo dejan bajar poco a poco, y el fama
escribe en un gran cuaderno los detalles de la
expedición. Pronto llega un primer mensaje del
cronopio: furioso porque se han equivocado y le han
puesto sándwiches de jamón. Agita la cuerda, y
exige que lo suban. Los cronopios-cabrestante se
consultan afligidos, y el fama se yergue en toda su
terrible estatura y dice: NO, con tal violencia que
los cronopios sueltan la soga y acuden a calmarlo.
Están en eso cuando llega otro mensaje, porque el
cronopio ha caído justamente sobre las fuentes del
manantial, y desde ahí comunica que todo va mal,
entre injurias y lágrimas informa que los sándwiches
son todos de jamón, que por más que mira y mira
entre los sándwiches de jamón no hay ni uno solo de
queso.
Julio Cortazar
“Historias de Cronopios y de Famas”
T Å| ÅtÅö `tÜztÜ|àt?
Öâx xÇà|xÇwx‹
T ktä|xÜ? Öâx ÇÉ á|xÅÑÜx xÇà|xÇwx‹
cxÜÉ Åx Öâ|xÜx‹
INDICE DE TEXTO
i
CAPITULO 1: INTRODUCCION....................................................................................................................1
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ................................................................................................................ 2
1.2 OBJETIVOS E HIPOTESIS.................................................................................................................................... 5
HIPOTESIS ....................................................................................................................................................................................5
OBJETIVO GENERAL...................................................................................................................................................................5
OBJETIVOS ESPECIFICOS..........................................................................................................................................................5
1.3 METODOLOGIA ................................................................................................................................................... 6
1.3.1 ESTUDIO BIBLIOGRAFICO.............................................................................................................................................6
1.3.2 MUESTREO .......................................................................................................................................................................6
1.3.3 ESTUDIO PALEOMAGNETICO .......................................................................................................................................7
1.3.4 ESTUDIO MINERALOGICO.............................................................................................................................................8
1.3.5 QUIMISMO MINERAL .....................................................................................................................................................8
1.3.6 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA ....................................................................................9
1.4 SINTESIS BIBLIOGRAFICA .............................................................................................................................. 11
1.4.1 PORFIDOS CUPRIFEROS............................................................................................................................................. 11
1.4.2 MINERALOGIA MAGNETICA EN SISTEMAS HIDROTERMALES Y SUPERGENOS ................................................. 17
1.4.3 PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA EN YACIMIENTOS DE ORIGEN HIDROTERMAL .......... 28
CAPITULO 2: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA
FERROMAGNETICA DEL YACIMIENTO TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y
GRANITOIDES ALTERADOS (BLOQUE ESTE DE LA MINA) .................................................................30
2.1 UBICACION Y GENERALIDADES ................................................................................................................... 31
2.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO........................................................................................................................ 32
2.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL...................................................................................................................................... 32
2.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION............................................................................................................................. 36
2.2.3 ESTRUCTURAS PRESENTES EN EL DISTRITO........................................................................................................... 39
2.3 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL SISTEMA TIPO PORFIDO CUPRIFERO
CHUQUICAMATA .............................................................................................................................................. 44
MUESTREO .................................................................................................................................................................... 44
PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES AL ESTE DE LA FALLA OESTE .. 47
PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA ................................................................................. 53
CRISTALOQUIMICA DE MINERALES FERROMAGNETICOS EN EL YACIMIENTO CHUQUICAMATA ............. 56
MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: ANALISIS DE LAS CURVAS DE
DESMAGNETIZACION .................................................................................................................................................. 57
2.3.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) Y SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) EN EL BLOQUE ESTE DE
LA MINA CHUQUICAMATA ......................................................................................................................................... 60
2.4 DISCUSIONES..................................................................................................................................................... 70
2.5 CONCLUSIONES ................................................................................................................................................ 77
2.3.1
2.3.2
2.3.3
2.3.4
2.3.5
CAPITULO 3: ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS Y MINERALOGIA
FERROMAGNETICA DEL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA (GRANODIORITA FIESTA-ANTENA).
DISTRITO CHUQUICAMATA......................................................................................................................78
3.1 INTRODUCCION ................................................................................................................................................ 79
3.2 RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS EN EL COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA:
GRANODIORITA FIESTA-ANTENA ................................................................................................................ 80
3.2.1 MUESTREO .................................................................................................................................................................... 80
3.2.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES CORRESPONDIENTES A LA
GRANODIORITA FIESTA-ANTENA .............................................................................................................................. 82
3.2.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA EN LA GRANODIORITA FIESTA-ANTENA .......... 91
3.2.4 CRISTALOQUÍMICA DE MINERALES MAGNETICOS EN EL SISTEMA FORTUNA-ANTENA ................................. 94
3.2.5 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: CURVAS DE DESMAGNETIZACION ..... 106
3.2.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) VERSUS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) PARA LA
GRANODIORITA FIESTA y ANTENA.......................................................................................................................... 108
3.3 DISCUSIONES................................................................................................................................................... 111
3.4 CONCLUSIONES .............................................................................................................................................. 115
INDICE DE TEXTO
ii
CAPITULO 4: PALEOMAGNETISMO EN EL YACIMIENTO CHUQUICAMATA: APLICACION DE LOS
RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS PARA LA VALIDACIÓN DE INTERPRETACIONES
ESTRUCTURALES EN SISTEMAS HIDROTERMALES......................................................................... 116
4.1 RESUMEN........................................................................................................................................................... 117
4.2 PUBLICACION: IMPORTANCE OF SMALL-BLOCK ROTATION IN DAMAGE ZONES ALONG TRANSCURRENT FAULTS.
EVIDENCE FROM THE CHUQUICAMATA OPEN PIT, NORTHERN CHILE ..................................................................... 118
ABSTRACT................................................................................................................................................................................ 118
INTRODUCTION...................................................................................................................................................................... 118
GEOLOGICAL BACKGROUND .............................................................................................................................................. 119
SAMPLING AND METHODS ................................................................................................................................................... 121
OPTICAL AND SEM OBSERVATION OF FE-TI OXIDES ...................................................................................................... 122
PALEOMAGNETISM................................................................................................................................................................ 125
MAGNETIC PROPERTIES ........................................................................................................................................................ 125
CHARACTERISTIC DIRECTIONS............................................................................................................................................... 126
MAGNETIC FABRIC................................................................................................................................................................ 128
ANISOTROPY OF MAGNETIC SUSCEPTIBILITY ........................................................................................................................... 128
ANISOTROPY OF REMANENT MAGNETIZATION ......................................................................................................................... 128
RELATION BETWEEN AMS AND CHARACTERISTIC DIRECTIONS .................................................................................................. 130
DISCUSSION ............................................................................................................................................................................ 130
MAGNETIC PROPERTIES AND HYDROTHERMAL ALTERATION IN THE FIC...................................................................................... 130
STRUCTURAL IMPLICATIONS .................................................................................................................................................. 131
CONCLUSION.......................................................................................................................................................................... 135
ACKNOWLEDGMENTS ........................................................................................................................................................... 135
REFERENCES .......................................................................................................................................................................... 136
CAPITULO 5: PETROGRAFIA Y ALTERACION HIDROTERMAL EN EL YACIMIENTO EL TENIENTE
Y SU RELACION CON LA MINERALOGIA FERROMAGNETICA ......................................................... 138
5.1 INTRODUCCION .............................................................................................................................................. 139
5.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO...................................................................................................................... 141
5.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL.................................................................................................................................... 141
5.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION........................................................................................................................... 144
5.2.3 ESTRUCTURAS ............................................................................................................................................................ 147
5.3 PETROGRAFIA Y TIPOS DE ALTERACION HIDROTERMAL RECONOCIDOS DENTRO DE LA
MINA .................................................................................................................................................................. 150
5.3.1 MUESTREO .................................................................................................................................................................. 150
5.3.2 EVIDENCIAS DE ALTERACION HIDROTERMAL POR SECTOR Y/O SONDAJE .................................................... 157
5.4 ASOCIACIONES DE ALTERACION HIDROTERMAL VERSUS MINERALOGIA MAGNETICA ............ 162
5.4.1 FAMILIA I: MAGNETITA FINA (en plagioclasa-con cuarzo en masa fundamental-con cuarzo en vetillas)............... 162
5.4.2 FAMILIA II: MAGNETITA + BIOTITA. Distinción entre asociaciones mineralógicas que involucran
biotitización................................................................................................................................................................... 178
5.4.3 FAMILIA III: CLORITIZACION+MAGNETITA GRUESA........................................................................................... 192
5.4.4 FAMILIA IV: MAGNETITA GRUESA ASOCIADA CON TURMALINA....................................................................... 195
5.5 DIFERENCIAS QUIMICAS ENTRE MAGNETITAS CORRESPONDIENTES A LAS ASOCIACIONES
MINERALOGICAS PREVIAS .......................................................................................................................... 197
5.6 DISCUSIONES................................................................................................................................................... 201
5.7 CONCLUSIONES .............................................................................................................................................. 206
INDICE DE TEXTO
iii
CAPITULO 6: PROPIEDADES MAGNETICAS DE ROCAS MINERALIZADAS EN EL YACIMIENTO
TIPO PORFIDO CUPRIFERO EL TENIENTE.......................................................................................... 208
6.1 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA................................................................. 209
6.1.1
6.1.2
6.1.3
6.1.4
ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM) ............................................................................. 209
ANALISIS DE CAMPO COERSITIVO REMANENTE (Hcr) ......................................................................................... 210
CICLOS DE HISTERESIS EN EL COMPLEJO MAFICO EL TENIENTE (CMET)..................................................... 211
CURVAS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) VERSUS TEMPERATURA (T)........................................................ 213
6.2 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: CURVAS DE
DEMAGNETIZACION ...................................................................................................................................... 216
6.3 DISTRIBUCION DEL MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN), SUSCEPTIBILIDAD
MAGNETICA (K) Y POLARIDAD MAGNETICA EN LOS SECTORES DE MUESTREO DE LA MINA EL
TENIENTE ......................................................................................................................................................... 218
6.2.1 SECTOR ESMERALDA................................................................................................................................................. 218
6.2.2 SECTOR TENIENTE SUB-6 ......................................................................................................................................... 220
6.2.3 SECTOR REGIMIENTO ............................................................................................................................................... 220
6.4 INTENSIDAD DE MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (NRM) VERSUS SUSCEPTIBILIDAD
MAGNETICA (K) ............................................................................................................................................... 225
6.5 DISCUSIONES................................................................................................................................................... 229
6.6 CONCLUSIONES .............................................................................................................................................. 237
CAPITULO 7: PALEOMAGNETISMO EN EL YACIMIENTO EL TENIENTE: INTERPRETACION DE
LOS RESULTADOS PALEOMAGNETICOS EN FUNCION DE LAS CARACTERISTICAS
PETROGRAFICO-QUIMICAS Y MAGNETICAS OBTENIDAS
A PARTIR DE LAS ROCAS
ALTERADAS ............................................................................................................................................ 239
7.1 RESUMEN........................................................................................................................................................... 240
7.2 PROYECTO DE PUBLICACION: MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE EL TENIENTE CU-MO GIANT
PORPHYRY DEPOSIT ............................................................................................................................................. 241
ABSTRACT................................................................................................................................................................................ 241
INTRODUCTION...................................................................................................................................................................... 242
GEOLOGY ................................................................................................................................................................................ 247
MINERALIZATION AT EL TENIENTE ......................................................................................................................................... 247
TECTONIC SETTING ............................................................................................................................................................. 250
PALEOMAGNETIC SAMPLING AND METHODS.................................................................................................................. 250
PALEOMAGNETIC RESULTS ................................................................................................................................................. 252
MAGNETIC PROPERTIES ....................................................................................................................................................... 252
CHARACTERISTIC DIRECTIONS............................................................................................................................................... 256
DISCUSSIONS .......................................................................................................................................................................... 265
MAGNETIC MINERALOGY AND NATURE OF THE REMANENT MAGNETIZATION ............................................................................... 266
MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE DEPOSIT ............................................................................................................. 268
CONCLUSIONS........................................................................................................................................................................ 271
ACKNOWLEDGMENTS ........................................................................................................................................................... 272
REFERENCES .......................................................................................................................................................................... 272
CAPITULO 8: DISCUSION GENERAL .................................................................................................... 276
8.1 COMPARACION DE LA SEÑAL MAGNETICA ASOCIADA A YACIMIENTOS TIPO PORFIDO
CUPRIFERO....................................................................................................................................................... 277
8.2 CONTRASTES MAGNETICOS DE ROCAS MINERALIZADAS CON RESPECTO A UN “BACKGROUND”
DISTRITAL ........................................................................................................................................................ 280
CASO CHUQUICAMATA .................................................................................................................................................... 280
CASO EL TENIENTE.......................................................................................................................................................... 285
CAPITULO 9: CONCLUSIONES.............................................................................................................. 289
REFERENCIAS......................................................................................................................................... 295
INDICE DE FIGURAS
iv
CAPITULO 1
Figura 1.1: Ubicación de las franjas metalogénicas de pórfidos cupríferos andinos......................................................................... 4
Figura 1.2: Diagrama de flujo representativo de la metodología seguida dentro de la investigación.............................................. 10
Figura 1.3: Zonación clásica de un modelo tipo pórfido cuprífero ................................................................................................. 12
Figura 1.4: Evolución paragenética de alteración hidrotermal en sistemas tipo pórfido cuprífero.................................................. 14
Figura 1.5: Perfil de enriquecimiento supérgeno idealizado para un sistema tipo pórfido cuprífero .............................................. 16
Figura 1.6: Diagrama ternario composicional para óxidos de Fe-Ti ............................................................................................... 18
Figura 1.7: Gráficos pH versus fO2 para el sistema Fe-S-O-H a 200°C, presión de vapor saturado en agua (SWVP) y diferentes
concentraciones de azufre ............................................................................................................................................ 19
Figura 1.8: Reacción de una roca de composición andesítica al ser sometida al paso de un gas magmático ácido condensado
diluido a 300°C ............................................................................................................................................................ 20
Figura 1.8 (cont.): Evolución del fluido descrito a través del paso en roca huésped ...................................................................... 21
Figura 1.9: (a) Diagrama ternario correspondiente a paragénesis susceptibles de producir cambios de las asociaciones
mineralógicas de óxidos de Fe-Ti existentes en una roca al ser sometidas a nuevas condiciones impuestas por un
evento geológico posterior. (b), (c) y (d) Cambio de asociaciones mineralógicas en el diagrama de fases para los
óxidos de Fe-Ti respecto a la temperatura .................................................................................................................... 23
Figura 1.10: Texturas de exsolución-oxidación-reemplazo de óxidos de Fe-Ti primarios.............................................................. 26
Figura 1.11: Modelo de magnetismo lamellar multicapa................................................................................................................ 28
CAPITULO 2
Figura 2.1: Ubicación del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata .................................................................................. 31
Figura 2.2: Geología regional del distrito ....................................................................................................................................... 34
Figura 2.3: Geología del yacimiento............................................................................................................................................... 35
Figura 2.4: Distribución en planta de los eventos de (a) alteración hidrotermal y (b) mineralización en el yacimiento ................. 38
Figura 2.5: Configuración estructural de la Falla Oeste y la Falla Mesabi tanto dentro de la mina Chuquicamata como en el
contexto distrital........................................................................................................................................................... 42
Figura 2.6: Diferentes modelos de dominios estructurales presentes en el yacimiento................................................................... 43
Figura 2.7: Mapa geológico de la mina Chuquicamata, donde se muestra la ubicación de los sitios y sondajes muestreados al este
de la Falla Oeste ........................................................................................................................................................... 45
Figura 2.8: Ubicación de los sitios y sondajes muestreados en el bloque este de la mina Chuquicamata versus la distribución de
los tipos de alteración hidrotermal presentes en el yacimiento..................................................................................... 46
Figura 2.9: Evidencias de alteración hidrotermal selectiva en el yacimiento.................................................................................. 49
Figura 2.10: Evidencias de alteración penetrativa y mineralización en el yacimiento .................................................................... 50
Figura 2.11: Evidencias de alteración hidrotermal y deformación en el Granito Este y Zona de Deformación Este ...................... 52
Figura 2.12: Curvas IRM asociadas a (a) Pórfido Este, con diferentes grados de alteración y (b) intrusivos huésped de la
mineralización: Granito Este y Granodiorita Elena cloritizados................................................................................... 54
Figura 2.13: Diagrama de variación de la magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras
asociadas al Pórfido Este y la Granodiorita Este .......................................................................................................... 55
Figura 2.14: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (t) para unidades al este de la Falla Oeste ................. 56
Figura 2.15: Triángulo composicional para óxidos de Fe-Ti que ilustra la ubicación de los análisis asociados al yacimiento
Chuquicamata............................................................................................................................................................... 57
Figura 2.16: Curvas de demagnetización asociadas al Pórfido Este con diferentes grados de alteración; intrusivos encajantes
(Granodiorita Elena-Granito Este) cloritizados y Zona de Deformación Este.............................................................. 59
Figura 2.17: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad (k) para el bloque este
mineralizado................................................................................................................................................................. 64
Figura 2.18: (a) Gráfico de isoconcentración de puntos, donde se definen los grupos mencionados en el texto. (b) Clasificacion de
los puntos (MRN, k) segun el algoritmo del vecino más cercano. Gráfico Q=Mo/kH versus (c) MRN y (d) k ........... 65
Figura 2.19: Modelamiento de la distribución en planta de los parámetros magnéticos versus litología y alteración
hidrotermal ................................................................................................................................................................... 66
Figura 2.20: Columna magnética simplificada del yacimiento Chuquicamata, en el que se indican los intervalos de edades con su
respectivo rango de error asociado correspondientes al emplazamiento de los intrusivos, pórfidos y los eventos de
alteración hidrotermal-supérgena involucrados en su génesis ...................................................................................... 73
Figura 2.21: Trayectorias probables asociadas a los cambios de parámetros fisicoquímicos respecto a la alteración hidrotermal
cuarzo-sericita para las muestras correspondientes al bloque este mineralizado .......................................................... 75
CAPITULO 3
Figura 3.1: Muestreo paleomagnético asociado a la Granodiorita Fiesta, dentro de la mina y en sectores aledaños ...................... 81
Figura 3.2: Evidencias de alteración registrada en la Granodiorita Fiesta ...................................................................................... 82
Figura 3.3: Texturas de oxidación asociadas a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Fiesta ........................ 85
INDICE DE FIGURAS
v
Figura 3.4: Pseudomorfo de titanomagnetita con inclusiones de apatito magmático euhedral (Fi1b06A)...................................... 86
Figura 3.5: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematitaSSpseudobrookita ............................................................................................................................................................. 87
Figura 3.6: Evidencias petrográficas de eventos de alteración registrados en la Granodiorita Antena ........................................... 89
Figura 3.7: Texturas de oxidación asociada a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Antena ........................ 90
Figura 3.8: Curvas IRM asociadas a muestras de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena ................................................... 91
Figura 3.9: Gráfico de variación de magnetización inducida v/s intensidad magnética adquirida normalizada para muestras
asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena................................................................................................................. 92
Figura 3.10: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para muestras pertenecientes a la Granodiorita
Fiesta y Antena............................................................................................................................................................. 93
Figura 3.11: Oxidos de Fe-Ti en la granodiorita Fiesta, indicando los puntos de análisis por microsonda..................................... 95
Figura 3.12: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Fiesta ............................ 98
Figura 3.13: Gráficos de logaritmo de porcentaje en peso en óxidos para hematitaSS, ilmenitaSS y magnetita ............................. 100
Figura 3.14: Análisis seleccionados de ilmenitaSS y hematitaSS lamellar, graficados en términos de la razón de sustitución
acoplada 2Ti/(2Ti+R3+) y la razón de sustitución catiónica........................................................................................ 101
Figura 3.15: Oxidos de Fe-Ti en la Granodiorita Antena, con su correspondiente análisis de microsonda .................................. 103
Figura 3.16: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Antena ........................ 105
Figura 3.17: Gráfico de porcentaje en peso en óxidos para magnetita, hematita e ilmenitaSS ....................................................... 105
Figura 3.18: Curvas de demagnetización asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena ................................................................ 107
Figura 3.19: Parámetros magnéticos “in situ” para las muestras correspondientes a la Granodiorita Fiesta y Antena ................. 109
Figura 3.20: Dos versiones diferentes para el diagrama de fases ilmenita-hematita (1 atm), donde la composición de cada
miembro de la solución sólida depende de la temperatura ......................................................................................... 112
Figura 3.21: Diagrama de sustitución de Ti4+ dentro dentro de la estructura romboedral de la serie de las titanohematitas versus
magnetización de saturación [Ms].............................................................................................................................. 112
CAPITULO 4
Figure 1:
Figure 2:
Figure 3:
Figure 4:
Figure 5:
Figure 6:
Figure 7:
Figure 8:
Figure 9:
Figure 10:
Figure 11:
Figure 12:
Figure 13:
Figure 14:
Figure 15:
Figure 16:
Figure 17:
Regional map of Chuquicamata district showing the main geological unit on both sides of the West Fissure.......... 119
Geological map of Chuquicamata open pit and adjoining outcrops where was performed the
paleomagnetic sampling ............................................................................................................................................ 120
Photograph of one sample showing the typical lithology of the Fiesta granodiorite (site Fi3) .................................. 121
Microphotographs of samples of the CIF and less-altered zones in East porphyry.................................................... 122
Electron backscatter images from the Fiesta granodiorite ......................................................................................... 123
Microprobe results of Fiesta Granodiorite. ................................................................................................................ 124
Log-Log plots of the geometrical mean-site intensity of NRM (Am-1) versus magnetic susceptibility (SI)....... 124
Isothermal remanent magnetization acquisition for samples from (a) Fiesta granodiorite and (b) East porphyry
and Elena granodiorite with different hydrothermal alteration types and intensity; (c) Reverse field IRM
acquisitions showing Hcr values in between 10 to 30 mT; (d) Samples from the Fiesta granodiorite show
rapid ARM acquistion ............................................................................................................................................... 125
Magnetic susceptibility versus temperature for four samples of the Fiesta granodiorite showing Curie temperatures
of magnetite................................................................................................................................................................ 126
Examples of orthogonal plots of (A) AF and (B) thermal demagnetization in samples from the Antena
granodiorite showing magnetite as the magnetic carrier of the characteristic direction. (bottom) (C) and (D)
Equal-area stereonets of characteristic directions at site An2 (C) and characteristic direction and planes
at site An1 (D)............................................................................................................................................................ 126
Typical orthogonal demagnetization diagrams for samples from Fiesta granodiorite and altered East porphyry (in situ
coordinates) ................................................................................................................................................................ 127
Equal-area projection of site-mean directions with semi-angle of confidence (Table 1). (A) Paleomagnetic results
in the Fiesta granodiorite and (B) Paleomagnetic results in the East porphyry to the east of the West fault .............. 128
A,B: AMS results in Fiesta (black) and Antenna granodiorites (grey). (A) Pole of foliations; (B) AMS lineations,
(C & D) magnetic foliation versus lineation for sites in situ (C) and in drill cores (D). (E) AMS results in the
mineralized units of the CIC....................................................................................................................................... 129
AMS ellipsoids in drill cores from the Fiesta granodiorite. In order to orient the samples in a common reference
frame, the magnetic foliations (or lineations for drill core PZM49) were rotated to a common azimuth. The same
correction is later applied to the ChRM directions ..................................................................................................... 131
Comparison of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) and anisotropy of anhysteretic remanent magnetization
(AARM) in several coercivity windows for different samples from the Fiesta granodiorite...................................... 133
Characteristic remanent magnetizations (ChRM) from samples from unoriented drill cores (left) and with respect
to the magnetic foliations (or lineations for PZM49) ................................................................................................. 134
Equal-area stereonets of the characteristic directions in sites and drill cores from the Fiesta granodiorite. (A)
Characteristic remanent magnetizations for sites in in situ coordinates; (B) reoriented assuming that the strike of
the magnetic foliation was N–S; (C) assuming that the magnetic foliation was N–S and vertical with horizontal
lineation; (D) same as (C) with the results from 4 drill cores..................................................................................... 135
INDICE DE FIGURAS
vi
Figure 18: (A) Orientation of magnetic foliation within the Fortuna Intrusive Complex. (bottom) Simple model explaining
the magnetic pattern. (B) Syntectonic intrusion of the Fortuna complex with a NE–SW subvertical magnetic
foliation at 38 Ma. The arrow corresponds to orientation of the characteristic remanent magnetization at the
time of emplacement during the late Eocene; (C) initiation of the sinistral displacement along the West
fault during the Oligocene. (D) present-day situation with rotated blocks near the fault. Damage zone
highlighted in grey ..................................................................................................................................................... 136
CAPITULO 5
Figura 5.1: Ubicación del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente a corta distancia de la capital regional Rancagua y
contigua al antiguo campamento minero Sewell ........................................................................................................ 139
Figura 5.2: Geología regional del distrito ..................................................................................................................................... 140
Figura 5.3: Edad versus contenido de sílice para rocas volcánicas e intrusivos para rocas dentro de la mina El Teniente
y zonas aledañas ......................................................................................................................................................... 142
Figura 5.4: Geología del yacimiento El Teniente ........................................................................................................................ 143
Figura 5.5: Distribución de leyes de Cu-Mo en el yacimiento El Teniente, en coordenadas locales. ........................................ 144
Figura 5.6: Resumen de los datos geocronológicos existentes para el yacimiento, en el que se ilustran los eventos
principales de alteración y mineralización, así como la edad de los diferentes intrusivos y brechas.......................... 146
Figura 5.7: (a) Fallas Mayores dentro del distrito El Teniente. Se puede observar la ubicación del yacimiento dentro de la
intersección de la Zona de Falla El Teniente y la Zona de falla Codegua, además de los límites de la subcuenca La Juanita-El Azufre, donde se ubica el yacimiento. (b) Ilustración esquemática de la Zona de Falla
El Teniente ................................................................................................................................................................. 149
Figura 5.8: (a) Mapa geológico local, cota 2284 mts., ilustrando la ubicación de los sectores de muestreo (en azul), las
galerias de las faenas de la mina y la localización de los sondajes utilizados para el estudio.................................... 152
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (a) Teniente
Sub-6 y (b) Regimiento. ............................................................................................................................................. 153
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (c) Esmeralda........... 154
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (d.1) y (d.2)
Dacita Teniente .......................................................................................................................................................... 155
Figura 5.9: Sitios asociados al muestreo distrital en las proximidades del yacimiento El Teniente.............................................. 156
Figura 5.10: Imagen BSEM correspondiente a magnetita fina (0.1-1 Pm) asociada a zonación en plagioclasa. .......................... 162
Figura 5.11: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa........................................................................ 164
Figura 5.12: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa........................................................................ 165
Figura 5.13: Asociación cuarzo+sericita+magnetita..................................................................................................................... 166
Figura 5.14: Gráficos composicionales ternarios para feldespatos, en los que se ilustran los resultados de plagioclasas
asociados a este trabajo .............................................................................................................................................. 168
Figura 5.15: Superposición de los resultados asociados a plagioclasas correspondiente a rocas alteradas versus roca huésped .. 169
Figura 5.16: Porcentajes de anortita en plagioclasas zonadas y/o con parches para cada uno de los sectores de muestreo,
donde cada cristal corresponde a una línea, en comparación a los intervalos definidos para la roca de caja en
el estudio de Burgos (2002)........................................................................................................................................ 170
Figura 5.17: Gráficos de composición molecular para plagioclasas del yacimiento y rocas volcánicas adyacentes, que
ilustran los mecanismos de substitución de (a) Ca2+ œ Na+, (b) Al3+ œ Si4+ y (c) Fe3+ œ Si4+. (d) % Anortita
versus Fe3+, mostrando el comportamiento del catión respecto a la presencia de este mineral dentro de la
solución sólida............................................................................................................................................................ 171
Figura 5.18: Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas. Sólo se considera la distribución de aquellos cationes con
relevancia en el análisis (ver texto), donde la escala de colores indica su concentración relativa .............................. 173
Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas ......................................................................................... 174
Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas ......................................................................................... 175
Figura 5.19: Mapeo de concentraciones de albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8) .............................................................. 176
Figura 5.20: Microfotografías de biotita TIPO I ........................................................................................................................... 180
Figura 5.21: (a) y (b) Microfotografías BSEM de magnetita asociada con biotita........................................................................ 181
Figura 5.22: Microfotografías de biotita TIPO II.......................................................................................................................... 182
Figura 5.23: Microfotografías de biotita TIPO III ........................................................................................................................ 183
Figura 5.24: Microfotografías de biotita asociada a estructuras.................................................................................................... 184
Figura 5.25: Gráficos de correlación de variables asociados a la proyección en el espacio de los vectores propios
obtenidos por ACP ..................................................................................................................................................... 187
Figura 5.26: Diagramas ternarios de clasificación para biotitas.................................................................................................... 189
Figura 5.27: Gráficos de discriminación de biotitas, respecto a (a) razón Fe/Fe+Mg versus AlIV y (b) Mg-Li versus
FeTOTAL+Mn+Li ......................................................................................................................................................... 190
Figura 5.28: Gráficos de fracción molar de halógenos en biotita respecto a su composición de Fe y Mg, ilustrando los
comportamientos de (a) Cl v/s Fe. (b) Cl v/s Mg. (c) F vs Fe y (d) F v/s Mg............................................................. 191
Figura 5.29: Evidencias texturales de alteración cuarzo-clorita-magnetita................................................................................... 192
Figura 5.30: Asociación de alteración clorita-magnetita............................................................................................................... 193
INDICE DE FIGURAS
vii
Figura 5.31: Microfotografías BSEM y análisis EDS de clorita ................................................................................................... 194
Figura 5.32: Evidencias texturales del evento magnetita+turmalina............................................................................................. 195
Figura 5.33: (a) Cristal bien desarrollado de turmalina en coexistencia con magnetita (b) Magnetita gruesa con
inclusiones de rutilo relacionada a glomerocúmulos de este mineral (a y b, ETR0201B). En (c) la alteración
mencionada se sobreimpone a una biotitización previa depositando abundante magnetita. (d) La textura de la
masa fundamental, así como la presencia de clorita se evidencia a nícoles cruzados (ETR-0401A). (e) y (f)
Magnetita anhedral-subhedral con microinclusiones de rutilo ................................................................................... 196
Figura 5.34: Diagrama ternario de clasificación para óxidos de Fe-Ti, donde se muestra que los datos en general plotean
en el miembro extremo correspondiente a magnetita de la serie de solución sólida de las titanomagnetitas.............. 199
Figura 5.35: Mapeo de elementos para asociaciones de óxidos de Fe-Ti encontrados en los cortes transparentes del
yacimiento, donde los colores más intensos se relacionan a mayor concentración del elemento estudiado. En
ellos se evidencia su coexistencia con rutilo-magnetita y menor esfeno .................................................................... 200
Figura 5.36: Gráfico temperatura versus fugacidad de oxígeno. El diagrama ilustra las condiciones probables asociadas
a depositación de biotita en función del contenido de sulfuros del sistema................................................................ 204
CAPITULO 6
Figura 6.1: Curvas IRM (a) por sector de muestreo y (b) por unidad litológica ........................................................................... 209
Figura 6.2: Diagramas de magnetización inducida v/s variación de la intensidad magnética adquirida normalizada para
muestras asociadas al yacimiento El Teniente............................................................................................................ 210
Figura 6.3: (a)-(f) Gráficos de ciclos de histéresis para muestras asociadas al CMET. (g) Diagrama Hr/Hs versus Jr/Js
para los especimenes de la misma unidad. Modificado de Day et al. (1977).............................................................. 212
Figura 6.4: Gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para diferentes muestras respecto a los sectores
de muestreo dentro y fuera de la mina........................................................................................................................ 214
Figura 6.5: Ejemplos de gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para muestras dentro de la mina
ilustrando (a), (b) y (d): presencia de maghemita. Para (c), aunque la susceptibilidad es baja, se ilustra el
quiebre de temperatura relacionado a magnetita. (e) y (f): Formación de una nueva fase magnética......................... 215
Figura 6.6: Gráficos de intensidad magnética versus etapa del lavado magnético, ilustrando las diferentes trayectorias
mencionadas en el texto ............................................................................................................................................. 217
Figura 6.7: Gráficos de MRN y susceptibilidad magnética (k) respecto a la línea de muestreo relacionada al sector
Esmeralda del yacimiento .......................................................................................................................................... 219
Figura 6.8: Mapas de (a) MRN y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la distribución de los bloques orientados
relacionada al sector Teniente Sub-6 del yacimiento ..........................................................................................221-222
Figura 6.9: Mapas de (a) MRN y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la distribución de los bloques orientados
relacionada al sector Regimiento del yacimiento ................................................................................................223-224
Figura 6.10: Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad magnética (k) para el muestreo realizado al
dentro de la mina ........................................................................................................................................................ 228
Figura 6.11: Características petrográfico-magnéticas para las familias de magnetita identificadas en este estudio...................... 231
Figura 6.12: Columna magnética simplificada del yacimiento El Teniente, mostrando la temporalidad asociada a las
edades de emplazamiento para los intrusivos, pórfidos y brechas constituyentes, así como los eventos de
alteración hidrotermal involucrados en su génesis ..................................................................................................... 234
Figura 6.13: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a: (a) resultados asociados a este estudio por sector y
sondaje; (b) Edades U-Pb en circón para las unidades constituyentes y Re-Os en molibdenita consecuente
con edades de mineralización..................................................................................................................................... 235
Figura 6.14: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a edades Ar-Ar plateau (a) en biotita; (b) en sericita.......... 236
CAPITULO 7
Figure 1: Geological map of the El Teniente mine area and paleomagnetic sampling sites...................................................... 244
Figure 2: Simplified geological map of the El Teniente copper deposit ................................................................................... 245
Figure 3: Detailed sampling maps (location in Figure 2). Each star corresponds to an oriented block ..................................... 246
Figure 4: Photographs of drill-core section (6cm in diameter) of 5 samples from the Mafic complex El Teniente .................. 247
Figure 5: Microphotographs of thin sections in samples from the El Teniente Mafic Complex ............................................... 249
Figure 6: Log-log plot of magnetic susceptibility versus intensity of NRM for all samples in the orebody. Altered rocks
are compared with country rocks of the volcanic Colon-Coya and Farellones Formations........................................ 252
Figure 7: top) Plots of NRM intensity and susceptibility variation along the Esmeralda profile from east to west.
Bottom) Plots of NRM intensity and susceptibility variation versus depth for drillcores SG184 and SG185 ............ 254
Figure 8: Magnetic susceptibility versus temperature experiments (K-T). Pure magnetite (580°C) is the main mineral
identified during K-T experiments (a,d). A second phase (400°C) is observed in some samples (b,d) upon
heating but not during cooling (green curves). (e & f) Variation of magnetic susceptibility measured at room
INDICE DE FIGURAS
Figure 9:
Figure 10:
Figure 11:
Figure 12:
Figure 13:
Figure 14:
Figure 15:
Figure 16:
Figure 17:
viii
temperature after each step of thermal demagnetization in air. (e) Samples from the felsic stock in drillcore
SG-185, (f) samples from the mafic complex from drillcores SG-184 and SG-185................................................... 255
(a) Examples of IRM acquisition for samples from Drillcore SG185. b) Back-field IRM experiments
showing Hcr values in between 10 and 50 mT. Multidomain magnetite is the dominant magnetic phase in
most samples with high magnetic susceptibility (hysteresis curve (c) and Day plot (d)............................................ 256
Orthogonal plots of thermal and AF demagnetizations. Samples 03DT1602B & 03DT1601A: Teniente dacite;
sample 00ETM1602A: MCET sector Mina; sample 00ETE2302A: MCET sector Esmeralda. Open (filled)
circles are projections in the vertical (horizontal) planes ........................................................................................... 258
Equal-area projections of ChRM directions determined in the different mine sectors; a) Teniente dacite;
b) Teniente sub-6; c) Regimiento; d) Esmeralda. e) Plot of the mean directions. Open (filled) circles are
projections in the upper (lower) hemisphere .............................................................................................................. 259
Examples of orthogonal plots of thermal (a, b, c, e, f, h) and AF (d, g) demagnetization of samples from
drillcores SG184 and SG185 (same convention as Fig. 8). i) Variation of intensity of magnetization during
thermal demagnetization for samples from the mafic complex in drillcores SG184 and SG185 ............................... 261
Variation of MDF values, intensity of NRM and ARM, inclination of characteristic direction in drillcore
coordinate versus depth for samples from drillcore SG185........................................................................................ 262
a) Log-log plot of ARM intensity versus NRM intensity for samples of drillcores SG184 and SG185. The
ARM was given with a DC field of 40µT and an AC field of 110mT. b) Comparison of the AF
demagnetization of NRM (filled symbols) and ARM (empty symbols) for three samples of drillcore SG185.
c) AF demagnetization of laboratory induced CRMs at 460°C with a dc field of 40µT............................................. 263
Equal-area projection of characteristic magnetizations in drillcore coordinates ........................................................ 264
Examples of orthogonal plots of thermal (a,b) and AF (c,d) demagnetization of samples ........................................ 265
Plot of the radiometric ages obtained for different rock units at El Teniente (Maksaev et al. 2004). Circles
are 40Ar/39Ar ages while rectangles are U-Pb ages. U-Pb ages in the diorites correspond to the two groups of
ages from the Northern and Central quartz diorites and the Sewell stock (Maksaev et al., 2004).............................. 270
CAPITULO 8
Figura 8.1: Contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas correspondientes al yacimiento CHUQUICAMATA,
EL TENIENTE y el COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA. (a) MRN versus k para todas las unidades muestreadas
pertenecientes a cada uno de estos depósitos. (b) Clasificación respecto a la mina y/o pórfido
cuprífero analizado..................................................................................................................................................... 279
Figura 8.2: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos
Cenozoicos menos alterados del sector. (a) MRN vs. MI. La diagonal punteada representa la Línea de
Koenigsberger. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q................................................................................................................ 282
Figura 8.3: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos
similares no alterados correspondientes al CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs.
Q. (c) k vs. Q .............................................................................................................................................................. 283
Figura 8.4: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos
similares no alterados correspondientes al CONTEXTO III indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs.
Q. (c) k vs. Q .............................................................................................................................................................. 284
Figura 8.5: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a
rocas volcánicas de la Formación Farellones correspondientes al CONTEXTO I indicado en el texto. (a) MRN
vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q............................................................................................................................. 287
Figura 8.6: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a
rocas volcánicas de la Formación Farellones correspondientes al CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN
vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q............................................................................................................................. 288
INDICE DE TABLAS
ix
CAPITULO 1
Tabla 1.1: Principales características de la alteración hidrotermal en un depósito tipo pórfido cuprífero ....................................... 13
Tabla 1.2: Momentos de spin de cationes basado principalmente en su presencia dentro de los minerales ferromagnéticos.......... 17
Tabla 1.3: Resumen de las características químico-ópticas de los estados de oxidación progresivos para la titanomagnetita
e ilmenita (basado en Haggerty, 1991)............................................................................................................................. 24
Tabla 1.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 25
CAPITULO 2
Tabla 2.1: Unidades litológicas muestreadas en sitios y sondajes al este del Sistema de Falla Oeste ............................................. 44
Tabla 2.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias respecto de los sitios y la
litología muestreada ......................................................................................................................................................... 62
Tabla 2.3: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes
correspondientes al bloque este de la mina....................................................................................................................... 67
Tabla 2.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 68
Tabla 2.3: (continuación)................................................................................................................................................................. 69
CAPITULO 3
Tabla 3.1: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético................................................... 80
Tabla 3.2: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.11. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+
calculada según metodología............................................................................................................................................ 96
Tabla 3.3: Resultados seleccionados de microsonda para óxidos de Fe-Ti de la Granodiorita Fortuna .......................................... 97
Tabla 3.4: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.15. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+
calculada según metodología.......................................................................................................................................... 104
Tabla 3.5: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes
correspondientes a la Granodiorita Fiesta (bloque oeste mina Chuquicamata) y la Granodiorita Antena (sectores
aledaños a la mina)......................................................................................................................................................... 110
CAPITULO 4
Table 1: Mean paleomagnetic results .......................................................................................................................................... 128
Table 2: Anisotropy of magnetic susceptibility ............................................................................................................................ 130
Table 3: Selected AARM data ...................................................................................................................................................... 132
CAPITULO 5
Tabla 5.1: Resumen de la relación entre los diferentes tipos de vetillas reconocidas por Cannell et al. (2005) en el pórfido
cuprífero El Teniente, respecto a su orientación y su temporalidad ............................................................................... 148
Tabla 5.2: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético. Se excluye la localización
de los bloques orientados ............................................................................................................................................... 151
Tabla 5.3: Análisis seleccionados de plagioclasas asociados al mapeo de distribución mostrado en la figura 5.19 ...................... 177
Tabla 5.4: Análisis seleccionados de biotitas asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina ............ 186
Tabla 5.5: Análisis seleccionados de magnetita asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina. Los resultados
incluyen la corrección Fe2+-Fe3+..................................................................................................................................... 198
CAPITULO 6
Tabla 6.1: Parámetros magnéticos relacionados al ciclo de histéresis obtenido en las muestras mencionadas
(JS, JrS, Hc, Hcr). Para la Magnetización de Saturación (Js) se descarta el aporte de los minerales paramagnéticos ...... 211
Tabla 6.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (CX) respecto de los
sectores de muestro y la unidad litológica respectiva..................................................................................................... 227
CAPITULO 7
Table 1: Paleomagnetic results .................................................................................................................................................... 256
CAPITULO 1: INTRODUCCION
Fundamentos de la investigación y aspectos metodológicos
-Planteamiento del Problema
-Objetivos e Hipótesis
-Metodología
-Síntesis Bibliográfica
1
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
Los procesos de alteración hidrotermal y mineralización asociados a la génesis y desarrollo de
un yacimiento implican cambios en la mineralogía de la roca huésped, ya sea por metasomatismo
y/o destrucción de minerales pre-existentes o bien, por el crecimiento de minerales de alteración
neoformados. La oxidación y/o cristalización de minerales “ferromagnéticos” relacionada a estos
eventos son capaces de producir cambios en las propiedades magnéticas de las rocas afectadas
por alteración y, por lo tanto, susceptibles de originar un contraste respecto a rocas de protolito
similar, pero no alterada.
En un yacimiento tipo pórfido cuprífero, ciertos óxidos de Fe-Ti y sulfuros de hierro pueden
registrar un magnetismo remanente, propiedad susceptible de ser utilizada como marcador de su
historia geológica vía un estudio paleomagnético. La interpretación de estos resultados depende
de la génesis multievento de este tipo de depósito, ya que los diferentes pulsos hidrotermales son
capaces de generar, modificar y/o destruir la mineralogía ferromagnética en respuesta a las
nuevas condiciones fisicoquímicas. Por lo tanto, si bien esta herramienta puede entregar
información respecto a la tectónica sin-post mineralización, es fundamental integrar estos
resultados con análisis de naturaleza petrográfico-geoquímica de los minerales ferromagnéticos y
su relación con las asociaciones mineralógicas de alteración. Al determinar la dependencia de las
propiedades magnéticas (y por ende, de la mineralogía magnética) de ciertos eventos
hidrotermales ocurridos en la roca se puede inferir su temporalidad relativa en función de la
interpretación del registro de la polaridad del campo magnético correlacionada con la
geocrononología del yacimiento.
Esta investigación fue realizada en dos yacimientos tipo pórfido cuprífero: (1)
CHUQUICAMATA (Eoceno-Oligoceno), reconocido como la principal mina de cobre del norte
de Chile, cuya génesis y posterior desarrollo están relacionados con la evolución temporal de la
Falla Oeste (Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005); y (2) EL TENIENTE (MiocenoPlioceno), la mina de cobre más grande del mundo. Las diferencias composicionales de la roca
huésped de cada depósito (granodioríticas y gabros-andesitas respectivamente, Faunes et al.,
2005; Cuadra, 1986), así como las particularidades asociadas a su alteración/mineralización y
estructuras permiten efectuar un análisis comparativo del comportamiento de las propiedades
magnéticas representativas de cada contexto geológico estudiado (Fig. 1.1).
2
Esta investigación examina, desde un punto de vista empírico, si la aplicación del
paleomagnetismo es factible en yacimientos tipo pórfido cuprífero para (1) describir la tectónica
sin o post mineralización utilizando las direcciones características obtenidas en las rocas del
depósito y correlacionando el periodo de adquisición de estas magnetizaciones remanentes con la
historia evolutiva del yacimiento; y (2) caracterizar las transformaciones que sufren los minerales
magnéticos en base a los eventos de alteración hidrotermal que registra la roca y su influencia en
la modificación de la señal magnética de la misma.
3
Figura 1.1: Ubicación de las franjas metalogénicas de pórfidos cupríferos de Chile-Perú. Los pórfidos cupríferos y
auríferos principales, así como los prospectos de los diferentes cinturones metalogénicos, son mostrados junto con su
rango de edad respectiva. Los yacimientos correspondientes a este trabajo son identificados en rojo. Modificado de
Camus, 2005.
4
1.2 HIPOTESIS Y OBJETIVOS
HIPOTESIS
“Los yacimientos tipo pórfido cuprífero tienen propiedades magnéticas distintivas respecto a
su entorno (roca huésped), producto de la modificación de la mineralogía ferromagnética
derivada de los procesos de alteración hidrotermal. Estas propiedades pueden ser utilizadas
como marcadores de la evolución geológica sin y/o post-mineralización de estos depósitos en un
estudio paleomagnético”.
OBJETIVO GENERAL
Determinar los efectos de la alteración hidrotermal en la mineralogía ferromagnética de los
yacimientos tipo pórfido cuprífero Chuquicamata y El Teniente, interpretando sus resultados
paleomagnéticos.
OBJETIVOS ESPECIFICOS
‰
Establecer la correlación entre la mineralogía ferromagnética de los pórfidos y roca huésped
con los tipos de alteración hidrotermal en estos yacimientos, basada en las transformaciones
que han sufrido por efecto de la sobreimposición de fenómenos hidrotermales y procesos
supérgenos.
‰
Validar el significado de los datos entregados por el paleomagnetismo en yacimientos tipo
pórfido cuprífero, identificando el portador del magnetismo remanente natural y su asociación
mineralógica-hidrotermal. Esto permite inferir el tiempo de adquisición del magnetismo
remanente en base a la geocronología de edades asociada a cada depósito, sustentando así
aquellas interpretaciones tectónico/estructurales derivadas de este estudio.
‰
Evaluar la contribución del magnetismo remanente (MRN) respecto del magnetismo inducido
(Mi=kH) en rocas mineralizadas.
‰
Determinar la distribución de las propiedades magnéticas versus litología y alteración
hidrotermal, para analizar la relación que existe entre estos parámetros en ambos depósitos. Lo
anterior permite hacer análisis comparativos entre la respuesta magnética de cada yacimiento,
en función de sus diferentes contextos geológicos.
5
1.3 METODOLOGIA
1.3.1 ESTUDIO BIBLIOGRAFICO
La recopilación de información y el estudio bibliográfico correspondiente fue dirigido a:
(1) Fundamentos del paleomagnetismo y aplicación a estudios tectónicos. Bases teóricas y
aplicaciones del paleomagnetismo, del que se desprenden una serie de temas complementarios a
considerar, como el comportamiento de los minerales “ferromagnéticos”, desde el punto de vista
magnético como químico y sus asociaciones paragenéticas respecto del ambiente en que se
forman. Los principales aspectos de estos temas son resumidos en el ANEXO A, el que se
recomienda examinar con detenimiento antes de comenzar a leer los capítulos del presente
trabajo.
(2) Aspectos principales de la geología de los yacimientos en estudio. Con el fin de obtener
comprensión adecuada de las particularidades asociadas a su génesis y la alteración hidrotermal
que presentan, así como el contexto geodinámico-temporal en que se desarrollan.
1.3.2 MUESTREO
¾ Campañas de Terreno
En adición a los muestreos preliminares en los yacimientos en estudio (Chuquicamata, año
2000; El Teniente, año 2000/01), se realizó una nueva campaña complementaria en la mina
Chuquicamata (28/07-30/07, año 2004), mientras que para el yacimiento El Teniente fueron
llevadas a cabo tres campañas de terreno adicionales: (i) dentro de la mina (11/12/2003); (ii) en
superficie (17/03/2004); y en sectores industriales, (diciembre, 2005) con el objetivo de obtener
muestras del “gabro no alterado” (sondajes diamantina [DD] y geotécnicos).
¾ Obtención de Muestras
En función de las características geotécnicas de las rocas estudiadas, como en atención a los
reglamentos de las minas estudiadas, los testigos paleomagnéticos fueron obtenidos tanto “in
situ”, por medio de una perforadora portátil, como por medio de bloque orientados y/o trozos de
sondaje diamantina (DD). Las especificidades relacionadas con cada tipo de muestreo pueden ser
consultadas en el ANEXO A, sección 5.
6
1.3.3 ESTUDIO PALEOMAGNETICO
¾ Mediciones de Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y Susceptibilidad
Magnética (k). En esta etapa del estudio se obtiene la señal magnética del espécimen previo a
cualquier análisis de tipo destructivo o que afecte los parámetros magnéticos originales,
considerando que tanto los análisis magnético-mineralógicos como la demagnetización de la
muestra lo someten a campos magnéticos/temperaturas capaces de borrar o modificar las
propiedades magnéticas originales.
¾ Cálculo de las Direcciones Magnéticas Características. Para obtener la dirección
característica del vector magnético, las muestras fueron demagnetizadas por campo alternante
(AF) o termal, lo que permite visualizar la trayectoria de demagnetización de la muestra. La
dirección característica corresponde a la declinación (D) e inclinación magnética (I) del campo
geomagnético en el momento de adquisición de la magnetización remanente para un lugar
determinado, lo que permite efectuar interpretaciones de naturaleza tectónica (rotación o
basculamiento de bloques). Para lo anterior, es importante tener en cuenta argumentos de tipo
magnético-mineralógico que permitan asignar la probable edad de la magnetización
característica y su naturaleza (primaria, termoquímica, química, parásita, entre otras).
¾ Mediciones de Anisotropía de Susceptibilidad Magnética. Si bien este parámetro fue obtenido
en todas las muestras, su interpretación sólo se realizó para aquellas unidades donde permiten
caracterizar la fábrica de la roca de forma consistente y/o sustentar interpretaciones tectónicas
en los yacimientos en estudio.
¾ Mediciones de Anisotropía de Remanencia Anhisterética (AARR). Este experimento sólo se
realizó en aquellos especimenes seleccionados de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita
Antena (mina Chuquicamata) con anisotropía de susceptibilidad magnética fuerte. Este
comportamiento eventualmente podría controlar una adquisición en una dirección preferencial
de la remanencia, pudiendo afectar el cálculo de las direcciones características.
7
1.3.4 ESTUDIO MINERALOGICO
¾ Microscopia óptica. El análisis detallado de la alteración hidrotermal de las muestras permite
reconocer asociaciones mineralógicas, interpretando la relación de la mineralogía magnética
con los pulsos hidrotermales y/o con los eventos primarios, así como la naturaleza de sus
texturas de exsolución-oxidación. Para esta etapa se realizaron descripciones detalladas de
testigos paleomagnéticos y cortes transparente-pulidos. También se obtuvo microfotografías
de los mismos ilustrando detalles importantes a considerar en el estudio magnéticogeoquímico.
¾ Estudios de alta resolución. Microscopio electrónico de barrido (SEM). Se obtuvieron
imágenes de electrones retrodispersados (BSE) dirigidas principalmente al análisis textural
(exsolución-oxidación) y paragenético de los óxidos de Fe-Ti. Lo anterior en base a las
diferencias de contraste que evidencia la fotografía, relacionadas a los pesos atómicos de los
cationes componentes.
1.3.5 QUIMISMO MINERAL
¾ Análisis EDS (Energy Dispersive X-ray Spectrometer)-WDS (Wavelength Dispersive
Spectrometer). Utilizado para el análisis cualitativo mineralógico básico, ya que al determinar
los elementos presentes en el mineral permite identificar aquellos no reconocidos a nivel de
estudio óptico dado su tamaño (inclusiones) y elaborar criterios de análisis para la microsonda.
En adición, se realizaron “mapas de concentración de elementos” para óxidos de Fe-Ti y
plagioclasa, permitiendo una mejor visualización de la distribución catiónica intramineral
respecto de texturas de oxidación y/o exsolución y/o reemplazos metasomáticos.
¾ Análisis de microsonda (EPMA). El estudio cuantitativo “in situ” de los óxidos de Fe-Ti, así
como
de
ciertos
minerales
de
impronta
magmática/hidrotermal,
puede
sustentar
interpretaciones respecto a la naturaleza de los minerales magnéticos en función de su
asociación mineralógica, así como de la movilidad catiónica, sensible a los cambios
fisicoquímicos del ambiente.
8
1.3.6 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA
¾ Análisis de susceptibilidad en función de la temperatura a bajo campo magnético (curvas K
versus T). Este experimento permite caracterizar los minerales magnéticos en forma directa
respecto a su Temperatura de Curie y de posibles transformaciones mineralógicas al someterse
las muestras a calentamiento/enfriamiento.
¾ Análisis de Magnetismo Remanente Isotermal (IRM). Estudio basado en la capacidad limitada
que poseen ciertos minerales ferromagnéticos de adquirir magnetización, lo que permite
realizar interpretaciones respecto de la mineralogía magnética presente en la muestra, siendo
el campo magnético aplicado en que alcanza la saturación (Hsat) y la forma de la curva de
magnetización adquirida (J v/s H) característicos. También entrega información sobre el
tamaño de grano.
¾ Estudios de Campo Coercitivo Remanente (Hcr). Complementario al análisis anterior, se
relaciona a la fuerza con la cual la muestra retiene la magnetización, lo que permite
caracterizar cualitativamente el tamaño de grano y realizar comparaciones de este parámetro
dentro de una misma unidad y/o entre rocas de composición similar. Además permite calcular
el Campo Coercitivo Remanente (Hcr) de la muestra.
¾ Ciclos de Histéresis. Su visualización gráfica permite deducir mezclas de tamaños de granos
de la mineralogía magnética en una muestra. Permite además obtener una aproximación
respecto a su naturaleza multidominio (MD) o monodominio (SD), en función de los
parámetros que lo definen (intensidad de magnetización a saturación [Js], intensidad de
magnetización remanente a saturación [Jrs], campo magnético coercitivo [Hc] y campo
magnético coercitivo remanente [Hcr]).
Un diagrama de flujo respecto de las diferentes actividades y etapas metodológicas llevadas a
cabo en el desarrollo de la investigación es ilustrada en la figura 1.2.
9
Figura 1.2: Diagrama de flujo representativo de la metodología seguida dentro de la investigación. Este permite
visualizar de manera ordenada las diferentes actividades realizadas tanto desde el punto de vista magnético, como
petrológico-químico, con el fin de encadenar resultados de manera posterior.
10
1.4 SINTESIS BIBLIOGRAFICA
Para contextualizar el estudio hacia los temas que constituyen su fundamento, a continuación
se presenta una síntesis bibliográfica básica de los aspectos más relevantes asociados a (1) génesis
y zonación de alteración hidrotermal en pórfidos cupríferos, (2) mineralogía magnética en
sistemas hidrotermales y supérgenos, y (3) paleomagnetismo y mineralogía magnética en
yacimientos de origen hidrotermal.
1.4.1 PORFIDOS CUPRIFEROS
1.4.1.1 DEFINICION Y CARACTERISTICAS DE UN YACIMIENTO TIPO PORFIDO
CUPRIFERO
Un yacimiento tipo pórfido cuprífero es reconocido como un depósito de Cu-(Mo-Au) de gran
tonelaje y baja ley (|0.5% Cu), asociados espacial y genéticamente con intrusivos porfíricos
multifase de emplazamiento poco profundo en la corteza (5-6 km; Sillitoe, 1972; 1981; Tosdal y
Richard, 2001), de cristalización rápida, donde la circulación de fluidos originados desde un
magma que cristaliza produce alteración hidrotermal y mineralización asociada. La roca de caja
intruida puede ser de cualquier tipo, pero la composición de los intrusivos porfíricos multifásicos
varía desde granítica hasta diorítica, donde la asociación de fenocristales corresponde a cuarzo,
feldespato-K, plagioclasa, hornblenda y biotita en una matriz de grano fino. Los minerales de
mena y ganga
pueden presentarse en forma diseminada, vetillas y enjambres de vetillas
(stockwork); en cuerpos de brecha y como rellenos de vesículas. Los pórfidos cupríferos tienden
a tener grandes dimensiones (cientos a miles de metros de diámetro), con formas que varían
desde circular a alongada, con un límite normalmente definido de manera arbitraria en base a una
ley de corte. En secciones verticales estos yacimientos tienen forma tabular o de embudo, donde
la mineralización tiende a mostrar patrones diferenciales respecto a la ley de cobre. Los sulfuros
primarios en estos depósitos corresponden mayoritariamente a pirita (FeS2) y calcopirita
(CuFeS2), con menores cantidades de bornita (Cu5FeS4), enargita (Cu3AsS4), tetrahedrita
(Cu12Sb4S13), así como trazas de molibdenita (MoS2) y esfalerita ([Zn,Fe]S). Los sulfuros
secundarios asociados al enriquecimiento supérgeno de este tipo depósito son: calcosina (Cu2S) y
covelina (CuS). En zonas oxidadas puede encontrarse malaquita (Cu2[CO3][OH]2), crisocola
([Cu,Al]2H2Si2O5[OH]· nH2O), atacamita [Cu2(OH)3Cl], copper wad y copper pitch entre otros
(Burnham & Ohmoto, 1980; Dilles & Einaudi, 1992).
11
1.4.1.2 ALTERACION HIDROTERMAL: MODELO DE LOWELL Y GILBERT (1970)
El modelo clásico para la zonación de tipos de alteración hidrotermal de un pórfido cuprífero
es el de Lowell y Gilbert (1970), basado en la compilación de 27 depósitos de estas
características. Estos autores mostraron la distribución espacial de la alteración hidrotermal en la
roca de caja y la simetría en el sector alterado. Además indica la ubicación de los sulfuros
primarios distintivos asociados a los procesos hidrotermales (Fig. 1.3).
Figura 1.3: Zonación clásica de un modelo tipo pórfido cuprífero. (a) Zonación de alteración hidrotermal. (b)
mineralogía de mena. (c) Ocurrencia de la mineralización (diseminada / vetillas). Modificado de Tosdal y Richards,
2001.
Este modelo corresponde a una idealización del yacimiento, por lo que muchas veces la
zonación ideal no ocurre, debido a las especificidades de cada depósito (estructuras, roca
huésped, contexto geodinámico). Respecto de la distribución de los tipos de alteración
hidrotermal presentado en el diagrama, se observa un núcleo de alteración potásica y un halo
externo de alteración propilítica, correspondientes a los primeros eventos de alteración
hidrotermal (alteración temprana). Sobreimpuesto al anterior, se observa una zona de alteración
fílica. La mayor concentración de menas primarias ocurre normalmente entre la zona potásica y
fílica. En algunos depósitos se presentan también zonas laterales de alteración argílica. Un
resumen de las asociaciones mineralógicas de alteración hidrotermal característica para cada
zona, sus condiciones fisicoquímicas y mineralización se indican en la tabla 1.1 y en la figura 1.4.
12
Tabla 1.1: Principales características de los tipos de alteración hidrotermal en un depósito tipo pórfido cuprífero
(Basada en Lowell & Gilbert, 1970; Gustafson, 1979, Dilles & Einaudi, 1992 y Titley, 1981 a,b, 1993; entre otros).
Nombre
Asociación mineralógica
Temperatura
Alteración
Potásica
Feldespato potásico en vetillas
finas y/o matriz entrecrecida con
cuarzo granular-mosaico. Biotita
alterando minerales
ferromagnesianos previos
Minerales accesorios: cuarzo,
magnetita, sericita, clorita.
También se describen flogopita
con anhidrita, yeso, illita y clorita.
Alta temperatura:
400° a 800°C.
Alteración selectiva
y penetrativa.
En vetillas:
350°-400°C o
biotita
300°-350°C.o
feld.K
Alteración
Propilítica
Clorita-epidota r albita, calcita,
pirita. La clorita altera
ferromagnesianos previos
(piroxeno-anfíbola) y biotita
primaria y/o secundaria.
Accesorios: cuarzo-magnetitaillita.
Corresponde al halo gradacional y
distal de la alteración potásica
(prógrado):
Aparece actinolita-biotita en el
contacto con la zona potásica;
actinolita-epidota o zona
propilítica y en las zonas más
distales: epidota-clorita-albitacarbonatos gradando a clorita y
ceolitas hidratadas
Temperatura baja:
200°-250°C. La
presencia de
actinolita (280°300°C) indica la
zona de alteración
propilítica interior.
Neutro a
alcalino.
Aumenta la
fugacidad de
azufre.
Magnetita+hematita
+pirita+<<galenaesfalerita.
Externo a la zona
propilítica: anillo de
mineralización:
vetas de esfalerita,
galena, calcopirita,
Au, Ag y pirita.
Temperatura sobre
los 250°C: sericita
A temperaturas más
bajas: illita (200°250°C) o illitasmectita (100°200°C).
5 a 6 (Neutro a
ácido).
Alta
fugacidad de
azufre.
Pirita+calcopirita+<
molibdeno-bornitacalcosina-covelinaesfalerita-galenaenargita-tennantitatetrahedrita
10% de pirita
Razón py/ccp=12/1
Alteración
Naturaleza penetrativa. La
Fílica
asociación mineralógica cuarzo(cuarzo-sericita) sericita tiende a destruir la textura
primaria de la roca afectada por
esta alteración.
Accesorios: clorita, illita y pirita.
Sobre 450°C: corindón-sericitaandalusita. En ambientes ricos en
Na: paragonita
Alteración
Argílica
Arcillas (caolinita)-cuarzo.
La caolinita altera a plagioclasas
previas y, en menor medida,
fenocristales de feldespato
potásico y sericita.
Condiciones de Minerales Metálicos
pH
Neutro a
Calcopirita-bornitaalcalino
pirita-trazas
molibdeno
1% de pirita
razón py/ccp=3/1
La caolinita se forma 4 a 5.
Pirita+calcopirita+<
a temperaturas bajo Para pH entre 3 bornita-molibdeno300°C.
y 4: alunita
tenantita-esfaleritagalena-enargitacalcosina
dominio de pirita
razón py/ccp=23/1
Alteración
Cuarzo residual (textura oquerosa) Amplio rango de
Entre 1 y 3.5
Enargita+pirita
Argílica
temperatura. Sobre
Bajo pH 2
Menor Au y Ag.
r alunita, jarosita, caolinita
Avanzada
350°C: Con
domina la
pirofilita, pirita. Alteración
Zona superior altamente destructiva. Los
andalucita
caolinita.
alta (periférica) minerales residuales conforman
Sobre pH 2,
alunita.
una estructura esqueletal.
13
Figura 1.4: Evolución paragenética de los tipos de alteración hidrotermal en depósitos tipo pórfido cuprífero
(modificado de Titley, 1993). A mayor temperatura hay vetillas sinuosas de cuarzo, que reflejan la reología dúctil de
la roca. A la alteración biotítica (600-400°C) se asocia biotita de reemplazo penetrativo-selectivo, con su
correspondiente halo de alteración propilítica externo, ambas de carácter prógrado. Desde los 400°C hacia abajo, la
alteración se presenta como una fase retrógrada, marcando además el comienzo de la mineralización metálica, ligada
con alteración potásica, vetillas rectas de biotita-cuarzo y feldespato potásico-cuarzo, y como reemplazo
metasomático en la roca huésped, para finalmente alcanzar temperaturas del orden de 250°C asociadas con alteración
fílica. La evolución descrita es en paralelo tanto a la evolución del enfriamiento del sistema, reológica (frágil-dúctil),
evolución de permeabilidad y razón agua-roca (relacionadas al parámetro n, correspondiente al factor vetillas/área).
Asimismo, considerando la razón agua/roca para cada evento de alteración hidrotermal, estabilidad de sulfuros y
transporte y precipitación de metales, la evolución de alteración y mineralización representadas se ajustan a la
evolución global del pórfido cuprífero.
14
1.4.1.3 DESARROLLO DE UN PERFIL SUPERGENO EN SISTEMAS TIPO PORFIDO
CUPRIFERO
Si un depósito tipo pórfido cuprífero es expuesto a procesos de alteración supérgena en un
ambiente subtropical y condicionado posteriormente al paso hacia un clima árido que favorece la
erosión y exhumación del depósito (como en el norte de Chile; Alpers y Brimhall, 1988; Sillitoe
y McKee, 1996), pueden desarrollarse procesos supérgeno de enriquecimiento secundario que se
superponen a los eventos de alteración/mineralización hipógenos. La figura 1.5 ilustra el perfil
supérgeno asociado a un pórfido cuprífero, donde en la porción superficial se encuentra un
horizonte lixiviado, con cuarzo residual, arcillas, abundantes óxidos e hidróxidos de fierro y
frecuentemente oquedades pseudomorfas de sulfuros denominados boxworks. La extensión
vertical promedio de esta zona es de 20-25 m y los valores de cobre son menores a 0.1-0.2%. Su
génesis se relaciona a la circulación de aguas meteóricas, cuyas condiciones altamente oxidantes
destruyen los sulfuros de Cu-Fe hipógenos, combinándose con el azufre liberado y originando
ácido sulfúrico (H2SO4), principal responsable de la fuerte lixiviación de las rocas de este nivel.
En profundidad le sigue un nivel oxidado, con mineralización de cobre oxidada (crisocola,
malaquita, atacamita, antlerita, brochantita, copper pitch y wad, etc.), asociados con óxidos e
hidróxidos de fierro. En general ocurre entre los 25 a 50 m, aunque su profundidad es variable.
Sus leyes pueden superar el 1%. Se relaciona también a la circulación de fluidos meteóricos,
pudiendo además recibir aportes de cobre desde la zona lixiviada. El cobre en solución migra a
profundidades en forma de sulfatos solubles, estables en condiciones oxidantes y ácidas. La
neutralización de las soluciones ácidas, por reacción con los minerales de la roca huésped
provoca precipitación de minerales oxidados de cobre, en una secuencia de estabilidad
dependiente del pH y el estado de oxidación (eH) del fluido. En ambientes más profundos, bajo el
nivel freático y en presencia de sulfuros primarios, las condiciones cambian de oxidantes a
reductoras. Bajo estas condiciones, los sulfatos son reducidos a sulfuros enriquecidos de cobre
(covelina y calcosina). Esta zona más profunda se denomina nivel de enriquecimiento
secundario. Ocurre normalmente bajo los 50 m y puede alcanzar espesores de hasta 200 m, con
leyes de Cu entre 1 y 2%. En algunos depósitos se puede generar, además, zonas intermedias de
óxidos-sulfuros secundarios, ligados a la migración del nivel freático.
Un resumen de los parámetros tectónicos y geodinámicos que controlan la formación de este
tipo de yacimientos puede consultarse en el ANEXO B, Sección 3.
15
Figura 1.5: Perfil de enriquecimiento supérgeno idealizado para un depósito de tipo pórfido cuprífero. Se puede
observar la organización en niveles de las zonas lixiviada, oxidada y de enriquecimiento supérgeno, junto con la
asociación de minerales de mena comunes relacionados a cada nivel. También se detallan los factores fundamentales
para la formación de este perfil, es decir: alzamiento, clima, tasas de erosión y el nivel freático. Además se observan
los niveles de lixiviación, oxidación y enriquecimiento supérgeno. Ilustrados a cada lado del sistema de
enriquecimiento, se observan sistemas exóticos hospedados tanto en grava (Mina Sur: Münchmeyer, 1996) como en
roca fracturadas principalmente (Damiana). Modificado de Becerra (2001).
16
1.4.2 MINERALOGIA
MAGNETICA
EN
SISTEMAS
HIDROTERMALES
Y
SUPERGENOS
La base elemental del paleomagnetismo la constituye la capacidad de los minerales
ferromagnéticos de una roca o material de registrar el vector de campo geomagnético al que están
sometidos al momento de enfriarse (bajo la temperatura de bloqueo Tb). En respuesta a las
variaciones en las condiciones fisicoquímicas del fluido, la mineralogía magnética cambia,
involucrando la modificación de las propiedades magnéticas de la roca, considerando su
dependencia de la estructura cristalina de los minerales ferromagnéticos y su composición y
distribución catiónica dentro de la estructura cristalina. Estas variables están ligadas directamente
con las configuraciones de los momentos magnéticos de spin de los cationes componentes y su
acoplamiento magnético dentro de la estructura (tabla 1.2). Otro parámetro imprescindible dentro
de un análisis de propiedades magnéticas corresponde al tamaño de grano, parámetro ligado
directamente con la “teoría de dominios” (ver ANEXO A, sección 4).
Tabla 1.2: Momentos de spin de cationes basado principalmente en su presencia dentro de los minerales
ferromagnéticos
Ion
Fe3+
Fe2+
Mn3+
Mn2+
Co2+
Ni2+
Ti4+
Momento de spin
(PB) por molécula
5
4
5
4
3
2
0
1.4.2.1 OXIDOS DE Fe-Ti
Los minerales magnéticos más importantes son los óxidos de Fe-Ti cuya composición está
representada por un diagrama ternario con miembros extremos FeO-Fe2O3-TiO2 (Fig. 1.6). En
este gráfico se definen además las series de solución sólida (SS) magnetita-ulvospinel (Fe3O4Fe2TiO4); ilmenita-hematita (FeTiO3-Fe2O3) y pseudobrookita-ferropseudobrookita (Fe2TiO5FeTi2O5). También hay que considerar aquellas composiciones intermedias asociadas a oxidación
entre la serie de las titanomagnetitas y titanohematitas, correspondiente a la serie de las
titanomaghemitas.
17
Figura 1.6: Diagrama ternario
composicional para óxidos de Fe-Ti.
Además de los miembros extremos
FeO-Fe2O3 y TiO2, se ilustran las
series
de
solución
sólida
correspondientes:
magnetitaulvospinel (Fe3O4-Fe2TiO4); ilmenitay
hematita
(FeTiO3-Fe2O3)
pseudobrookita-ferropseudobrookita
(Fe2TiO5-FeTi2O5, Modificado de
O`Reilly, 1984)
En una roca afectada por alteración hidrotermal, la génesis de los óxidos de Fe-Ti está ligada
principalmente a dos variables: la mineralogía de la roca huésped y la composición y
condiciones fisicoquímicas del fluido hidrotermal. En el primer caso, esta variable controla en
parte la disposición catiónica dentro de la roca huésped, como el Fe2+, Fe3+ y Ti4+ así como la
disponibilidad de aquellos cationes capaces de modificar las condiciones del fluido que produce
alteración por medio de reacciones de intercambio químico y/o precipitación de minerales
(buffer). Por lo tanto puede implicar de la misma forma el control de las eventuales
transformaciones de los minerales de Fe-Ti primarios respecto a las nuevas condiciones
fisicoquímicas impuestas por el fluido (Reed, 1997). A modo de ejemplo, para alteración
selectiva, o bien asociado a oxidación deutérica, un óxido de Fe-Ti primario como la ilmenita
responderá reequilibrándose respecto a las nuevas condiciones presentando exsoluciones y
reacciones de intercambio. Estas reacciones, si las condiciones de actividad de sílice y calcio en
la solución hidrotermal son las adecuadas, puede producir reemplazos parciales por esfeno de la
ilmenita (CaTiSiO5, Haggerty, 1991).
La segunda variable de relevancia que puede favorecer la depositación, alteración o
destrucción de la mineralogía ferromagnética se relaciona a parámetros como la temperatura (T),
estado de oxidación (eH), acidez (pH), fugacidad de oxígeno (f[O2]), actividad de azufre (aS) y
18
cationes componentes disueltos en un fluido hidrotermal (Andersen & Lindsley, 1988; Lindsley,
1991; Wood, 1998). Esto es mostrado en la figura 1.7, en la cual, a condiciones experimentales
específicas, una variación de la concentración de azufre en el sistema hidrotermal genera un
cambio en la definición del gráfico de fases Fe-O-S-H, influyendo directamente en las
condiciones de acidez y estado de oxidación a las que los óxidos y sulfuros de hierro presentan
estabilidad.
Figura 1.7: Gráficos pH versus fO2 para Fe-S-O-H a 200°C, presión de vapor saturado en agua (SWVP). (a) Para
6S=0.01; (b) 6S=0.001 y (c) 6S=0.0001 (Tomados de Wood, 1998). Se observa claramente la diferencia de los
campos de estabilidad de fase para los tres casos, así como la dependencia de la depositación de magnetita y/o
hematita del estado de oxidación del azufre, teniendo en cuenta que las fronteras de fase entre los minerales de hierro
tienen distintas reacciones de equilibrio. Por ejemplo, en presencia de H2S0 la frontera po-py está representada por la
reacción FeS + 0.5O2(g) +H2S0 = FeS2 + H2O; en cambio si domina el HS–, la ecuación de paso entre ambos
minerales es 2FeS + 2H+ + 0.5O2(g)=FeS2 + H2O(l) + Fe2+. Las abreviaciones utilizadas son las siguientes: py-pirita;
po-pirrotina; mag-magnetita; hem-hematita.
Los gráficos experimentales anteriores reproducen sólo una combinación de parámetros
fisicoquímicos dentro del espectro en que puede desarrollarse un sistema hidrotermal, lo que
sugiere que la complejidad asociada a la génesis de un pórfido cuprífero es capaz de generar
asociaciones de minerales ferromagnéticos complejas. Por lo tanto, considerando que la suma
“roca huésped”+“fluido hidrotermal” controla la composición y abundancia de óxidos de Fe-Ti
presentes en una roca mineralizada, es importante identificar los efectos químicos que produce un
proceso hidrotermal determinado, así como la asociación mineralógica correspondiente a los
fenómenos hidrotermales registrados. Esto permite analizar los resultados magnéticos obtenidos
en estas rocas alteradas asignándolos a un mineral dentro de la secuencia paragenética del
yacimiento.
19
1.4.2.2 BUFFERS DE OXIDACION
Algunas condiciones fisicoquímicas dentro de un sistema hidrotermal no tienen variabilidad
lineal, manteniéndose dentro de un intervalo dependiendo de la disponibilidad de un catión de
balance que logra mantener estos parámetros fijos (como K+, Ca2+, Na+) o bien, del cambio de
una asociación de minerales de alteración. Es el caso de variables como el pH y el eH (estado de
oxidación) del fluido, controlados por las series de minerales buffer. El conocimiento de las
condiciones que influyen en la génesis de una asociación buffer implica la caracterización directa
de los óxidos de Fe-Ti que depositados por un proceso hidrotermal, dada la respuesta del catión
Fe2+ respecto a un buffer específico (Fig. 1.8.c). Además, la presencia de minerales
correspondiente al gráfico de fases Fe-S-O-H, en conjunto con la reducción de sulfatos son
decisivos para la determinación de las series de minerales buffer redox (Fig. 1.8.c y d). Es
importante tener en cuenta que para las asociaciones buffer las consideraciones presentadas en la
subsección anterior también son válidas, i.e., son controladas por el tipo de roca huésped y por
parámetros termodinámicos como la temperatura (Fig. 1.8). Tanto la permeabilidad como la
razón agua/roca ligadas a la roca huésped son factores que inciden, entre otros parámetros, en el
área total de superficie a alterar y, por ende, en la disponibilidad de cationes y reacciones de
equilibrio-neutralización que se producirán durante el paso del fluido hidrotermal.
Figura 1.8: Reacción de una roca de composición andesítica al ser sometida al paso de un gas magmático ácido
condensado diluido a 300°C (Tomado de Reed, 1997). En (a) se ilustra los principales minerales de alteración
respecto al fluido inicial. (b) corresponde al pH y la molalidad total de los cationes mayores de la fase acuosa. Para
caracterizar la variación escalonada del pH en este grafico (ligada justamente a los buffer), basta observar la curva
correspondiente a la actividad de H+. El consumo y/o concentración del resto de los cationes depende de la
cristalización de las especies minerales indicadas en (a). En este estudio el catión de interés es el Fe2+, para el que se
presentan quiebres respecto a su composición en el fluido conectados tanto a la depositación de silicatos, como la
clorita ([Mg,Al,Fe]6[Si,Al]4O10[OH]8), epidota (Ca2[Al,Fe]3[SiO4]3[OH]) y biotita (K[Mg,Fe]3[Si3Al]O10[OH,F]2),
pero principalmente relacionados a la reducción de sulfatos magmáticos a sulfuros dependiente de la oxidación de
Fe2+ a Fe3+, precipitando como magnetita (FeO·Fe2O3) y hematita (Fe2O3).
20
Figura 1.8 (cont.): Evolución del fluido descrito a través del paso en roca huésped respecto a :(c) Molalidades de
especies ácido-base y redox seleccionadas. (d) Óxidos, sulfuros y sulfatos de alteración. (e) Molalidad total para
metales de mena en fase acuosa. Como se indicó anteriormente, el contenido de Fe2+ en el fluido tiene directa
relación con el de los ligantes SO42- y H2S, capaces de controlar estados redox del sistema involucrado en la
depositación de pirita y sulfuros de metales base. Cabe destacar que la trayectoria de Cu2+ muestra cierta semejanza
con Fe2+, mostrando su relación directa y/o el control que ejerce este catión en las condiciones de precipitación de
minerales de Cu. A modo de ejemplo, es posible visualizar que algunos buffer dentro de su reacción de equilibrio
incluyen de forma directa la participación de óxidos y sulfuros de Fe (grafico (d)), como es el caso del buffer a,
sujeto al equilibrio entre pirita con HSO42- y Fe2+; los buffer c y d, dependientes del equilibrio hematita-pirita; el
buffer e, correspondiente a hematita-magnetita, que se termina con la disolución de toda la hematita y el buffer f que
incluye dentro de su serie mineralógica a la magnetita. Es importante tener en cuenta que estos buffer también
poseen otros tipos de restricciones, acopladas tanto al pH como a la actividad de ciertos cationes.
21
De lo anterior se puede deducir que para comprender la relación de una asociación
mineralógica específica con ciertas propiedades magnéticas presentadas es imprescindible
establecer una correlación entre los óxidos de Fe-Ti y los minerales de alteración identificados,
permitiendo interpretar su contribución a la señal magnética asociada a las rocas mineralizadas.
Un detalle de estas propiedades y sus bases teóricas son discutidos en el ANEXO A, sección 7.
1.4.2.3 ESTADOS DE OXIDACION DE LOS OXIDOS DE Fe-Ti
La génesis de los óxidos de Fe-Ti, y, por consiguiente, de los minerales magnéticos en un
sistema hidrotermal está ligada principalmente a tres variables: (1) temperatura, (2) mineralogía
de la roca de caja, y (3) composición y condiciones químicas del fluido hidrotermal. Ya que un
evento de alteración hidrotermal es de naturaleza metasomática, impondrá modificaciones
mineralógicas en la roca y, por consiguiente, a los minerales preexistentes. Un paralelo entre los
efectos del hidrotermalismo respecto a otros procesos naturales susceptibles de modificar la
mineralogía ferromagnética se observa en la figura 1.9, donde los miembros del diagrama
ternario FeO-Fe2O3-TiO2 y sus variaciones evidencian la sensibilidad de las fases finales de los
óxidos de Fe-Ti en base a los cambios de aquellos parámetros termodinámicos involucrados. Por
otra parte, si sólo considerando los fenómenos hidrotermales de mayor temperatura (600-350°C)
asociados a la formación de un yacimiento tipo pórfido cuprífero, los diagramas de estabilidad de
fase para óxidos de Fe-Ti sufre transformaciones (Fig. 1.9.b, c y d). A su vez, ya que los
desequilibrios del “ambiente” son grabados por estos minerales, se puede estimar su estado de
oxidación según el análisis de Buddington y Lindsley (1964), obteniendo información de la
mineralogía magnética ígnea del sistema en base a la reconstrucción cualitativa de los procesos
de oxidación que afectan la roca (tabla 1.3). Bajo los supuestos anteriores, se puede interpretar
una correlación entre cierta asociación mineralógica representativa de un evento de alteración
hidrotermal y una familia específica de minerales magnéticos.
22
Figura 1.9: (a) Diagrama ternario correspondiente a distintos fenómenos susceptibles de producir cambios de las
asociaciones mineralógicas existentes en una roca al ser sometidas a nuevas condiciones impuestas por un evento
geológico posterior. En el diagrama se indica la composición intermedia Fe2.4Ti0.6O4 (TM60) ya que, desde este
punto hasta el miembro extremo Fe3O4 de la solución sólida de las titanomagnetitas, son composiciones apropiadas
para la generación por oxidación de miembros de la serie de las titanomaghemitas. (b), (c) y (d) Cambio de
asociaciones mineralógicas en el diagrama de fases para los óxidos de Fe-Ti respecto a la temperatura. Los
diagramas representan temperaturas de 800, 600 y 400°C a presiones de 1-2 kbar, semejantes a las asociadas a
emplazamiento de intrusivos porfíricos (6-7 km.; 3.3 km a1kbar). Las líneas segmentadas en (b) y (c) indican la
coexistencia de (Mt-Ulv)ss y (Hem-Ilm)ss bajo las condiciones de fugacidad de oxigeno del buffer indicado (WM:
Wustita-Magnetita; FMQ: Cuarzo-Fayalita-Magnetita; NNO: Níquel-NiO. Se observa además la tendencia desde
(Fps-Psb)ss hacia Psb con el descenso de la temperatura ( (a) Modificado de O’Reilly, 1984; (b), (c) y (d)
modificados de Linsdley, 1991)
23
Tabla 1.3: Resumen de las características químico-ópticas de los estados de oxidación progresivos para la
titanomagnetita e ilmenita (basado en Haggerty, 1991).
Mineral
Oxidación de
titanomagnetita
primaria
Estado de
Características
oxidación
C1
Mt-UlvSS ópticamente homogénea.
C2
C3
Oxidación de
intercrecimientos
de titanohematitailmenita
C4
C5
C6
C7
Reacciones
S.S. enriquecida en magnetita con baja densidad
6Fe2TiO4 + O2=6FeTiO3
de ilmenita “lamellar” exsuelta paralela al plano
+2Fe3O4
^111`.
Titanomagnetita pobre en Ti, con un aumento de
4Fe2TiO4 + O2=4FeTiO3
la densidad de “ilmenita lamellar” exsuelta
+2Fe2O3
paralela al plano ^111` del mineral huésped.
Primeros estados: textura “moteada” de los
intercrecimientos de ilmenohematita, asociada a
diminutas exsoluciones de espinel y desarrollo de
ferri-rutilo en ilmenita.
Estados más avanzados: La metailmenita es más
clara (HemSS) y la titanomagnetita cambia hacia Lamellas similares a estado de
colores café oscuro (MtSS). Aumentan los oxidación R2 y R3 en ilmenita
reflejos internos de la meta-ilmenita, con grados
variables de anisotropía. Hay una orientación de
los lentes de ferri-rutilo paralelo a las láminas de
metailmenita (0001). El centro de las zonas con
ilmenita lamellar está más afectado que los
bordes.
Desarrollo de Rt+TitanoHemss. Ferri-rutilo
persiste en zonas menos oxidadas. El rutilo y la
titanohematita se desarrollan extensivamente en
zonas con metailmenita lamellar. Los contactos
aserrados entre planos lamellares exsueltos y la
Equivalente a estado de
titanomagnetitas son más pronunciados que en
oxidación R5 de ilmenita
estado C4. A estados más avanzados, comienza
a
desarrollarse
exsoluciones
en
la
titanomagnetita y los contactos tienen forma de
frentes de reemplazo
desde
Desarrollo
incipiente
de
PsbSS
rutilo+titanohematita a lo largo de los planos
PsbSS+Rt+titanoHtSS
^111` relictos. El desarrollo de lentes de rutilo es
mas fino que para el estado de oxidación R5 en
ilmenita.
Es el estado más avanzado de oxidación del
espinel original. La PsbSS típicamente muestra
dos texturas distintivas: lámellas pseudomorfas
respecto al plano ^111` o intercrecimientos de
PsbSS+ HtSS
textura grafica con titanohematita. Estas texturas
dependerán por una parte, de la exsolución
lamellar extensiva de ilmenita-hematita en el
primer caso, o por otra parte, del desarrollo de
exsoluciones de tipo sándwich o compósito,
donde la estructura espinel sigue manteniendo
grandes concentraciones de Ti.
24
Tabla 1.3: Continuación
Oxidación de ilmenita
primaria
R1
R2
R3
R4
R5
R6
R7
Ilmenita homogénea
Incremento de la reflectividad y cambio de
color.
Desarrollo de lentes sigmoidales de rutilo a lo
Ilm férrica+Rt férrico
largo de los planos {0001} y {01C11} de la
ilmenita. Hay una tendencia de las lámellas a
ser más gruesas respecto al plano {0001}
Los lentes comienzan a engrosarse y a ser más
abundantes, con cambios de color, reflectividad
y anisotropía. Las exsoluciones de forma
Rt férrico+ (Ilm ferrica)
sigmoidal dan origen a una textura conocida
como syneusis.
Más complejo que R3 y R5.
Ilmenita y titanohematita están presentes como
mineral huésped en proporciones similares.
Rutilo férrico y rutilo ocurren como lentes Rt+titanoHt+Rt férrico+Ilm
sigmoidales o como finas lámellas, orientadas
férrica
respecto a los planos {0001} y {01C11} de la
ilmenita. La composición de las fases descritas
es altamente variable
Desarrollo extensivo de rutilo y titanohematita,
con un blanqueamiento de este último producto
del aumento de Fe3+ y la pérdida de TiO2. Los
Rt+titanoHt
lentes de rutilo férrico son bien definidos y con
un fuerte control cristalográfico.
Desarrollo de PsbSS en base a la asociación
mineralógica R5. En estados incipientes
aparece en fracturas y bandas de granos, pero si
la oxidación se intensifica, reemplaza regiones
Rt+titanoHt+(PsbSS)
más centralizadas del grano, con preferencia
por los lentes de rutilo.
Las formas lenticulares bien definidas de los
estados R3-R5 son destruidas por las formas de
la PsbSS, con un reemplazo raramente
completo.
Predominancia de PsbSS. Tienden a presentarse
fantasmas de rutilo férrico y, en algunos casos,
PsbSS = (Rt+titanoHt)
inclusiones de rutilo+hematita con textura de
“gotas” o sub-grafica.
25
Otras de las características fundamentales de las titanomagnetitas corresponden a las texturas
de oxidación ligadas a exsolución y/o intercrecimiento con ilmenita. Estas son:
(a) Tipo trellis: Dado que el plano {111} del espinel es cercano al plano {0001} de la ilmenita,
por efectos de oxidación-exsolución tiende a aparecer ilmenita lamellar a lo largo del plano
{111} de la titanomagnetita. Es común que exista también una transición desde el estado descrito
(<1-10 Pm) a lámellas respecto a todos los sets de planos octaedrales de la estructura (Fig.
1.10.a).
(b) Tipo Sándwich: Bandas espesas de ilmenita (25-50 Pm) a lo largo de un arreglo de planos
octaedrales. No son abundantes dentro de un mismo cristal y, en algunos casos, puede existir una
sola banda. Muestran contactos bien definidos con la titanomagnetita y pueden coexistir con
texturas tipo trellis, pero están raramente en contacto con inclusiones de tipo compósitos, con una
secuencia paragenética entre ambas indeterminada (Fig. 1.10.b).
(c) Tipo compósito: Corresponden a inclusiones euhedrales-subhedrales de ilmenita presentes en
titanomagnetita, con contactos bien definidos respecto a su mineral huésped. Ocasionalmente
muestran orientación respecto a planos determinados. Pueden tener un origen magmático o bien,
ser producto de oxidación-exsolución de Mt-UspSS (Fig. 1.10.c).
Figura 1.10: Texturas de exsolución-oxidación-reemplazo de óxidos de Fe-Ti primarios. (a) Exsolución de ilmenita
en titanomagnetita tipo (a) trellis. (b) sándwich y (c) compósito. (d), (e) y (f) microfotografías de texturas de oxiexsolución más avanzadas. (d) textura syneusis (IlmSS-HemSS) de apariencia atigrada. (d) Textura gráfica
(Rut+HemSS+Psb). (f) Martitización: la oxidación permite visualizar los planos {111}. (a, b y c) modificado de
Haggerty (1991). (d, e y f), este trabajo.
26
1.4.2.4 IMPLICANCIAS
MAGNETICAS
DE
LAS
EXSOLUCIONES:
Inversión
de
la
magnetización y magnetización lamellar
Las diferentes transformaciones antes mencionadas no sólo tienen consecuencias relacionadas
a la composición de las fases mineralógicas; también afectan las propiedades magnéticas de la
roca a consecuencia directa tanto del cambio químico-estructural y del tamaño de los minerales
de Fe-Ti. Basta recordar, a modo de ejemplo, que la formación de dominios es función de este
parámetro y que a su vez la coercividad de la intensidad de magnetización de un mineral depende
del número de dominios magnéticos dentro del mineral. Dos efectos producidos por estos
cambios a minerales ferromagnéticos de naturaleza primaria son los llamados inversión de la
magnetización y magnetismo lamellar. Estos efectos son descritos en detalle a continuación, con
el fin de ejemplificar los efectos magnéticos que son capaces de producir los desequilibrios
fisicoquímicos que involucra la alteración hidrotermal. Ambos tópicos son de amplio debate
hasta hoy.
Magnetización Termorremanente Invertida
Este fenómeno está asociado al mecanismo de acoplamiento antiferromagnético entre una fase
de baja temperatura de Curie (Tc) fuertemente magnética y una fase de mayor Tc y de menor
coercividad (Dunlop, 1990). Al enfriarse, la fase de mayor Tc atrapa una magnetización alineada
paralelamente al campo magnético aplicado, pero al alcanzar la Tc de la segunda fase, esta
muestra un alineamiento antiparalelo respecto a la fase de mayor temperatura, por lo tanto la
magnetización resultante es antiparalela al campo magnético aplicado (Harrison & Putnis, 1995).
Por ejemplo, en el caso de las titanohematitas, la exsolución de miembros ricos en fierro para
sistemas con fracciones de Ilm<50%.
Magnetización Lamellar
Este tipo de magnetismo ha sido fuente de intensa investigación en la ultima década (Robinson
et al., 2002; Robinson et al, 2004; McEnroe & Brown, 2000; McEnroe et al., 2001; entre otros),
ya que puede explicar valores inusuales de intensidad de magnetismo remanente en rocas de
enfriamiento lento donde no existen miembros ferrimagnéticos asociados a la serie Ilm-HemSS
primarios, como por ejemplo en una roca volcánica. En este caso se propone que las exsoluciones
lamellares de IlmSS-HemSS producidas por fenómenos de oxidación y reequilibrio en la roca son
capaces de generar un comportamiento ferrimagnético, ya que las superficies de contacto entre
27
zonas enriquecidas en Fe3+ y empobrecidas en Ti4+ y viceversa no son abruptas, sino que tienen
una composición transicional entre ambos miembros exsueltos, generando un vector magnético
resultante, que sumado al asociado a otras capas dan origen al ferrimagnetismo observado (fig.
1.11).
Figura 1.11: Modelo de magnetismo lamellar multicapa (tomado de Robinson et al., 2002). Las columnas a y b
corresponde a hematita como mineral huésped; c y d, a ilmenita. Las flechas oscuras muestran el vector magnético
resultante de cada capa catiónica. Las flechas abiertas representan el vector magnetico resultante de cada lámella. El
modelo corresponde a una Simulación de Monte Carlo, con un número de capas catiónicas y lamellas variables, que
permite modelar el comportamiento de las exsoluciones de las titanohematitas, donde la presencia o ausencia de un
vector resultante dependerá del numero de lámellas total del modelo, el número de lámellas exsueltas, su
composición y el lugar dentro del modelo de lámellas, considerando que entre las sub-estructuras A y B (capas
alternadas) el comportamiento es antiferromagnético.
1.4.3 PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA EN YACIMIENTOS DE
ORIGEN HIDROTERMAL
Las investigaciones respecto de la aplicación del paleomagnetismo en rocas mineralizadas son
escasas. Esto se relaciona principalmente con la génesis hidrotermal compleja de los depósitos
minerales, requiriendo estudios minuciosos de orden magnético-mineralógicos para determinar el
mineral portador de la magnetización. En Chile se han efectuado estudios preliminares de este
tipo en los yacimientos tipo pórfido cuprífero Chuquicamata, El Teniente y Los Pelambres
28
(Faúndez, 2002; Astudillo, 2003; Tapia et al., 2005), cuyo principal objetivo se relacionó a la
factibilidad de desarrollar un estudio paleomagnético de mayor detalle en cada depósito, con la
entrega de resultados parciales respecto de los efectos de la alteración sobre las propiedades
magnéticas originales de la roca huésped. En yacimientos tipo Kiruna e IOCG (El Romeral y El
Laco, respectivamente) las interpretaciones se sustentan principalmente en la correlación
establecida entre la composición-tamaño de los minerales de mena (titanomagnetita/magnetita y
hematita) y su dependencia de los fenómenos magmático-hidrotermales presentes en cada
depósito (ver Bookstrom, 1977; Nystrom & Henríquez, 1994; Naslund et al., 2002, entre otros),
permitiendo definir la contribución del magnetismo remanente natural y/o inducido en el
modelamiento de anomalías magnéticas (Alva-Valdivia, 2003 a y b). Un planteamiento similar
para el yacimiento La Candelaria
ha sido propuesto por Taylor (2000) y la subsecuente
discusión formulada por Roperch et al. (2001).
Este método también ha sido aplicado en otros depósitos de cobre: Mantos Blancos y Manto
Verde (Tassara et al., 2000; Ramírez et al., in prep), que evidencian un fuerte control litológicohidrotermal de su respuesta magnética. Es el caso de las brechas hidrotermales, donde la
abundancia relativa de especularita y/o hematita influye directamente en los valores de MRN
presentados por esta unidad. Para el distrito Carolina de Michilla, si bien la alteración
hidrotermal se relaciona a la depositación de magnetita y hematita, magnéticamente es imposible
diferenciar el cuerpo mineralizado de la roca de caja (lavas no mineralizadas, Townley et al.,
2007).
Estudios tectónicos recientes basados en datos paleomagnéticos obtenidos desde yacimientos
de Zn-Pb han sido realizados en Alaska (Red Dog, Lewchuk et al., 2004), Canadá (Navan,
Symons et al., 2002) e Irlanda (Pillara mine, Symons et al., 2005), así como en depósitos de Mn
(Kalahari
field, Evans et al., 2001). Para estos depósitos las consideraciones
magnetoestratigráficas derivadas de los eventos de alteración hidrotermal registrados en la roca
huésped son indispensables, ya que la interpretación se realiza en base a su correlación con la
geocronología del yacimiento. Esta herramienta, en conjunto a análisis magnético-mineralógicos,
ha contribuido además al modelamiento magnético de yacimientos de fierro-apatito en México
(El Encino, Las Truchas, Peña Colorada, Cerro de Mercado y Distrito Naica. Alva Valdivia et
al., 1995; 1998; 2001; 2003).
29
CAPITULO 2:
ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS
Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL YACIMIENTO TIPO
PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y GRANITOIDES
ALTERADOS (Bloque este de la mina)
-Antecedentes Geológicos
-Petrografía y Alteración Hidrotermal del yacimiento e intrusivos
encajantes
-Resultados Magnético-Mineralógicos
-Discusiones
30
2.1 UBICACIÓN Y GENERALIDADES
El yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata es el núcleo y depósito principal del
distrito homónimo, que constituye una concentración excepcional de Cu, Mo y otros elementos
de interés económico a escala regional, y es reconocido como una “anomalía a escala planetaria”
(Faunes et al., 2005). Está localizado en la provincia de El Loa, Región de Antofagasta, Chile, en
los Andes Centrales (22º16.5’S; 68º54’W), a 2800-3000 m.s.n.m. (Fig. 2.1). Se ha explotado
desde el siglo XIX, inicialmente a pequeña escala en afloramientos de cuerpos oxidados y vetas
de minerales de Cu oxidados de alta ley, correspondiente a la expresión superficial del
yacimiento. La extracción de mineral en forma industrial se realiza desde 1915, cuando comenzó
la explotación por medio de una mina a rajo abierto de los oxidados de Cu diseminados (Faunes
et al., 2005). Hasta el año 1997 se estima que 2.035 millones de toneladas métricas (Mt) de
mineral de mena han sido extraídos desde el yacimiento, con recursos remanentes estimados en
6.450 Mt con 0.55% de Cu (Ossandón y Zentilli, 1997).
Figura
2.1:
Ubicación
del
yacimiento tipo pórfido cuprífero
Chuquicamata. También se puede
observar la localización de otros
yacimientos importantes asociados a
la franja Eoceno-Oligoceno del
norte de Chile.
31
2.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO
Considerando los numerosos trabajos realizados en este yacimiento y con el fin de facilitar al
lector la exposición de los resultados de esta investigación, en esta subsección se presenta un
resumen de algunos aspectos geológicos de la mina Chuquicamata, fundamentales para la
comprensión de las interpretaciones basadas en la alteración hidrotermal, su relación con la
mineralogía magnética (CAPITULO 2 y 3), así como consideraciones estructurales a nivel local y
distrital que sustenten interpretaciones tectónicas derivadas desde el estudio paleomagnético de
estas rocas (CAPITULO 4). Para mayor detalle se sugiere consultar el ANEXO B, denominado
“Antecedentes geológicos expandidos de los yacimientos tipo pórfido cuprífero chilenos
Chuquicamata y El Teniente”.
2.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL
El yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata está hospedado en rocas intrusivas
terciarias, ligado al emplazamiento de complejos intrusivos Cenozoicos elongados y de
orientación noreste (Lindsay, 1997, Fig. 2.2). La roca huésped de la mineralización corresponde a
tres unidades porfíricas, con distintas texturas y cantidades variables de plagioclasa, cuarzo,
ortoclasa y biotita. Estas unidades son las denominadas: (1) Pórfido Este, granodiorítica a
monzodiorítica, con abundantes fenocristales fuertemente empaquetados y escasa matriz; (2)
Pórfido Oeste, monzogranito a granodiorita, con fenocristales espaciados y matriz sacaroidal; y
(3) Pórfido Banco, monzodiorítico, con una distribución bimodal de tamaño de fenocristales en
una matriz afanítica (Aracena, 1981). El intervalo de edades en el que se emplazan estas unidades
varía entre los 35.6 a 33.0 Ma (U-Pb en circón; Ballard et al., 2001), siendo el pórfido Este el más
antiguo, de mayor distribución volumétrica y el que concentra la mayor parte de los minerales de
mena (Fig. 2.3).
Chuquicamata tiene relación espacial y temporal con el Sistema de Fallas de Domeyko (DFZ),
específicamente la Falla Oeste, la cual lo corta (Ossandón et al., 2001). Esta falla, subvertical y
de rumbo aproximado N-S, pone en contacto el bloque mineralizado en su pared oeste con la
Granodiorita Fiesta (Fortuna Clara), perteneciente al Complejo Intrusivo Fortuna, con edades
aproximadas entre 39.3-36.2 Ma (Ballard, 2002).
32
La roca encajante del sistema de pórfidos corresponde a intrusivos más antiguos cuyas edades
no han sido establecidas con seguridad. Es el caso del Granito Este, con edades mínimas entre
196±6 y 189±6 Ma (K-Ar en roca total, Tomlinson et al., 2001); y la Granodiorita Elena,
asignada al Cretácico (K-Ar en roca total: 125±6 Ma. Ambrus, 1979; Lindsay et al., 1995;
Ossandón et al., 2001) y, más recientemente, al Eoceno (Ballard et al., 2001). Igualmente, existen
afloramientos de rocas estratificadas mesozoicas (metasedimentitas y metavolcanitas: Formación
Caracoles?, Lindsay, 1997), y de depósitos cuaternarios. La distribución de las diferentes
unidades mencionadas, tanto dentro como fuera del rajo, pueden observarse en las figuras 2.2 y
2.3.
33
34
35
2.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION
El depósito de Chuquicamata tiene forma de un cuerpo tabular vertical alongado en dirección
N-S, 4.500 m. de longitud, 800 m. de ancho y al menos 1.500 m de profundidad de acuerdo a
Faunes et al. (2005). Los eventos de alteración y mineralización hipógena de Chuquicamata,
están agrupados en dos categorías principales (Faunes et al., 2005): (i) evento temprano de baja
sulfidización, con bajos contenidos de pirita dentro de la asociación de sulfuros y (ii) evento
tardío fílico, con abundantes minerales sulfurados y pirita. Adicionalmente existió un evento de
alteración supérgena (Flores, 1985).
Los tipos de alteración hidrotermal correlacionados con el primer evento hidrotermal son los
siguientes (con su asociación de minerales de alteración representativa): potásica de fondo
(biotita+feldespato-K-sericita+arcillas);
clorítica
(clorita+>albita-ankerita-calcosina-epidota);
alteración potásico-intensa dividida en dos sub-etapas: feldespato-K-cuarzo grano fino o K-Sil
(feldespato-K+albita+cuarzo+<anhidrita)
+sulfuros+>feldespato-K).
y
sericita
gris-verde
temprana
(sericita+cuarzo
Asociadas al evento descrito también se emplazan las vetas y vetillas
de cuarzo-molibdenita o “Vetas Azules” y, finalmente, las vetillas de calcopirita con halos
sericíticos (calcopirita+halos de cuarzo-sericita-calcopirita).
El segundo evento hidrotermal está representado por alteración cuarzo-sericita (sericita
+cuarzo+pirita+menor caolinita y raro cuarzo+alunita), altamente penetrativa, ligada a repetida
mineralización de sulfuros, con superposición espacial y temporal, que indican la evolución del
grado de sulfidización del fluido. Posteriormente se emplazan las vetas tardías, vetillas y
microbrechas (calcopirita+covelinarhematitaranhidritaryeso sin pirita), de distribución muy
localizada.
Relacionadas a procesos supérgenos, existen tres zonas: la zona de enriquecimiento débil,
asociada a fracturas y zonas de falla, donde la ocurrencia de sulfuros supérgenos está subordinada
a la presencia de sulfuros hipógenos; la zona de enriquecimiento intenso, altamente fracturada y
con abundantes cavidades, lixiviación de sulfatos y un gran porcentaje de sulfuros hipógenos
reemplazados y, por último, la zona de oxidación y lixiviación, correspondiente a capas oxidadas
ricas en limonita y/o mineralización oxidada de Cu, principalmente desarrollada en la parte norte
del yacimiento.
36
Las edades de los diferentes pulsos de alteración hidrotermal han sido obtenidas por medio de
relaciones genéticas con los pórfidos del sistema, relaciones de corte y, en algunos casos, a través
de dataciones radiométricas en minerales de alteración. La edad asignada a la alteración potásica
de fondo es 33.4 Ma (Ar-Ar en biotita y feldespato-K; Reynolds et al., 1998); para las vetas
azules, 34.9 ±0.17 Ma (Re-Os en molibdenita; Ossandón et al., 2001) y 31.1 Ma, para la
alteración cuarzo-sericita (Ar-Ar en sericita; Reynolds et al., 1998). Para la alteración supérgena,
si bien no hay dataciones directas en el yacimiento, su edad probablemente se encuentre
constreñida dentro del rango interpretado para este evento en toda la zona norte de Chile, es
decir, entre 19-9 Ma (Sillitoe & McKee, 1996; entre otros).
La distribución en planta de zonas o tipos de alteración hidrotermal y mineralización se ilustra
en la figura 2.4.
37
38
Figura 2.4: Distribución en
planta de (a) zonas de
alteración hidrotermal. En
letra cursiva se indica la
equivalencia entre tipos de
alteración
hidrotermal
descritos
en
diferentes
trabajos. (b) Mineralización
en el yacimiento. Modificado
de Faunes et al. (2005)
2.2.3 ESTRUCTURAS PRESENTES EN EL DISTRITO
El emplazamiento de los pórfidos y los eventos de alteración/mineralización en el yacimiento
presentan un fuerte control estructural, por lo que un estudio paleomagnético aporta información
complementaria desde el punto de vista tectónico. Dentro de la mina, las estructuras más
importantes son la Falla Oeste y la Zona de Deformación Este (Falla Mesabi). Sus principales
características, tanto a nivel regional como dentro de la mina, se indican a continuación.
¾ FALLA OESTE
Constituye el segmento norte del sistema de fallas de Domeyko y es conocida por su
exposición en el rajo de la mina Chuquicamata. Corresponde a una estructura regional,
constituida por un arreglo de fallas transcurrentes e inversas paralelas al arco, de probable edad
Cenozoica (Ossandón et al., 2001). Se extiende varios cientos de kilómetros en el norte de Chile
y presenta un “comportamiento dinámico segmentado” (movimiento depende de la posición
geográfica y/o contexto geológico). Los yacimientos del distrito Chuquicamata están distribuidos
a lo largo de esta falla (Fig. 2.5).
Evidencias de actividad transcurrente N-S de esta falla existen al norte de los Cerros de Paqui,
correspondientes al desarrollo de fallas de rumbo NNE, no conectadas directamente, con
indicadores cinemáticos de cizalle dextral (Tomlinson & Blanco, 1997). Hacia el norte, entre
Copaquiri y Quebrada Puno (21-21.5°S), tres de estas fallas muestran arreglo en echelón,
alteración cuarzo-sericita y mineralización de Au. En la zona de Pastos Largos (al norte de El
Abra), existen zonas de falla transcurrente dextral aisladas, cuya alteración evidencia una edad de
39.3±1.4 Ma (K-Ar en sericita: Tomlinson & Blanco, 1997). El movimiento de esta falla en el
Eoceno Superior se limitó a la formación de bandas miloníticas N-S durante el enfriamiento en la
Granodiorita Antena, con indicadores de cizalle dextral (Reutter et al., 1996).
Diferentes autores (Aracena, 1981; Maksaev & Zentilli, 1988; Tomlinson & Blanco, 1997a y
b; Lindsay, 1997; Ossandón et al., 2001) proponen que esta falla controla la intrusión del pórfido
cuprífero Chuquicamata asociada a la formación del yacimiento, en base a evidencias de
foliación y deformación dúctil presentes en la Granodiorita Fortuna y el Pórfido Este, y la
consecuente alteración y mineralización, dada la repetitiva apertura de fracturas acoplada a sus
movimientos (Maksaev, 1990; Lindsay, 1997).
39
En la mina, entre los 34-33 Ma se puede definir una inversión del movimiento transcurrente de
la falla desde dextral a sinistral (Lindsay et al., 1996). Este estilo de deformación se mantiene
aproximadamente hasta los 31 Ma (Oligoceno Medio-Mioceno Inferior), ya que existen familias
de fallas transcurrentes sinistrales que cortan la alteración de tipo cuarzo-sericita ligada al
movimiento de cizalle dextral previo; así como indicadores S-C en salvanda y brechas de falla en
el yacimiento de Chuquicamata (Reutter et al., 1996). En la parte norte de la Zona de Falla Oeste
una familia de fallas oblicuas de cizalle sinistral-normal y fallas verticales sinistrales pliegan
depósitos sedimentarios (Formación Papajoy, Tomlinson et al., 2001). El movimiento de rumbo
sinistral de la falla continua al menos hasta los 15 Ma, en base a edades K-Ar en tobas, relaciones
de contacto-corte de gravas supérgenas mineralizadas en El Abra con fallas transcurrentes
sinistrales, y fallas de rumbo sinistrales menores que afectan zonas de enriquecimiento supérgeno
en Chuquicamata. Este límite es estimado por la edad de la Ignimbrita Huasco (16.6±03 Ma, KAr en biotita), que sobreyace la parte norte de la Falla Oeste, con escarpes menores (Tomlinson
& Blanco, 1997b).
Basado en similitudes litológicas, químicas y edades del Complejo Intrusivo Fortuna (CIF) y
El Abra, Dilles et al. (1997) proyectan un desplazamiento sinistral de la falla de 35±1 km, aunque
indican que una componente en el manteo podría explicar las diferentes elevaciones de los
bloques separados por la falla (bloque oeste posee subsidencia relativa respecto a bloque este). En
este contexto, McInnes et al. (1999), por medio de la aplicación de termocronometría (U-Th)/He
en apatito, propone un alzamiento del bloque correspondiente la Granodiorita Fortuna, sin
considerar movimientos de rumbo de la falla y evidencias de terreno a favor de un descenso del
bloque con respecto a su posición inicial (El Abra, Tomlinson et al., 2001). Finalmente, entre el
Mioceno Superior-Plioceno, el movimiento de esta falla se caracterizó por pequeños
desplazamientos de rumbo y verticales, contemporáneos al levantamiento de la Precordillera
(Maksaev et al., 1994).
¾ FALLA MESABI-ESTE (Zona de Deformación Este, Faunes et al., 2005)
Corresponde al conjunto de fallas más antiguo en el yacimiento. Formada en el contacto entre
los pórfidos Chuquicamata y la Granodiorita Elena, de rumbo NNE y manteo de alto ángulo al
W. Constituida por bandas de milonitas, cataclasitas y brechas de falla recristalizadas, otorgando
espesores variables en planta a esta zona, en función de su grado de deformación. Algunos
40
autores (Rojas & Lindsay, 1997; Lindsay, 1997; Faunes et al., 2005) le atribuyeron un fuerte
control estructural del emplazamiento del Complejo Intrusivo Chuquicamata, así como los
subsecuentes eventos de alteración hidrotermal, en base a sus evidencias de movimiento
transcurrente dextral y la curvatura al oeste de la falla Portezuelo, relacionando sólo a la Falla
Oeste con eventos tardíos de la evolución del yacimiento (zona de alta pirita). Esto es
consecuente con la interpretación propuesta por Reutter et al. (1996), los que indicaron que los
movimientos de la Falla Oeste son post-mineralización.
Considerando sus similaridades en el estilo de deformación, Tomlinson y Blanco (1997)
indican que, al sur de los Cerros de Paqui, el “pseudos-plegamiento” del bloque Granodiorita
Este puede asociarse a la rotación de bloques de la Sierra Limón Verde. Esto se habría producido
entre los 45-40 Ma, en un periodo de actividad sinistral de la falla, si bien los indicadores de este
movimiento son, más bien, producto de eventos más jóvenes ligados a la Falla Oeste. Además,
estos indicadores de movimiento sinistral se superponen a indicadores dextrales de la Falla
Mesabi, asociados al periodo entre los 34-33 Ma, permitiendo inferir a los autores mencionados
que ambas fallas pertenecen al mismo sistema estructural. Lo anterior se contrapone a las nuevas
interpretaciones de Faunes et al. (2005), quienes consideraron el sistema de falla Mesabi más
antiguo que la Falla Oeste.
¾ Otros sistemas estructurales
Dentro del yacimiento se han definido diferentes sistemas de fallas locales (Falla Americana,
Falla Zaragoza, Falla C-2, Falla Estanques Blancos, Falla Balmaceda, Falla Portezuelo y
Dominio de fallas NNW), cuya génesis y desarrollo estarían ligados genéticamente a la Falla
Oeste y/o a la Falla Mesabi. Este es el caso de estructuras que forman asociadas a una cuenca
“pull-apart” o bien, como fracturas tipo Riedel, interpretaciones hechas en base a los esfuerzos
del distrito para el Eoceno-Oligoceno (Maksaev & Zentilli, 1988; Reutter et al., 1996; Ossandón
et al., 2001; entre otros). Su distribución dentro de la mina es ilustrada en la figura 2.6. La
caracterización ampliada puede ser consultada en el ANEXO B.
41
Figura 2.5: Configuración estructural de la Falla Oeste y la Falla Mesabi tanto dentro de la mina Chuquicamata
como en el contexto distrital.
42
Figura 2.6: Diferentes modelos de dominios estructurales presentes en el yacimiento. (a) Faunes et al., 2005. (b)
Ossandón et al., 2001. (c) Rojas y Lindsay, 1997.
43
2.3 RESULTADOS
MAGNETICO-MINERALOGICOS
EN
EL
SISTEMA
TIPO
PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA
2.3.1
MUESTREO
Para este estudio se obtuvo un total de 141 muestras desde el yacimiento y afloramientos de
intrusivos no mineralizados (al este del rajo, tabla 2.1). La distribución en planta de los sitios y
sondajes muestreados puede observarse en la figura 2.7 y 2.8. La denominación SITIO
corresponde a un grupo de testigos paleomagnéticos representativos de una misma ubicación. El
protolito de las unidades muestreadas es de composición predominantemente granodiorítica, a
excepción de aquellos especimenes de la Zona de Deformación Este. Evidencian intensidad de
alteración hidrotermal variable: potásica de fondo, potásico-silícica, clorítica, cuarzo-sericítica y
supérgena. En este estudio los testigos paleomagnéticos se identifican respecto a la unidad
litológica que representan.
Tabla 2.1: Unidades litológicas muestreadas en sitios y sondajes al este del sistema de Falla Oeste.
Unidad litológica muestreada
Muestreo Año 2000
Pórfido Este
Granodiorita Este
Muestreo Año 2004
Pórfido Este
Granodiorita ElenaGranodiorita Este
Granodiorita Elena
Zona de Deformación Este
Sitio
Ubicación
(En coord. Mina)
Número de
Muestras
Pe1
Pe2
Pe3
Pe4
Pe5
Pe6
Ge1
4150N / 3700E
4400N / 3250E
3450N / 3650E
4050N / 3900E
5150N / 3500E
5600N / 3750E
4200N / 2000E
3
4
13
5
5
19
6
Pe7
Ge3
4650N / 3650E
4420N / 4400E
6
4
Ge4
2940N / 3950E
2
Ge2
3980N / 3980E
21
15
103
TOTAL MUESTRAS SITIOS
Unidad litológica muestreada
Muestreo Año 2000
Zona de Deformación Este
Pórfido Este brechizado
Muestreo Año 2004
Pórfido Este
Pórfido Este-Zona de Deformación
Este
Granito Este-Zona de Deformación Este
Sondaje
Ubicación
(En coord. Mina)
Número de
Muestras
CH-4006
CH-4594
2478N / 3993E
2544N / 3100E
23
5
CH-6693
CH6438
CH6439
Sin Información
3150N / 3600E
3140N / 3590E
8
5
5
PZM-40
4050N / 4200E
7
TOTAL MUESTRAS SONDAJES
38
TOTAL MUESTRAS UTILIZADAS
141
44
Figura 2.7: Mapa geológico de la mina Chuquicamata, donde se muestra la ubicación de los sitios y sondajes
muestreados al este de la Falla Oeste. En el diagrama se observa también el sistema de coordenadas de la mina y su
proyección en coordenadas UTM. Modificado de Ossandón et al. (2001).
45
Figura 2.8: Ubicación de los sitios y sondajes muestreados en el bloque este de la mina Chuquicamata versus la
distribución de los tipos de alteración hidrotermal presentes en el yacimiento. Modificado de Ossandón et al. (2001).
46
2.3.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES
AL ESTE DE LA FALLA OESTE
Considerando que los contrastes entre las propiedades magnéticas correspondientes a un
mismo tipo litológico son consecuencia de la alteración hidrotermal presente en el yacimiento, es
necesario determinar qué tipo de alteración hidrotermal existe en los sitios y sondajes analizados,
así como sus resultados mineralógico-magnéticos, para establecer finalmente su relación. A
continuación se realiza un resumen de los grupos definidos en función de las principales
características petrográficas observadas en muestras del Pórfido Este y de la roca de caja al este
de la mina (Granito Este y Granodiorita Elena). Las descripciones detalladas pueden ser
consultadas en el ANEXO C.
A. PORFIDO ESTE con alteración SELECTIVA
(Sitios Pe1 y Pe3; Sondajes CH6438 y CH6439)
o Características. En estas muestras se preserva las características del protolito. De textura
porfírica, holocristalina, hipidiomórfica, inequigranular, de grano medio-grueso, presenta
fenocristales de plagioclasa euhedral-subhedral, cuya macla puede ser obliterada por alteración
argílica y fracturamiento; ortoclasa anhedral y empañada; hornblenda subhedral-anhedral, con
clivaje característico y como pseudomorfos totalmente reemplazados por un agregado de cloritarutilo; y biotita, subhedral-anhedral. La masa fundamental corresponde a un agregado de
cuarzo+feldespato-K+plagioclasa accesoria, con texturas de mosaico y extinción ondulosa
intracristalina. Accesorios son los “ojos de cuarzo” semiredondeados.
o Alteración Hidrotermal. Los tipos de alteración hidrotermal interpretados son los siguientes:
potásico de fondo, asociada a reemplazo parcial de plagioclasa por feldespato-K y de minerales
ferromagnesianos por biotita-rutilo-magnetita. Probablemente también se relacione a
recristalización de la matriz. Sobreimpuesta hay cloritización parcial de la hornblenda y biotita
(Fig. 2.9.a y b), en bordes-clivajes y, eventualmente, afectando a todo el cristal , y, localmente,
alteración potásico-silícica, relacionada a evidencias de cataclasis. La plagioclasa y, en menor
medida, la ortoclasa evidencian sericitización y argilización. Puede o no existir escasa
calcopirita pequeña e irregular diseminada en la masa fundamental con magnetita.
47
o Mineralogía
Magnética.
Corresponde
a
magnetita
accesoria
subhedral-anhedral
predominantemente asociada a minerales máficos alterados, tamaños entre 0.5-0.05 mm,
desgarradas y con evidencias de oxidación (martitización y hematitización) en bordes-fracturas
o, eventualmente, afectando a todo el cristal (Fig. 2.9.c y d).
B. PORFIDO ESTE con alteración PENETRATIVA
(Sitios Pe2,Pe4, Pe5, Pe6, Pe7. Sondajes CH4594 y CH6693)
o Características. Si bien la alteración hidrotermal oblitera las características del protolito, en
ocasiones se distingue su textura holocristalina porfírica. Localmente puede observarse
fenocristales de plagioclasa gruesa (>2-0.5 mm) subhedral-anhedral, con reemplazo variable de
sericita-arcilla-calcita originando pseudomorfos tabulares; feldespato-K redondeado, de bordes
carcomidos y con reemplazo por caolinita. La biotita se observa desgarrada y decolorada,
alterada a clorita-sericita-rutilo y con eventual presencia de pliegues kink. La masa fundamental
corresponde a un agregado granular grueso de cuarzo y feldespato-K, con evidencias de
recristalización. En ciertos casos se observan fracturas paralelas (¿cizalle?).
o Alteración Hidrotermal. De las asociaciones mineralógicas se pueden inferir los siguientes
tipos de alteración hidrotermal: clorítica, observada en remanentes de biotita; potásico-silícica,
relacionada a reemplazo penetrativo de la roca por un agregado de cuarzo-feldespato-K (Fig.
2.10.c). Sobreimpuesta a las anteriores se evidencia una alteración cuarzo-sericita muy
destructiva, asociada además a pirita y apatito prismático accesorio (Fig. 2.10.a, b y e).
Localmente se relaciona a texturas de mosaico, sageníticas y “ojos de cuarzo”. La mineralización
puede encontrarse diseminada (calcopirita± bornita, reemplazada por calcosina-covelinadigenita, fig. 2.10.d y f) o en vetillas rectas/stockworks (cuarzo-pirita-<<calcopirita+enargita).
La alteración supérgena se infiere a partir de la presencia de caolinita-alunita, sulfuros
supérgenos e hidróxidos de hierro.
o Mineralogía Magnética. Es escasa, distinguiéndose magnetita relicta irregular parcialmente
oxidada, hematita cristalina asociada a rutilo, y limonitas de Fe (goethita+hematita terrosa)
diseminada y en fracturas relacionada a argilización.
48
Figura 2.9: Evidencias de alteración hidrotermal selectiva en el yacimiento. (a) Biotita con bordes cloritizados y
“deshilachados”, textura relacionada a la aparición de rutilo. (b) Reemplazo total de un mineral máfico por
clorita+opacos. Efectos de la alteración hidrotermal en minerales ferromagnéticos (luz reflejada). (c) Magnetita
irregular con evidencias de maghemitización. En (d), correspondiente a un zoom del cristal anterior, se ilustra la
diferencia entre un sector de la magnetita no afectado por oxidación versus sectores más a los bordes con texturas
“gusanoidales”. (e) Magnetita con evidencias de hematitización en fracturas. (f) Cristal de magnetita parcialmente
maghemitizado en asociación con calcopirita.
49
50
Figura 2.10: Evidencias de alteración penetrativa y mineralización en el yacimiento. (a) Cuarzo en mosaico+sericita y opacos (súlfuros), con crecimiento ocasional de
muscovita. (b) Pseudomorfo de plagioclasa con reemplazo de sericita. (c) Textura granular de cuarzo+feldespato-K. (d) Bornita-calcopirita entrecrecidas+digenitacovelina en bordes. (e) Pirita diseminada y (f) Bornita reemplazada por calcosina-digenita.
C. ROCA DE CAJA (GRANITO ESTE-GRANODIORITA ELENA)
(Sitios Ge1, parte sitio Ge2, Ge3, Ge4. Tramos PZM-40)
o Características. Rocas de textura primaria holocristalina, fanerítica, equigranular de grano
medio. Constituida por plagioclasa euhedral, con maclas dobladas o quebradas y fracturamiento
(Fig. 2.11.a y b); feldespato-K irregular y bordes carcomidos; cuarzo anhedral grueso, y biotita
reemplazada por clorita, que también aparece diseminada y en fracturas asociada a rutilo y
magnetita oxidada (Fig. 2.11.b). Menor calcita en fracturas. Eventualmente existen brechas
hidrotermales de clorita-especularita
o Alteración Hidrotermal. Estas muestras evidencian alteración propilítica, que se puede
presentar como cloritización diseminada (±calcita) y/o en la matriz de brechas con fragmentos
correspondientes a los intrusivos descritos. Localizada y en relación a texturas cataclásticas puede
inferirse una probable alteración potásico-silícica. Finalmente, en base a la presencia de arcillaslimonitas, se interpreta la presencia de meteorización y/o alteración supérgena superpuesta.
o Mineralogía Magnética. Magnetita accesoria, con tamaños entre 0.5-0.01 mm, diseminada
junto a clorita. Algunos cristales presentan maghemitización. Si las evidencias de oxidación son
considerables, se puede observar reemplazo total de este mineral por hematita cristalina-terrosa y
goethita, correspondientes a pseudomorfos euhedrales-subhedrales (Fig. 2.11. c y d).
D. ZONA DE DEFORMACION ESTE
(Parte sitio Ge2. Sondaje CH4006 y tramos PZM-40)
o Características. Corresponde a una roca gris-negruzca muy frágil (¿salvanda de falla?), con
foliación localizada. Su textura varía desde granolepidoblástica a granonematoblástica, asociada a
orientación de minerales micáceos, menor calcita, y granos de cuarzo pequeños entrecrecidos
dentro de bandas oscuras anastomosadas (Fig. 2.11.e y f); o bien a hornblenda alterada a biotita.
Se observa además la presencia de pórfidoclastos de plagioclasa.
o Alteración Hidrotermal. La presencia de microvetillas de cuarzo-calcita rectas y epidota
diseminada asociada a pirita, puede relacionarse a alteración propilítica y probable silicificación.
51
o Mineralogía Magnética. La abundancia y naturaleza de los minerales magnéticos es variable
dependiendo de la muestra estudiada. Existe un predominio de la magnetita, grande y anhedral
(>0.5-0.1mm), o pequeña y euhedral (0.01 mm). La hematita es escasa y diseminada.
Figura 2.11: Evidencias de alteración hidrotermal y deformación en el Granito Este. (a) Pliegues ondulados en
maclas de plagioclasa. (b) Ferromagnesianos alterados por clorita, con evidencias de pliegues kink. Se observa
además un opaco (posiblemente magnetita) fuertemente obliterado por meteorización (limonitas de Fe). (c) y (d)
Magnetita con evidencias de hematitización en bordes y sectores “picados” (reflejos internos rojos). Textura
milonítica y deformación en la Zona de Deformación Este: (e) Diferentes familias de vetillas rectas de cuarzo-calcita
que cortan el contacto entre zonas más granulares respecto a bandas carbonosas anastomosadas. Se evidencia
también la presencia de opacos (magnetita). (f) Pliegue sinusoidal de vetilla.
52
2.3.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA
ANÁLISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM)
Las curvas de IRM correspondientes al Pórfido Este evidencian mezclas de minerales
magnéticos de baja y alta coercividad, (magnetita y hematita respectivamente), con un
incremento de la hematita en función de la alteración hidrotermal penetrativa (Fig. 2.12.a).
Para muestras asignadas al Pórfido Este con alteración selectiva (00Pe0101A) no se observa
saturación completa en comparación a intrusivos no alterados (Plutón Caleu no alterado, Parada
et al., 2005), si bien el 95% de la magnetización es adquirida en el rango 200-270 mT. Esto
indica la presencia de magnetita con escasa oxidación (presencia de hematita).
En el caso del Pórfido Este con alteración penetrativa, la magnetización adquirida en el rango
señalado es menor (Pe0401A: |90%; Pe0309A|75%; Pe0608A|60%), lo que se relaciona al
aumento de la cantidad de hematita en la muestra en función de la alteración que presenta. Las
diferencias de las curvas IRM indicativas de la presencia de hematita para ciertas muestras de
este grupo podría correlacionarse con el tipo de alteración hidrotermal predominante (Pe0309A:
cuarzo-sericita; Pe0608A: cuarzo-sericita penetrativa; Pe0612A: supérgena Ge0103A: brecha
hidrotermal, matriz de clorita-hematita especular), considerando que este parámetro depende del
tamaño de los cristales y/o su génesis (Dunlop, 1973; Kletetschka et al., 2001; Kletetschka &
Wasilewski, 2002).
Para aquellas muestras correspondientes a la roca de caja (Granito Este-Granodiorita Elena),
las curvas indican la presencia predominante de magnetita y menor cantidad de hematita (Fig.
2.12.b). Las diferencias entre la forma de las curvas de adquisición de magnetización y los
valores de saturación respectivos (siempre menores a 270 mT) se correlacionan con
heterogeneidad del tamaño de la magnetita, ya que mientras más grande es, satura con mayor
facilidad (ver ANEXO A, sección 4: “Teoría de Dominios”). La conclusión obtenida a partir de la curva
representativa de la muestra Ge02-1901A (Zona de Deformación Este) es similar.
53
Figura 2.12: Curvas IRM asociadas a (a) Pórfido Este, con diferentes grados de alteración y (b) Roca de Caja:
Granito Este y Granodiorita Elena cloritizados. Además se ilustra una muestra perteneciente a la Zona de
Deformación Este (ZDE).
ANALISIS DE CAMPO COERCITIVO REMANENTE (HCr)
Este análisis se realizó en muestras con evidencias magnético-mineralógicas de la presencia de
magnetita (Pórfido Este menos alterado y roca de caja: Granito Este-Granodiorita Elena), ya
que es necesaria una saturación cercana al total para poder obtener el campo al que pierde toda la
magnetización adquirida anteriormente. Al comparar las curvas obtenidas para muestras del
Pórfido Este menos alterado con aquellas relacionadas a rocas de composición similar
(Granodiorita Antena, este estudio), se observa que poseen un HCr menor (10-12 mT). Esto
implica un tamaño mayor de la magnetita (tipo multidominio [MD]) y, por ende, mayor
inestabilidad (Butler & Barnejee, 1975) como lo indican las observaciones petrográficas.
Las muestras de la Granodiorita Elena presentan valores variables de HCr, lo que define dos
grupos: el primero, de coercividad moderada (Ge02-1502A, Ge02-0501B) sugiere la presencia de
magnetita multidominio, pero con un tamaño menor que las antes mencionadas. Para el segundo
grupo, sus altos valores de HCr probablemente se correlacionan con la presencia de
hematitización parcial (Ge0107A, Ge02-1301A, Fig. 2.13), en acuerdo con aquellas
interpretaciones derivadas de las curvas IRM.
54
Figura 2.13: Diagrama de variación
de la magnetización inducida v/s
intensidad magnética adquirida
normalizada
para
muestras
asociadas al Pórfido Este e
intrusivos encajantes. La curva
An0201A correspondiente a la
Granodiorita Antena es utilizada de
forma referencial.
CURVAS SUSCEPTIBILIDAD (K) VERSUS TEMPERATURA (T)
Las curvas k-T de las muestras correspondientes al Pórfido Este menos alterado (Pe0301A y
Pe0306A, Fig. 2.14.a y b) sugieren la presencia de magnetita, en función del quiebre cercano a
los 580qC, temperatura de Curie (TC) de este mineral (Nagata, 1961; Banerjee, 1991). El
descenso de la curva a los 350qC y su no-reversibilidad al enfriarse indican una oxidación débil
relacionada a maghemita, dada la transformación de este mineral en hematita a esta temperatura
(Sato et al., 1967). La anomalía de la curva asociada a la muestra Pe0301A en el intervalo 450550qC podría relacionarse con la formación por calentamiento de una fase magnética que
incorpora Ti en su estructura (probablemente titanomagnetita). Para la Granodiorita Elena-
Granito Este (Ge0104A y Ge0107A) las interpretaciones son similares que en la unidad antes
analizada (presencia predominante de magnetita y menor maghemita). Para muestras del Pórfido
Este alterado (Pe0611A Fig. 2.14.e), si bien la susceptibilidad inicial es baja, su aumento gradual
desde los 400qC puede relacionarse con transformaciones mineralógicas en base a los sulfuros
presentes, considerando el contenido de Fe en la roca y las condiciones experimentales (en aire)
en que se realiza el experimento; o como un Efecto de Hopkinson (Kamer & Mikhov, 1989),
respuesta activada termalmente de la mineralogía magnética a cambios en el stress del sistema,
afectando la disposición de las paredes de dominio a nivel cristalino. Ambas interpretaciones, en
55
conjunto con sus valores de susceptibilidad, implican la presencia de magnetita residual,
probablemente pequeña (SD). La curva asociada a la muestra de la Zona de Deformación Este
(SCH4006-291.2A) también evidencia un efecto de Hopkinson, si bien está más definido que en
el caso anterior, sugiriendo su relación con magnetita pequeña, tipo dominio simple (SD).
Figura 2.14: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para unidades al este de la Falla
Oeste. (a)-(b) Pórfido Este menos alterado (K de fondo-chl). (c)-(d) Granodiorita Elena cloritizada. (e) Pórfido Este
con alteración cuarzo-sericita penetrativa. (f) Zona de Deformación Este (EDZ).
2.3.4 CRISTALOQUIMICA
DE
MINERALES
FERROMAGNETICOS
EN
EL
YACIMIENTO CHUQUICAMATA
Estos análisis sólo se realizaron en ciertos sitios correspondientes al Pórfido Este menos
alterado (Pe1 y Pe3), en función del tamaño y caracterización petrográfica de los minerales
ferromagnéticos, condición que muestras con alteración penetrativa no evidencian. La
metodología de cálculo (corrección de Fe2+/Fe3+) y los resultados de microsonda son detallados
en el ANEXO F. La clasificación se elaboró en base al diagrama ternario para óxidos de Fe-Ti
(O’Reilly, 1984. Fig. 2.15), indicando el predominio de magnetita (fase cúbica) sobre la
hematita (fase romboedral) consecuente con las observaciones petrográficas. La magnetita
presenta concentraciones subordinadas de MnO (0.05-0.2% wt.) y Cr2O3 (0-0.2% wt.), con
56
porcentajes de TiO2, en general, inexistentes o bajo el límite de detección de la microsonda. Si
bien la hematita también posee Mn y Cr en su estructura, pero en promedio menor que para la
magnetita. Porcentajes intermedios de FeO y Fe2O3 se correlacionan con la presencia de
maghemita (contenido catiónico de Fe entre 2.7-2.9; Mucke, 2003).
Figura 2.15: Triángulo composicional para óxidos de Fe-Ti que ilustra la ubicación de los análisis asociados al
yacimiento Chuquicamata. Existen un grupo principal, magnetita, y uno subordinado, hematita. Ciertos resultados
intermedios entre ambos minerales corresponden a maghemita. Para una mejor visualización de las características de
los minerales analizados, los análisis se asocian a microfotografías representativas obtenidas con luz reflejada.
2.3.5 MINERALES
PORTADORES
DE
LA
MAGNETIZACION
REMANENTE:
ANALISIS DE LAS CURVAS DE DESMAGNETIZACION
Los resultados antes expuestos indican que las muestras analizadas presentan, al menos, tres
minerales ferromagnéticos, pero no todos pueden registrar magnetización remanente. Por lo
tanto, si bien permiten determinar la mayor parte de estos minerales, la señal de la magnetita
podría “enmascarar” a aquellos de menor susceptibilidad, lo que puede traducirse en una
identificación errónea del portador de la magnetización y, eventualmente, del tiempo de
adquisición de este parámetro.
57
Aquellas muestras correspondientes al Pórfido Este menos alterado con alteración potásica de
fondo y cloritización evidencian una pérdida rápida de la magnetización (entre 60-90%) en las
primeras etapas del lavado magnético por campo alternante (AF), estabilizándose posteriormente
(Fig. 2.16.a y b), lo que sugiere que el mineral portador de la magnetización es magnetita
multidominio (MD) y de tipo pseudo-dominio simple (PSD) y/o dominio simple (SD) en el caso
de la componente residual. Esto es corroborado por las curvas de demagnetización termal (D),
donde la componente inestable se pierde a temperatura menor a 350°C. Para muestras con
cloritización intensa, las curvas de demagnetización por campo alternante presentan mayor
heterogeneidad, por lo tanto el mineral portador de la magnetización tiene coercividad variable,
lo que se interpreta como diferentes tamaños de magnetita (SD a MD) ó presencia de hematita si
la magnetización es estable.
Para muestras asociadas al Pórfido Este alterado, la magnetización tiende a ser inestable,
salvo excepciones (sitios Pe4, Pe5 y Pe7). En estos casos, las concavidad de las curvas de
demagnetización por AF se relacionan a un mineral portador de la magnetización de tipo SD
(Argyle et al., 1994), que en conjunto con la temperatura de desbloqueo de algunos especimenes
(|580qC) permiten inferir que la magnetización se correlaciona con magnetita remanente menor
a 1 Pm (Fig. 2.16.c y d). En el sitio Pe6, las curvas de demagnetización termal permiten distinguir
dos grupos (Fig. 2.16.e): el primero, con una pérdida progresiva de la magnetización previa a
580qC (| 90%, en GRIS); y el segundo, con formas más complejas probablemente relacionadas a
una magnetización compuesta, sin demagnetización completa a la temperatura antes señalada (en
NEGRO). Estas evidencias indican que el mineral portador de la magnetización podría ser
magnetita parcialmente maghemitizada y/o mezcla de magnetita-hematita.
En el caso de la Granodiorita Elena-Granito Este y la Zona de Deformación Este, las curvas
de demagnetización por campo alternante exhiben una pérdida rápida y completa de la
magnetización en las primeras etapas del experimento, lo que indica la inestabilidad de la
magnetización y su relación con magnetita de baja coercividad (MD). De este análisis se
excluyen las muestras Ge0103A y Ge04-1701A, ya que el mineral portador de la magnetización
indicado por las curvas de demagnetización es de alta coercividad (especularita) y una mezcla de
magnetita MD y SD respectivamente, en función de los análisis petrográficos previos (Fig.
2.16.g).
58
59
Figura 2.16: Curvas de demagnetización asociadas al Pórfido Este. Alteración potásica de fondo y cloritización sobreimpuesta: (a) demagnetización por campo
alternativo y (b) termal. Alteración K-sil y cuarzo-sericita. (c) demagnetización por campo alternativo y (d) termal. (e) Alteración cuarzo-sericita y supérgena
sobreimpuesta, demagnetización termal. (f) Alteración clorítica, demagnetización por campo alternativo. Curvas de demagnetización por campo alternativo asociadas a
(g) Granodiorita Elena-Granito Este cloritizados. (h) Zona de Deformación Este (EDZ).
2.3.6 MAGNETISMO
REMANENTE
NATURAL
(MRN)
Y
SUSCEPTIBILIDAD
MAGNETICA (k) EN EL BLOQUE ESTE DE LA MINA CHUQUICAMATA
La figura 2.17 ilustra el MRN versus la susceptibilidad magnética (k) de las muestras
obtenidas en el bloque mineralizado por sitio y/o sondaje. La variabilidad de estos parámetros
dentro de una unidad litológica determinada así como la alteración hidrotermal que presentan,
permite realizar una nueva sub-división complementaria al análisis petrográfico y magnéticomineralógico previo: Pórfido Este menos alterado y Pórfido Este Cloritizado 1 ; Alteración K-sil
y Alteración cuarzo-sericita 2 , Granitoides Cloritizados y Zona de Deformación Este (Fig.
2.17.c y d). De los gráficos realizados, correspondientes tanto a los resultados por muestra como
las medias geométricas por sitio y/o grupo, se deduce la dependencia de la intensidad de
magnetismo remanente natural y la susceptibilidad magnética de los eventos de alteración
hidrotermal ocurridos en una roca huésped de composición predominantemente granodiorítica
(Granito Este, Granodiorita Elena y Pórfido Este).
Los mayores valores de MRN y susceptibilidad corresponden a las muestras del Pórfido Este
menos alterado, que agrupa sitios y sondajes con un predominio de alteración selectiva
(magnetita). Estos valores van disminuyendo progresivamente a medida que aumentan las
evidencias de alteración penetrativa (pmagnetita œ nsulfuros de Fe + [<<hematita]), siendo los sitios
Pe2, Pe4 y Pe5 aquellos que tienen los promedios más bajos (tabla 2.2). Si bien la Granodiorita
Elena y el Granito Este son composicionalmente similares al Pórfido Este, el MRN y
susceptibilidad por muestra y promedio asociado a ambas unidades son menores, probablemente
en respuesta a su cloritización más intensa.
Si bien la variabilidad de los parámetros magnéticos que presentan los sitios con alteración
hidrotermal penetrativa es baja en relación a la escala utilizada (logarítmica), cabe destacar la
homogeneidad de las muestras del Pórfido Este menos alterado, patrón no reproducible para los
sondajes asociados a esta unidad, probablemente por la alteración (presencia de sectores más o
menos alterados). En el caso de la Zona de Deformación Este la fuerte distribución de MRN y k
se correlaciona con las evidencias de cizallamiento y/o milonitización variables a escala métrica,
reconociéndose en ciertas muestras la textura granodiorítica de la roca afectada por la falla.
1
2
En base al grupo “Pórfido Este menos alterado” previamente definido
En base al grupo “Pórfido Este alterado”
60
De acuerdo a una clasificación más amplia, los parámetros magnéticos se distribuyen en dos
grupos: el primero con mayores valores de MRN y k (rocas granodioríticas con alteración
selectiva); y el segundo, de bajos valores de MRN y k (rocas con alteración penetrativa). Un
algoritmo de clasificación basado en la definición de áreas circulares de radio fijo centradas en
cada uno de los puntos del gráfico MRN versus k (Fig. 2.18.a) corrobora las observaciones
previas, reclasificando las muestras en: GRUPO I, de alto MRN y k homogéneo; y GRUPO II,
afectado por alteración penetrativa, con bajo MRN y k y de mayor variabilidad (Fig. 2.18.b). Se
excluyen aquellas muestras cuyos valores de MRN y k son intermedios entre ambos grupos,
asociadas principalmente a la Zona de Deformación Este.
El parámetro que indica la importancia relativa entre la magnetización remanente y la
inducida es la razón de Koenigsberger (Q), definida por la expresión Q=M0/kH, con H: campo
geomagnético en el sector muestreado. Cuando Q=1, M0=kH, ecuación que representa la línea de
Koenigsberger ilustrada en los gráficos de MRN versus k. Los puntos por sobre esta recta tienen
un Q<1, con un predominio de la componente inducida sobre la remanente y los que están bajo la
diagonal, Q>1, un predominio de la componente remanente sobre la inducida. Para efectos de
cálculo, H=18.9538 A/m (campo geomagnético de la zona en diciembre del año 2000, fecha del
primer muestreo).
En general, las muestras correspondientes al GRUPO I se ubican por sobre la línea de
Koenigsberger (Q<1), salvo escasas excepciones que se alejan bastante de la diagonal (Fig.
2.18.a). En el caso del GRUPO II las muestras se distribuyen entre ambos campos, si bien al
excluir aquellas muestras de la Zona de Deformación Este (cuyos procesos de desequilibrio
dependen tanto de la alteración hidrotermal como del movimiento de la falla), hay un predominio
del MRN por sobre la susceptibilidad. Lo anterior es corroborado por los mapas de distribución
de las propiedades magnéticas (Fig. 2.19.a y b), ya que aquellos sitios con alteración selectiva
presentan un magnetismo inducido mayor que el remanente (Mi>MRN), en oposición a aquellos
sitios con alteración penetrativa (MRN>Mi).
61
Potásico de fondo. Clorítica
Brechización. Cuarzo-sericita
Potásico de fondo. Clorítica
Potásico-silícica. Cuarzo-sericita
Cuarzo-sericita
Cuarzo-sericita. Supérgena
Potásico-silícica
Potásico-silícica
Cuarzo-sericita
Clorítica
Clorítica
Alteración
Brechización. Cloritización
Cloritización
Cloritización. Supérgena
Cloritización.
Ge2
Son.4006
Milonitización. Brechización
Cloritización
Milonitización. Brechización
Cloritización
Zona de Deformación Este
Ge1
Ge3
Ge4
Ge2
Granodiorita Elena-Granito Este
Pe1
Pe2
Pe3
Pe4
Pe5
Pe6
Pe7
Son.6693
Son.4594
Son.6438
Son.6439
Pórfido Este
Sitio
62
16
23
6
4
2
24
3
4
13
5
5
19
4
8
5
5
5
N MRN
9.52E-03
4.30E-03
4.03E-02
7.46E-03
2.78E-03
2.60E-02
8.87E-02
6.22E-05
3.55E-02
5.65E-04
4.05E-04
1.57E-03
2.39E-03
2.58E-02
8.68E-04
1.66E-02
2.58E-02
(A/m)
CX MRN
16
22
6
4
2
24
3
4
13
3
4
19
4
6
5
5
5
Nk
6.26E-04
1.16E-03
3.67E-03
1.94E-03
1.94E-03
6.76E-03
2.55E-02
1.57E-05
6.47E-03
1.00E-05
1.19E-05
4.67E-05
6.06E-05
3.54E-03
1.64E-05
2.45E-03
3.54E-03
(SI)
CX k
0.80
0.20
0.58
0.20
0.08
0.20
0.18
0.21
0.29
2.98
1.80
1.01
2.08
0.39
2.79
0.36
0.39
Q
sitio
Tabla 2.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (CX) respecto de los sitios y la litología muestreada. El Q=M0/kH es
calculado en base a los datos presentados. N corresponde al número de datos utilizado en el cálculo de la media (El sondaje PZM40 no está incluido porque las unidades
litológicas que representan no tienen continuidad espacial en la vertical).
Las figuras 2.18.c y 2.18.d permiten evaluar la contribución del MRN y k al factor Q,
respectivamente. Respecto al factor Q el MRN muestra una distribución mayor y una correlación
menor (R2=0.0022) que la susceptibilidad (R2=0.3567). La tendencia indica que, a valores más
bajos de MRN (GRUPO II), el valor Q se acerca y es mayor que 1, en contraste al grupo con
mayor MRN (GRUPO I) con Q<1. Además, se puede identificar tres sub-tendencias en función
de las características petrográficas de las muestras: (i) granitoides menos alterados, (ii) granitoides
afectados por alteración penetrativa y, (iii) Zona de Deformación Este.
Si bien la susceptibilidad tiene una distribución similar al MRN, la variabilidad de Q en las
muestras menos alteradas es menor. Aunque la correlación obtenida desde el gráfico Q-k es
negativa, en el caso de la Zona de Deformación Este es, más bien, positiva. Esto probablemente
se relacione a los procesos de formación de este tipo de rocas. Por lo tanto este análisis permite
deducir que la susceptibilidad magnética corresponde a la principal contribución al parámetro Q.
La distribución en planta del magnetismo remanente natural e inducido permite confirmar su
correlación con la alteración hidrotermal presente en el yacimiento (Fig. 2.19.d), ya que definen a
escala de la mina, “bandas” de orientación NNE incrementándose hacia el este. La anomalía
positiva (valores altos de MRN y k) en cercanías a la Falla Oeste se relaciona al método elegido
para el modelamiento (kriging) y la ausencia de un sitio de muestreo y/o sondaje en el sector, pero,
en función de sus características geológicas, es más probable que sea negativa. Cabe destacar la
discontinuidad “pseudolineal” negativa asociada a la Zona de Deformación Este, ya que en este
caso los parámetros magnéticos son controlados por litología (milonitas y brechas de falla, Fig.
2.19.c).
La tabla 2.3 corresponde al resumen de los diferentes resultados petrográfico-magnéticos
obtenidos para las unidades geológicas al este de la mina Chuquicamata. Se incluye la polaridad
magnética obtenida para cada sitio paleomagnético, si bien el análisis estructural de las
direcciones características es discutida con mayor detalle en el CAPITULO 4.
63
64
Figura 2.17: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad (k) para el bloque este mineralizado. (a) Todas las muestras por sitio. (b)
Todas las muestras según litología. (c) Medias por Sitios. (d) Medias por litología. La diagonal punteada representa la Línea de Koenigsberger.
65
Figura 2.18: (a) Gráfico de isoconcentración de puntos, donde se definen los grupos mencionados en el texto. (b) Clasificación de los puntos (MRN, k) según el
algoritmo del vecino más cercano, asignada según las características de los parámetros magnéticos analizados. Gráfico Q=M0/kH versus (c) MRN y (d) k.
Figura 2.19: Modelamiento de la distribución en planta de los parámetros magnéticos versus litología y alteración
hidrotermal. (a) Magnetismo remanente natural (MRN). (b) Magnetismo inducido (Mi). (c) Mapa geológico del lado
este del rajo. (d) Zonación de tipos de alteración hidrotermal.
66
Textura
Eventos de Alteración
Hidrotermal
Porfírica
Porfírica
gruesa
Pe3
CH6438
CH6439
Porfírica
Pe3
Muestras
09-10
Pe4
Alteración Penetrativa
No se observa Fílica moderadaIntensa
Pe2
Alteración Selectiva
Clorítica moderada
Alteración Penetrativa
K-sil moderada
Fílica moderada-intensa
Alteración Penetrativa
Fílica Intensa
No se observa Tardía
(vetillas Enargita-Pirita)
Brechización
Pórfido Este Alterado
Porfírica
Pe1
Alteración Selectiva de
hornblenda y biotita
Feld-K leve
Biotítica moderada
Clorítica leve-moderada
Alteración Supérgena
Argílica moderada
Alteración Selectiva de
hornblenda y biotita
Feld-K leve
Biotítica moderada
Clorítica moderada
Alteración Penetrativa
Fílica débil
Alteración Selectiva
Cloritización moderada
Alteración Penetrativa
Silicificación moderada
Evidencias de Cizalle
Pórfido Este menos Alterado
Sitio y/o
Sondaje
0.000269
0.000565
Escasa magnetita
(<0.1%) residual y
entrecrecimiento
rutilo+ocasional
hematita
Magnetita (<0.1%) muy
escasa y pequeña
(<0.01 mm),
hematitizada en bordes/
fracturas (alteración
supérgena?).
0.00001
0.000055
0.0000157
0.00245
0.00354
0.0166
0.0258
0.0000622
0.0154
0.0255
K (SI)
Promedio
8.62E-02
0.0887
MRN (A/m)
promedio
No se observa.
Probable hematita
residual
Magnetita (2%)
50-300 Pm. asociada
con hornblenda alterada
a biotita y clorita.
Oxidada en bordes
/fracturas
(alteración supérgena)
Magnetita (3%)
asociada a clorita,
50-300 maghemitizada
y hematitizada.
Magnetita (2%)
50-300 Pm. asociada
con hornblenda alterada
a biotita y clorita.
Escasa en la masa
fundamental
Mineralogía
ferromagnética
observada (% c/r roca)
67
*************
*************
*************
*************
*************
Quiebre principal:
580°C Magnetita
Quiebre 350°C y no
reversibilidad:
maghemita. Mineral
ferromagnético
neoformado
*************
Susceptibilidad (k)
v/s Temperatura [T°
de Curie]
Mezcla mx alta/baja
coercitividad. No satura.
Predominante magnetita,
menor hematita
Mezcla mx alta/baja
coercividad. No satura.
Magnetita+hematita
*************
*************
*************
*************
Mineral baja coercividad
(magnetita).
90% magnetización
alcanzada a 270 mT. No
satura (hematita?)
Adquisición de
Magnetización a bajo
campo [IRM]
*************
Alto valor:
Hematita
*************
************
************
************
Bajo | 7 mT
Campo Coercitivo
Remanente
INVERSA
Signo positivo
INVERSA
AF: Escasa presencia
de magnetita SD
(curvas de
demagnetización
cóncavas).
Termal: Desbloqueo
ppal a 580°C:
magnetita+ menor
hematita
No se puede
obtener
Inestable.
Signo positivo
predominante.
INVERSA
No definida. A
altas temperaturas
demagnetización
termal:
INVERSA
No definida. A
altas temperaturas
demagnetización
termal:
INVERSA
Polaridad
Termal: curva indica
presencia de
maghemita y súlfuros
(hidrotermal).
*************
Bajo valor MRN Ÿ
interferencias con ruido
magnetómetro
AF: Pérdida aprox. total
de la magnetización en
1eras
etapas
de
demagnetización.
Magnetita MD
AF y Termal: Pérdida
50-90%
Magnetización en las
primeras etapas del
experimento.
Magnetita MD
AF y Termal: Pérdida
50-90% magnetización
en primeras etapas del
experimento.
Magnetita MD
Curvas de
Demagnetización
Tabla 2.3: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes correspondientes al bloque este de la mina.
Textura
Alteración Penetrativa
Fílica moderada-intensa
Arcillosa moderada
Porfírica
Alteración Selectiva:
Cloritización moderada
Alteración Penetrativa KSil Moderada
Alteración Selectiva
Albitización moderada
Feld-K leve
Alteración Penetrativa
Porfírica
K-sil Moderada
Alteración Supérgena
Arcillización moderada
Evidencias de Cizalle
Alteración Penetrativa
Fílica Intensa
No se observa
Tardía
(vetillas súlfuros)
Alteración Penetrativa
Fílica Intensa
No se observa Alteración Supérgena
Lixiviación moderadaIntensa.
Porfírica
Eventos de Alteración
Hidrotermal
Ge1
Brechosa
Fragmentos
de textura
holocristalina
porfírica
Alteración Selectiva
Cloritización intensa
Brechización:
Matriz de Especularita
Granodiorita Elena-Granito Este
CH6693
CH4594
Pe7
Pe6
Pe5
Pórfido Este Alterado
Sitio y/o
Sondaje
Tabla 2.3: Continuación
0.000868
No se observa.
Probable hematita
residual (hidrotermal?)
Hematita (5%)
especular y magnetita
grande oxidada (por
cloritización?) tipo MD
0.0403
0.0258
0.00239
Magnetita (<0.1%)
Muy escasa.
Hematita cristalina
escasa+ rutilo.
Limonitas de Fe
(Goethita+hematita
terrosa, alteración
supérgena)
Magnetita (<1%)
escasa e irregular,
menor a 50 Pm
0.00157
0.000405
MRN (A/m)
promedio
Principalmente escasa
hematita (1%?)residual
(probablemente
supérgena).
Magnetita (<0.1%)
Muy escasa, 0.5 mm,
subhedral,
fracturamiento intenso.
Hematitizada en bordes
y fracturas.
Mineralogía
Ferromagnética
observada
0.00367
0.00354
0.0000164
0.0000606
0.0000467
0.0000119
K (SI)
Promedio
68
***********
*************
*************
2 comportamientos:
hematita predominante
y magnetita+hematita.
*************
*************
*************
2 comportamientos:
hematita predominante
+ escasa magnetita y
hematita, o bien
hematita SD y PDS
(hipógena-supérgena?).
Muy baja
susceptibilidad.
Previo a quiebre
580°C Efecto de
Hopkinson. Escasa
magnetita SD
*************
*************
Adquisición de
Magnetización a bajo
campo [IRM]
*************
Susceptibilidad (k)
v/s Temperatura
[T° de Curie]
Doble
comportamiento:
Alto valor: hematita
50-60 mT: magnetita
oxidada o mezcla
*************
*************
*************
*************
*************
Campo Coercitivo
Remanente
AF: doble
comportamiento
No se demagnetiza
(especularita) o
pérdida rápida de
magnetización
(magnetita MD)
*************
Bajo valor MRN Ÿ
interferencias con
ruido magnetómetro
AF: Pérdida rápida
de la magnetización
en 1eras etapas
lavado magnético:
escasa magnetita
tipo MD y SD.
En general inestable
(excepción brecha).
Signo positivo
predominante.
INVERSA
Signo positivo
predominante.
INVERSA
No se puede
obtener
Signo positivo
predominante.
INVERSA
Dos polaridades:
NORMAL (muestras
con alteración
supérgena más
evidente). INVERSA
(alteración fílica?)
Doble
comportamiento:
demagnetización
parcial asociada a
mezcla de
magnetita+hematita,
ó hematita.
AF: Escasa
presencia de
magnetita SD.
Termal: Desbloqueo
principal a 580°C:
Magnetita+ menor
hematita
INVERSA
Polaridad
Termal: Desbloqueo
principal a 580°C:
Magnetita+ menor
hematita
Curvas de
Demagnetización
Textura
Eventos de Alteración
Hidrotermal
Alteración Selectiva
Cloritización moderada
Meteorización
moderada-intensa
Holocristalina
Fanerítica
Equigranular
Holocristalina
Fanerítica
Equigranular
*************
Roca muy frágil no
permite realizar corte.
Probable presencia de
magnetita (imán).
Magnetita (1-<0.1%)
dependiendo del tramo
del sondaje. Si hay es
euhedral, 0.1-0.01 mm.
Hematita
escasa y diseminada.
Alteración Selectiva
Propilítica moderada
Evidencias de Cizalle
Intenso
Alteración Selectiva
Propilítica moderada
Vetillas
Silicificación débil
Milonitización
Cataclasis
moderada-intensa
Milonítica y
cataclástica
(salvanda de falla)
Grano
nematoblástica a
grano
lepidoblástica
CH4006
Magnetita (1%)
parcialmente oxidada a
hematita y goethita
(supérgena). Evidencias
de pseudomorfos de
este mineral
Magnetita (2%)
irregular, 0.5-0.01 mm.
diseminada junto a
clorita.
Con evidencias de
maghemitización
Mineralogía
Ferromagnética
observada
Ge2
Bloques 15
al 20
Zona De Deformacion Este (ZDE)
Ge3
Ge4
Ge2
Alteración Selectiva
Propilítica moderadaIntensa.
Alteración Penetrativa
K-sil? Moderada
Granodiorita Elena-Granito Este
Sitio y/o
Sondaje
Tabla 2.3: Continuación
0.00430
0.00952
0.00537
0.0260
MRN (A/m)
promedio
0.00116
0.000626
0.00111
0.00676
K (SI)
Promedio
69
Previo a quiebre
580°C: Efecto de
Hopkinson.
Magnetita SD?
*************
*************
************
Susceptibilidad (k)
v/s Temperatura
[T° de Curie]
*************
Mezclas parciales de
minerales de muy bajaalta coercividad.
Magnetita MD+
(magnetita SD o
hematita)
*************
Mezclas parciales de
minerales de baja y alta
coercividad.
Magnetita y hematita
Adquisición de
Magnetización a bajo
campo [IRM]
*************
Intermedia: 30 mT
Magnetita oxidada?
*************
Doble
comportamiento:
7-10 mT: magnetita
50-60 mT: magnetita
oxidada o mezclas
(relacionada a
cloritización o alt.
supérgena?)
Campo Coercitivo
Remanente
AF: Pérdida total de
magnetización
primeras etapas de
demagnetización.
Predominante
magnetita tipo MD.
Similar a 00CH4006
AF: disminución
rápida del 50%
magnetización total,
para estabilizarse
posteriormente
(Magnetita SD o
hematita)
AF: Pérdida casi
total de la
magnetización en
primeras etapas del
lavado magnético
Predominante
magnetita MD.
Curvas de
Demagnetización
Inestable.
Signo positivo
predominante.
INVERSA
Inestable.
predominantemente
INVERSA
Inestable
Inestable.
Signo positivo
predominante.
INVERSA
Polaridad
2.4 DISCUSIONES
Considerando que la alteración hidrotermal que afecta a una roca es progresiva y con una
variabilidad intrínseca, la modificación de los vectores constituyentes de la magnetización total
no es homogénea (con MTOTAL=MINDUCIDA +MREMANENTE). Por lo tanto, dentro de los supuestos del
estudio paleomagnético es fundamental establecer una correlación entre el tiempo de adquisición
de las propiedades magnéticas y las edades de formación/alteración hidrotermal del yacimiento.
Para esto se debe precisar el origen y/o naturaleza de los minerales ferromagnéticos y su control
sobre la señal magnética, interpretaciones que se indican a continuación.
ALTERACION SELECTIVA: Grupos
Pórfido Este menos Alterado e Intrusivos
Encajantes (Granodiorita Elena-Granito Este)
Las propiedades magnéticas de ambos grupos están controladas por la presencia predominante
de magnetita multidominio (MD), con una influencia menor en los resultados de maghemita y
hematita asociadas a un evento de oxidación posterior. Un evento capaz de formar este mineral
en granitoides es su cristalización en relación al emplazamiento y enfriamiento de un intrusivo, producto
de los últimos estadios de diferenciación de un magma oxidado perteneciente a la serie de la
magnetita. Lo anterior ha sido descrito por diversos autores que relacionan la génesis de pórfidos
cupríferos con este tipo de magmas (Ishihara, 1981; Ishihara et al., 1984; Frost & Lindsley, 1991;
Garrido et al., 2002; Richards, 2003, 2005, entre otros). Esta hipótesis se sugiere en base que la
asociación biotita+magnetita+feldespato-K siempre está presente en estos sistemas, siendo utilizada
para establecer condiciones de fugacidad de oxígeno y agua (Speer, 1984). En este contexto,
se debe tener en cuenta que, según descripciones petrográficas de los pórfidos constituyentes del
yacimiento, parte de la biotita observada tendría un origen magmático (Álvarez et al., 1980;
Álvarez & Flores, 1985; Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005), por lo que sería consistente
considerar un origen similar para la magnetita. Sin embargo, es necesario analizar la influencia de
la alteración potásica (biotitización) respecto a la cristalización de este mineral.
La asociación biotita+magnetita±(rutilo) es ampliamente reconocida en yacimientos tipo pórfido
cuprífero (eg. San Manuel-Kalamazoo, Lowell & Gilbert, 1970; Butte-Montana; Brimhall, 1980;
Yerington-Nevada, Dilles, 1987, entre otros), específicamente, en las franjas de Cu-Mo-Au en el
norte de Chile (Escondida: Richards et al., 2001. Collahuasi: Masterman et al., 2005); de Cu-Mo
70
en Chile Central (Los Pelambres: Sillitoe, 1973. El Teniente: Camus, 1975); y de Cu-Au en la
Franja de Maricunga (Muntean &Einaudi, 2001), con una buena exposición hacia los bordes del
yacimiento estudiado (Ossandón et al., 2001). Existen dos evidencias que apoyan la hipótesis de
la génesis hidrotermal temprana de la magnetita: (i) las transformaciones que sufren los minerales
ferromagnesianos al ser sometidos a un evento de mayor fugacidad de oxígeno; y (ii) la edades
radiométricas obtenidas por Reynolds et al. (1998) y Ballard (2002), discutidas en detalle a
continuación.
Si una roca granodiorítica es sometida a alteración potásica se producen cambios en el estado de
oxidación del sistema fluido-roca e intercambios catiónicos susceptibles de producir magnetita en
función de la alteración de hornblenda por biotita (Brimhall et al., 1985) y la “biotitizacion” de biotita
magmática (Beane, 1974, Yavuz, 2001). La cristalización de magnetita es consecuente con la serie
de minerales buffer a las condiciones de oxidación (eH), acidez (pH) y temperatura (T)
representativas de este tipo de alteración (Burnham & Ohmoto, 1980; Reed, 1997; Wood, 1998),
si bien el intervalo definido para el último parámetro no sobrepasa la temperatura de bloqueo de
este mineral (|580qC; Banerjee, 1991). Por lo tanto, la magnetización remanente de estas muestras
probablemente fue adquirida producto del crecimiento y cristalización de magnetita grande e
irregular, en función de su volumen de bloqueo (Dunlop & Özdemir, 1997). Estas características
también controlan la magnetización inducida, parámetro dependiente de la susceptibilidad (Mi=k*H).
En el caso del Pórfido Este menos alterado, el signo positivo y la inestabilidad de la dirección
característica pueden ser producto de (i) intrusión del pórfido y subsecuente alteración hidrotermal
temprana (potásica), que pueden involucrando cristalización de magnetita multidominio [MD] y
adquisición de magnetización termorremanente; o (ii) como resultado de los procesos de alteración
hidrotermal sobreimpuestos, susceptibles de producir un rejuvenecimiento térmico de la
magnetización (termoquímica viscosa). La capacidad de un mineral multidominio de adquirir
magnetización termoviscosa ha sido estudiada para magnetita natural y sintética (Williams &
Muxworthy, 2006), dependiendo de la formación de dominios magnéticos intramineral y el
movimientos de sus paredes de dominio (Yu & Tauxe, 2006).
La correlación entre la columna magnética representativa del periodo de formación del
depósito con las edades probables de cristalización de los pórfidos constituyentes del yacimiento
sugieren que su emplazamiento podría haberse registrado en un intervalo de polaridad normal
(Pórfido Este: 34.6±0.2 Ma; Pórfido Oeste: 33.5±0.2 Ma y Pórfido Banco: 33.3±0.3 Ma. U-Pb en
71
circón, Ballard, 2002). Por lo tanto, en consideración a las edades interpretadas para la alteración
de baja y alta sulfuración (potásico de fondo-clorítica: 32.9-33.8 Ma; cuarzo-sericita: 31.1 ± 0.3 Ma.
Ar/Ar en biotita y sericita, Reynolds et al., 1998), probablemente la magnetización se relacione a
fenómenos hidrotermales. Este análisis se basa principalmente en el signo positivo de la dirección
característica que evidencian aquellas muestras con alteración penetrativa, así como con la edad
de esta alteración, que coincide en gran medida con un periodo de polaridad inversa (Fig. 2.20)
Por consiguiente, la inestabilidad de la magnetización podría producirse como respuesta al halo
térmico asociado a alteración penetrativa, dada la presencia de magnetita previa de baja
coercividad.
El reemplazo parcial de magnetita por maghemita y/o hematita que presentan las muestras del
Pórfido Este menos Alterado y la Granodiorita Elena-Granito Este podría producirse por
cloritización, alteración capaz de generar un moderado aumento de la razón aH2SO4/aMgSO4 (Beane,
1974) y, por ende, mayor concentración de azufre y oxígeno (Rose & Burt, 1979). Diversos
autores reconocen la asociación mineralógica clorita-hematita especular-calcita-pirita distintiva de
este tipo de alteración en el yacimiento (Ossandón et al, 2001; Faunes et al., 2005). Ossandón &
Zentilli (1997) sugieren que este tipo de alteración se correlaciona con cristalización de
magnetita, lo que se contrapone a las evidencias obtenidas a partir de este estudio, donde a mayor
presencia de maghemita y/o hematita la cloritización de los minerales máficos y las texturas de
desequilibrio-oxidación de la magnetita aumentan.
Si bien en estas rocas existen evidencias alteración supérgena-meteorización (argilización,
lixiviación y meteorización), sus efectos se discuten con más detalle en relación a la génesis de la
mineralogía magnética en rocas con alteración penetrativa.
72
Figura 2.20: Columna magnética simplificada del yacimiento Chuquicamata, en el que se indican los intervalos de
edades con su respectivo rango de error asociado correspondientes al emplazamiento de los intrusivos, pórfidos y los
eventos de alteración hidrotermal-supérgena involucrados en su génesis. Para efectos de comparación, la parte
superior de la escala está modificada, dado el amplio rango de edades asignadas a la alteración supérgena de la franja
de pórfidos del norte de Chile. En NEGRO: periodo de polaridad normal; BLANCO: periodo de polaridad inversa.
73
ALTERACION PENETRATIVA: Grupo Pórfido Este Alterado
La alteración hidrotermal presente en las muestras correspondientes al Pórfido Este alterado
involucran un incremento del pH, fugacidad de oxígeno y actividad de azufre del fluido al que se
relaciona (Reed, 1997), implicando destrucción y neoformación de mineralogía ferromagnética,
así como cristalización de sulfuros de (Cu-)Fe en función de la disponibilidad catiónica.
Para la alteración cuarzo-sericita, la ausencia de magnetita y escasa hematita son producto de la
alta concentración de azufre del fluido (evento de alteración de “alta sulfuración”, Faunes et al.,
2005). Como ejemplo, consideremos los campos de estabilidad magnetita-hematita-pirita
(sistema Fe-O-S, Wood, 1998. Fig. 2.21.a). Las reacciones de equilibrio entre fases minerales se
señalan a continuación:
(i) py/mag (campo HS-)
3FeS2+6H2O=Fe3O4+6HS-+6H++O2
(ii) py/mag (campo SO42-)
3FeS2+6H2O+11O2=Fe3O4+6SO42-+12H+
(iii) mag/hem
1/3 Fe3O4+1/12 O2=1/2 Fe2O3
(iv) hem/py (campo SO42-)
2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4SO42-+8H+
(v) hem/py (campo HSO42-)
2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4HSO42-+4H+
Las ecuaciones (i) y (ii) sugieren que la estabilidad de la magnetita depende directamente de la
actividad de azufre (reducido u oxidado), H+ y estado de oxidación del fluido hidrotermal. Por lo
tanto, un aumento de la actividad de estos parámetros desplaza el equilibrio de la reacción,
controlando el particionamiento del catión Fe hacia los sulfuros o hacia los óxidos (Fig. 2.21.b).
A su vez, la naturaleza ácida del fluido que produce hidrólisis implica una disminución de la
razón aK+/aH+ (Burnham & Ohmoto, 1980), desencadenando reacciones mineralógicas asociadas
a neutralización, como la transformación de feldespato potásico-plagioclasa en sericita a una
temperatura • 250°C (Fig. 2.21.c; Hemley and Jones, 1964; Rose and Burt, 1979; Corbett &
Leach, 1998). Lo anterior permite concluir que la alteración cuarzo-sericita efectivamente puede
ser la responsable de la destrucción y/o reducción de tamaño de magnetita multidominio (MD)
previa, generando magnetita dominio simple (SD), implicando una disminución del número de
dominios magnéticos definidos dentro del cristal, volviéndolos más susceptibles de retener una
magnetización más estable. Este supuesto sugiere que la magnetización en estas rocas es de
naturaleza termorremanente química, a consecuencia de los cambios en las condiciones
fisicoquímicas producto de la alteración cuarzo-sericita. Resultados similares han sido señalados
74
en relación a oxidación deutérica y/o alteración hidrotermal de titanomagnetita (Strangway et al.,
1968; Davis & Evans, 1976) o magnetita (Alva-Valdivia et al., 2000, 2003). Si esto es correcto,
la magnetización estable aislada en ciertas muestras podría ser de naturaleza termorremanente
química, adquirida por consideraciones de temperatura y tamaño de la magnetita (volumen de
bloqueo, Dunlop & Özdemir, 1997).
Figura 2.21: Trayectorias probables asociadas a los cambios de parámetros fisicoquímicos respecto a la alteración
hidrotermal cuarzo-sericita para muestras correspondientes al bloque este mineralizado. En (a) se observa que sólo al
disminuir el pH, la magnetita del sistema, bajo una actividad de azufre establecida, se desequilibra liberando el Fe
presente en su estructura el que cristaliza como sulfuros de Cu-Fe. En este caso también es necesario considerar la
concentración de Cu en solución, como lo indica el gráfico de la derecha de la figura (c). (b.1) Diagramas de campos
de estabilidad para minerales de alteración, en el que se presenta la curva asociada al reemplazo de biotita-ortoclasa
por muscovita, consecuente con algunas observaciones petrográficas para muestras del sitio 00CH05 y 04PE. (b.2)
Diagrama simplificado de estabilidad del sistema sulfuros de Cu y Fe-magnetita dependiente de la actividad del Fe2+
y Cu2+. En (c) se visualiza la dependencia de la concentración de K+-Na+ y la acidez del sistema para la formación de
sericita respecto a plagioclasa y feldespato K, minerales involucrados en esta transformación, ambos constituyentes
de la roca huésped de la mineralización en el Pórfido Chuqui y con un grado variable de reemplazo como el
indicado. Tomados de: (a) Wood, 1998; (b) Rose & Burt, 1979 y (c) Burham & Ohmoto, 1980.
75
El argumento que apoya la interpretación previa corresponde a la polaridad inversa obtenida
para los testigos paleomagnéticos, así como la inclinación positiva predominante que evidencian los
sondajes asociados a este grupo. Estos resultados son consecuentes con la polaridad indicada por
la columna magnética para la edad asignada en el yacimiento a la alteración cuarzo-sericita (31.1 ±
0.3 Ma; Reynolds et al., 1998; Fig. 2.20). No existen edades radiométricas asociadas a alteración
potásico-silícica (K-sil) y/o al emplazamiento de vetas y vetillas tardías, pero no se puede descartar
una adquisición de magnetización remanente vinculada a estos fenómenos hidrotermales, dada su
relación temporal con los pórfidos Oeste y Banco (Ossandón et al., 2001; Faunes et al., 2005).
En aquellas muestras con alteración supérgena (caolinita+hematita terrosa+<goethita) y lixiviación
(presencia de boxworks), el aumento del estado de oxidación que involucra la exposición de la
roca a condiciones superficiales produce la destrucción de minerales ferromagnéticos y sulfuros
de Cu-Fe hipógenos (Anderson, 1982), asociado al desarrollo de enriquecimiento secundario
descrito por diversos autores en el yacimiento (Flores, 1985; Aracena et al., 1997; Ossandón et
al., 2001). Esta alteración eventualmente podría producir una modificación en la componente
remanente previa del vector magnético si la hematita supérgena neoformada alcanza su volumen
de bloqueo captando una nueva magnetización química, como en el caso de los sedimentos rojos,
donde este fenómeno es provocado por oxidación de la magnetita y/o deshidratación de la
goethita (Larson et al., 1982). Este supuesto permite interpretar la doble polaridad observada en el
sitio Pe6, para el que aquellas muestras con polaridad normal evidencian alteración supérgena
más intensa (presencia de boxworks y limonitas de Fe).
MILONITAS Y CATACLASITAS: Grupo Zona de Deformación Este (ZDE)
La principal característica de las muestras asociadas a este grupo es la aleatoriedad de las
propiedades magnéticas, controlada tanto por el tamaño y forma de la magnetita, como por la
abundancia de este mineral (Butler, 1992), ya que la textura de estas rocas depende del grado de
molienda del protolito (granitoides) y/o los desequilibrios termoquímicos producido por el
movimiento de la estructura (Ferré et al., 2005). Cuando existe fragmentación moderada (brecha
de falla), es probable que las señales magnéticas obtenidas se correlacionen a magnetita previa
quebrada (paso multidominio dominio simple). Una magnetización remanente estable podría
asociarse a la generación de magnetita fina (SD) en salvanda por calentamiento friccional localizado
(Nakamura & Nagahama, 2001; Hirono et al., 2006).
76
2.5 CONCLUSIONES
Las propiedades magnéticas representativas del bloque este de la mina Chuquicamata son
controladas predominantemente por los tipos de alteración hidrotermal registrados en el
yacimiento, permitiendo identificar cuatro grupos en base al análisis petrográfico-magnético
conjunto: (i) Pórfido Este menos alterado, (ii) Pórfido Este alterado, (iii) Intrusivos encajantes
(Granodiorita Elena-Granito Este), y (iv) Zona de Deformación Este. La presencia y/o ausencia de
magnetita define las principales características magnéticas que se relacionan a cada uno de ellos.
La magnetita, grande e irregular (tipo multidominio), probablemente se correlaciona con la
biotitización observada en ciertas muestras donde las evidencias de alteración selectiva aún son
distinguibles (Pórfido Este menos alterado), controlando tanto la inestabilidad de la magnetización
remanente de estas rocas como su alta susceptibilidad. Procesos de cloritización en rocas producen un
reemplazo de la magnetita previa por maghemita y/o hematita, principalmente en bordes y
debilidades del cristal, sugiriendo un aumento en el estado de oxidación (eH) del fluido que se
asocia a esta alteración hidrotermal. En estos casos la susceptibilidad de las rocas disminuye en base
al aumento de oxidación y la magnetización remanente en estas rocas es fácilmente removida.
Ciertos cristales de magnetita correspondientes a las muestras de la Granodiorita Elena-Granito Este
evidencian reemplazo parcial por goethita y hematita terrosa accesoria, generadas a partir de
meteorización.
La estabilidad de la magnetización remanente para muestras con evidencias de alteración
penetrativa sobreimpuesta (Pórfido Este alterado) depende de la intensidad de alteración hidrotermal
que presenta, si bien la susceptibilidad tiende a ser baja y homogénea. Aquellos tipos de alteración
hidrotermal de alta sulfuración originan un desequilibrio de los óxidos de hierro, proceso
susceptible de producir una reducción del tamaño de la magnetita previa (multidominio dominio
simple) y/o su destrucción en base al particionamiento del hierro hacia los sulfuros de (Cu)-Fe.
Considerando además el signo positivo de la dirección característica para muestras con evidencias
de alteración cuarzo-sericita, probablemente su magnetización remanente fue adquirida en respuesta a
este fenómeno hidrotermal. El enriquecimiento supérgeno registrado en el yacimiento puede
producir la remagnetización química de las rocas, en función del tamaño que alcanzan los cristales
de hematita terrosa neoformada (volumen de bloqueo) y su abundancia. Para la Zona de Deformación
Este la aleatoriedad de las propiedades magnéticas está controlada por los movimientos de la falla
Mesabi (procesos de cataclasis y milonitización del protolito).
77
CAPITULO 3:
ALTERACION HIDROTERMAL, PROPIEDADES MAGNETICAS
Y MINERALOGIA FERROMAGNETICA DEL COMPLEJO
INTRUSIVO FORTUNA (Granodiorita Fiesta-Antena). DISTRITO
CHUQUICAMATA
-Petrografía y mineralogía magnética de la Granodiorita Fiesta y
Granodiorita Antena.
-Resultados magnético-mineralógicos
-Cristaloquímica de óxidos de Fe-Ti
-Discusiones
78
3.1 INTRODUCCION
La Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena son dos intrusivos elongados de orientación
noreste pertenecientes al Complejo Intrusivo Fortuna (CIF, Dilles et al., 1997), localizados en el
distrito Chuquicamata. La Granodiorita Fiesta (Fortuna Clara) corresponde a la unidad litológica
de mayor volumen que aflora dentro de la mina Chuquicamata. Dada su clasificación dentro del
modelo de unidades geológicas (UG) de la mina como “intrusivo estéril” debido a su ley media
equivalente a 0.3% Cu, su estudio ha sido dirigido principalmente a la caracterización
petrográfica en relación a las unidades geológicas (UG) de la mina (Álvarez et al., 1980;
Ossandón et al., 2001; entre otros); determinación de edades radiométricas (Maksaev et al., 1994;
Lindsay, 1997; Dilles et al., 1997; Ballard, 2002) e interpretación de su emplazamiento dentro del
contexto geodinámico regional, en relación al movimiento relativo entre las placas FarallónSudamericana, como al desplazamiento de la Falla Oeste (Reutter et al., 1996; Tomlinson y
Blanco, 1997a y b; Dilles et al., 1997; McInnes et al., 2001; Tomlinson et al., 2001). Para la
Granodiorita Antena (Fortuna Gris), los trabajos realizados son de la misma naturaleza,
destinados a su caracterización composicional y temporalidad. Los prospectos asociados a ambas
unidades indican que ambos intrusivos pueden generar y/o ser la roca huésped de mineralización
susceptible de ser explotada fuera de los límites de la mina (Rosas, 2001).
Un estudio paleomagnético en el distrito Chuquicamata debe involucrar la descripción detallada
de las asociaciones mineralógicas magmático-hidrotermales presentes la Granodiorita Fiesta-
Antena, ya que estos resultados proporcionan una secuencia paragenética a partir de la que se
puede inferir cuándo se originan los óxidos de Fe-Ti y, por ende, el mineral portador de la
magnetización, indicando qué tipos de alteración hidrotermal son susceptibles de modificar la
señal magnética primaria de ambos intrusivos. En este capítulo se exponen sus resultados
magnéticos, mineralógicos y químicos, entregando además nuevas evidencias en relación a la
alteración post-magmática en granitoides menos alterados.
79
3.2 RESULTADOS
MAGNETICO-MINERALOGICOS
EN
EL
COMPLEJO
INTRUSIVO FORTUNA: GRANODIORITA FIESTA-ANTENA
3.2.1 MUESTREO
El muestreo realizado corresponde a 162 testigos paleomagnéticos en la Granodiorita Fiesta y
24 en la Granodiorita Antena (tabla 3.1), para los que fue realizado el análisis de sus
propiedades magnéticas en base al estudio magnético-mineralógico. Estas muestras fueron
perforadas in situ y/o en laboratorio desde bloques orientados y sondajes diamantina (DD). La
ubicación de los sitios y sondajes es ilustrada en la figura 3.1.
Tabla 3.1: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético. En la tabla se indican
los cortes transparente-pulido realizados para el estudio conjunto petrográfico-magnético-químico.
Sitio o Sondaje
Número de
muestras
Cortes
Transparente/pulido
7535511N / 509670E
22
7536823N / 509664E
7
7536075N / 509016E
37
7536637N / 509351E
7535037N / 508679E
7536395N / 510118E
7536189N / 508228E
7536235N / 508452E
7536850N / 508500E
N4524.1 / E2901.7
N3278.4 / E2625.4
N2481.4 / E2452.2
2
7
12
5
6
2
5
4
10
Fi01a01
Fi01b06
Fi01c08
Fi01c09
Fi0202
Fi0205
Fi3-0101
Fi4-0902
Fi5-13
Fi6-16
N4866.4 / E2444.4
12
N5161.8 / E2021.8
N4369.1 / E1737.1
N3327.2 / E2158.2
20
2
9
En UTM
Granodiorita Fiesta
Fi1a
Fi1b
Ubicación
En coord. Mina
Fi1c
Fi2
Fi3
Fi4
Fi5
Fi6
Fi7
Fi8
Fi9
Fi10
Sond. 5767
Sond. 5784
Sond. 4369
(00SCHB)
Sond. 3985
(00SCHD)
PZM-46
PZM-47
PZM-49
Fi8-31
CH4369-132.7
CH4369-196.3
CH3985-80.05
CH3985-184.4
CH3985-227.0
Total
Granodiorita Antena
An1
An2
7531865N / 506444E
7534905N / 503468E
14
10
Total
TOTAL INTRUSIVOS
80
162
An101A
An201A
18
186
Figura 3.1: Muestreo paleomagnético asociado a la Granodiorita Fiesta dentro de la mina y en sectores aledaños.
Aquellos sitios correspondientes a la Granodiorita Antena se encuentran más hacia el este.
81
3.2.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES
CORRESPONDIENTES A LA GRANODIORITA FIESTA-ANTENA
GRANODIORITA FIESTA
o Características. Roca holocristalina, inequigranular, de grano medio-grueso, hipidiomórfica,
textura porfírica, con variación de la proporción de masa fundamental según el sitio de muestreo
(aprox. 70-90% de fenocristales y 30-10% de masa fundamental, ANEXO C). Los fenocristales
corresponden a plagioclasa euhedral-subhedral, tamaños entre 0.5 y 4 mm, maclas de carsbaldpolisintéticas; y ortoclasa anhedral, tamaños entre 0.5-5 mm También existe hornblenda
subhedral-anhedral, de tamaños entre 0.5-2 mm, con inclusiones de opacos euhedralessubhedrales correspondientes a pseudomorfos de titanomagnetita con inclusiones ocasionales de
apatito hexagonal (Fig. 3.2.a y 3.4.b). Dependiendo del corte, se puede identificar biotita primaria
relicta, con evidencias de biotitización. Como mineral accesorio se observan fenocristales de
esfeno anhedral. La masa fundamental está constituida por un agregado de cuarzo, feldespato-K y
menor plagioclasa entrecrecidos, con contactos recto-lobulados y sinuosos. Eventualmente
aparece magnetita muy pequeña y regular.
Figura 3.2: Evidencias de alteración registrada en la Granodiorita Fiesta. (a) Cara basal de hornblenda con
inclusiones de minerales opacos y parches de biotita a los que también se relacionan opacos (CH3985-227). (b)
biotita primaria biotitizada, reconocible por la pérdida de su pleocroismo y “extinción a puntitos” a nícoles cruzados.
Sobreimpuesto al anterior, existe cloritización en bordes y clivajes (Fi3-0101A). (c) Biotita primaria desgarrada,
observándose el crecimiento de rutilo en los bordes (00CH0805). (d) plagioclasa arcillizada (CH3985-227).
82
o Alteración Hidrotermal.
Estas rocas presentan alteración potásica, correspondiente al
reemplazo localizado de plagioclasa por feldespato-K. También hay biotitización en parches y
bordes de hornblenda, caracterizada por la asociación mineralógica biotita-rutilo-magnetita. Otra
evidencia de este tipo de alteración es la aparición de rutilo-magnetita en bordes y clivajes de
biotita primaria (Fig. 3.2.c). Sobreimpuesta existe cloritización de los ferromagnesianos. Los
feldespatos muestran además fracturamiento y reemplazo incipiente por arcillas-sericita (Fig.
3.2.d).
o Mineralogía Magnética. Los pseudomorfos irregulares (0.5-0.05 mm) en asociación con
fenocristales de hornblenda-biotita y/o accesorios en la masa fundamental de la Granodiorita
Fiesta, sugieren su relación con titanomagnetita y ocasional ilmenita primaria. Ambos minerales han
sufrido diferentes generaciones de exsolución en función del grado de oxidación propuesto por
Haggerty (1991). Las texturas que permiten inferir su cristalización magmática son detalladas a
continuación.
La textura LAMELLAR observada (estado de oxidación C3) se distingue por la presencia de lámellas
lenticulares correspondientes a ilmenitaSS y hematitaSS. Cuando son más gruesas tienen aspecto
sigmoidad tipo SYNEUSIS (estado de oxidación C3-C4). Ambas texturas se observan preferentemente
en la zona central del pseudomorfo. Los bordes de color más rosado (enriquecidos en ilmenita)
pueden no mostrar exsolución o bien, exhibir una textura “ATIGRADA” (estado de oxidación C4)
asociada a finas exsoluciones lamellares de hematitaSS (Fig. 3.3.a). Ocasionalmente, en el
pseudomorfo hay evidencias de exsolución previa tipo COMPOSITO (estado de oxidación C2-C3),
considerando el intercrecimiento de magnetita y sectores con textura lamellar-sigmoidal, con un
contacto microaserrado (Fig. 3.3.d y f). Las texturas de desequilibrio, en este caso, indican la
presencia de ilmenitaSS exsuelta previa (estado de oxidación C4).
Cuando la biotitización es más intensa, dentro de los lentes sigmoidales de ilmenitaSS y
hematitaSS se generan microexsoluciones lamellares de ilmenita en hematitaSS (ilmenohematita)
y de hematita en ilmenitaSS (hemoilmenita). Para muestras con evidencias de oxidación más
avanzada, en sectores con exsolución lamellar-sigmoidal previa se observa una textura GRAFICA
(estado de oxidación C6-C7) correlacionada con la formación de rutilo-pseudobrookita-hematita e
ilmenita residual (Fig. 3.3.c), mineral que puede presentar reemplazo por esfeno (Fig. 3.5).
83
La ilmenita magmática es escasa. Su presencia se infiere en base a texturas de exsolución
lamellar fina según el eje (0001) concentradas hacia el interior del cristal huésped (Fig. 3.3.b).
La magnetita puede ser grande e irregular (0.5-0.05 mm) asociada a hornblenda y biotita
biotitizada y, eventualmente, coexistiendo con pseudomorfos de titanomagnetita previa. También
existe magnetita en la masa fundamental, pero de tamaño menor que la familia anterior (0.03<0.01 mm) y con formas cúbicas (euhedral-subhedral). Evidencias de oxidación de este mineral
se correlacionan con hematitización de sus bordes y fracturas, martitización (reemplazo a lo
largo del eje [111]), y/o maghemitización (sectores con textura “gusanoidal” blanca sin un patrón
determinado. Fig. 3.3), siendo este reemplazo relacionado a cloritización.
84
Figura 3.3: Texturas de oxidación asociadas a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Fiesta. (a)
Textura syneusis, correspondiente a la exsolución de lentes sigmoidales de hmilm e ilmht. A mayor aumento se
observan microexsoluciónes dentro de las exsoluciones de mayor tamaño (CH3985-80.05). (b) Ilmenita con
exsoluciones de hematita, textura “atigrada” (Fi205A). (c) asociación de biotita-magnetita y pseudomorfo de
titanomagnetita, con exsolución tipo compósito de un miembro rico en Mt con alto Ti e ilmenita, la que
posteriormente sufre un segundo reequilibrio a Mt+Ht+Psb+Rt+IlmRESIDUAL, (Fi1b06). (d) Agregado de
Mt+pseudomorfo de ilmenita, con evidencias de reequilibrio, observándose sectores con exsolución lamellar y
syneunis de Ilm-Ht, Mt, Ht+Psb+Rt+IlmRESIDUAL y reemplazo de Sph por Ilm (Fi1c09). (e) Mt euhedral martitizada en
la masa fundamental (Fi301). (f) Exsolución tipo compósito en una titanomagnetita con nuevo reequilibrio,
relacionado a las exsoluciones lamellares y granulares. Además hay reemplazos por Sph (gris, Fi205B). (a), (b), (e) y
(f) luz reflejada. (c) y (d) Imágenes SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita;
Rt=Rutilo; Sph=Esfeno; Bt=biotita; HmIlm=Hemoilmenita; IlmHt=Ilmenohematita).
85
86
Figura 3.4: Pseudomorfo de titanomagnetita con inclusión de apatito magmático euhedral (Fi1b06A). (a) Imagen SEM. (b) Microfotografía a luz reflejada. (c) Análisis
EDS de clorapatito. (d) detalle de una zona del pseudomorfo, a la que se realiza el mapeo del elemento ilustrado a continuación: (e) Fe; (f) Ti; (g) Ca; (h) Mn e (i) P. En
estos diagramas se detalla claramente la partición del Fe y Ti respecto a la hematitaSS-ilmenitaSS, la preferencia del Mn por la IlmenitaSS y la inclusión de apatito.
87
Figura 3.5: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematitaSS-pseudobrookita. Esto es indicado principalmente por
la concentración en las bandas más oscuras de los cationes Ca y Si, así como las diferencias entre la luminosidad de color para el catión Ti, más concentrado en el rutilo.
También se observan microinclusiones de apatito, identificado por la concentración de Ca en el círculo de la parte inferior derecha de la microfotografía (Fi205).
GRANODIORITA ANTENA
o Características. Roca holocristalina, predominantemente inequigranular, de grano mediogrueso, hipidiomórfica, porfírica (Fig. 3.6.c), con un 40-60% de fenocristales y 60-40% de masa
fundamental (ANEXO C). Otros autores describen esta roca como equigranular (Rosas, 2001;
Ballard, 2002). A escala macroscópica, las muestras de esta unidad son más grises que la
Granodiorita Fiesta (color distintivo).
Los fenocristales corresponden a plagioclasa euhedral-subhedral, entre 1-3 mm, tabulares, con
macla de carlsbad-polisintéticas y zonaciones que pueden ser difusas. Ocasionalmente se
observan inclusiones de opacos euhedrales <0.01 mm. El feldespato potásico es anhedral
(ortoclasa), de tamaño similar a la plagioclasa. La biotita es anhedral, entre 0.5-1.5 mm, en
coexistencia con minerales opacos y/o en cúmulos con hornblenda. Ocasionalmente forma
bandas alargadas (Fig. 3.6.a). La hornblenda es más escasa, euhedral-subhedral. Como accesorio
aparece esfeno asociados a opacos irregulares. La masa fundamental es un agregado de cristales
entrecrecidos de cuarzo y feldespato-K bien definidos, con contactos rectos-lobulados, escasa
recristalización y opacos euhedrales diseminados (Fig. 3.6.c).
o Alteración Hidrotermal. Los tipos de alteración hidrotermal reconocidos en la Granodiorita
Antena son los siguientes: biotitización de hornblenda y biotita, en bordes y con textura de
“parches” (biotita secundaria-rutilo-magnetita), si bien la biotita primaria puede conservar su
pleocroismo y extinción distintiva. Sobreimpuesta existe cloritización retrógrada, que afecta tanto
a los ferromagnesianos de origen magmático como hidrotermal. Además, los feldespatos
evidencian un reemplazo incipiente por arcillas.
88
Figura 3.6: Evidencias de alteración en la Granodiorita Fiesta. (a) Biotitas recristalizadas alineadas, asociadas a
opacos. En la esquina izquierda de la fotografía se observan cloritización de biotita (An1-2001A). (b) Pseudomorfo
de hornblenda con inclusiones de opacos y parches de biotita. (An2-4001A). (c) Textura porfírica de la Granodiorita
Antena, con dos poblaciones de tamaño de cristal (An2-4001A). (d) Megacristal de plagioclasa con inclusiones de
magnetita (An1-2001A).
o Mineralogía Magnética. Los minerales ferromagnéticos en esta unidad corresponden a
magnetita y aquellos derivados del desequilibrio de titanomagnetita primaria, cuya naturaleza se
puede inferir a partir del análisis de las texturas de exsolución identificadas. La magnetita se
presenta asociada a biotita (0.5-0.1 mm), como inclusiones en plagioclasa (0.1-0.02 mm) y
eventualmente diseminada (>0.01 mm, fig. 3.6.d). Ciertos cristales de mayor tamaño evidencian
martitización en los bordes del cristal, aunque cuando la oxidación es más intensa, este fenómeno
se relaciona a “enrejados triangulares” que lo afectan por completo (Fig. 3.7.a). También existe
maghemitización irregular sectorizada (texturas gusanoidales blanco-gris) y hematitización en
bordes y fracturas.
Los pseudomorfos de titanomagnetita están asociados a biotita-hornblenda. Son irregulares,
presentan inclusiones de apatito y pueden coexistir con circón (Fig. 3.7.c). Las exsoluciones
89
identificadas son de tipo SYNEUSIS y LAMELLARES de ilmenitaSS-hematitaSS gruesas, más escasas
que en la Granodiorita Fiesta y con un predominio del miembro ilmenitaSS (Fig. 3.7.b). También
se puede presumir la presencia previa de exsoluciones tipo compósito, en función de la
distribución de los sectores enriquecidos en uno u otro mineral (serie titanohematitas). Si bien se
distinguen lámellas gruesas remanentes en los pseudomorfos, la textura GRAFICA producto de la
formación de agregados microgranulares de hematita-rutilo-pseudobrookita las oblitera
parcialmente (Fig. 3.7.c). Cuando hay un mayor desarrollo de las evidencias de oxidación, se
observa solamente rutilo gráfico residual (Fig. 3.7.d).
Figura 3.7: Texturas de oxidación asociada a los diferentes óxidos de Fe-Ti descritos en la Granodiorita Antena. (a)
Martitización en bordes y a lo largo del eje (111) de magnetitas en la masa fundamental (An2-4001A). (b)
Pseudomorfo de titanomagnetita, donde se observa un sector con exsoluciones lamellares gruesas de IlmSS con lentes
sigmoidales de HtSS, exsoluciones de Ilm+Rt+Psb y Ht+Rt+Psb (An1-2001A). (c) Agregado de Mt+pseudomorfo de
Ilm coexistiendo con circón. Presenta evidencias de exsolución-oxidación extrema, correspondiente a RtRESIDUAL y la
asociación Ht+Rt. (d) detalle de la imagen anterior, que muestra una zona con Rt granular dentro del pseudomorfo.
(a) y (b) Microfotografías luz reflejada. (c) y (d) Imágenes SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita;
Psb=Pseudobrookita; Rt=Rutilo; Zr=Circón).
90
3.2.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA EN LA
GRANODIORITA FIESTA-ANTENA
ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM)
Las curvas IRM asociadas a ambos granitoides estudiados indican la presencia de un mineral
poco coercitivo (rápida adquisición de magnetización en las primeras etapas del experimento),
diferenciándose, a lo menos, dos grupos (Fig. 3.8). El primero, cuyo campo magnético de
saturación es menor a 100mT, corresponde a muestras del sitio Fi1 (Granodiorita Fiesta) y
probablemente se relaciona a la magnetita irregular de gran tamaño identificada
petrográficamente, característica que controla la formación de numerosos dominios intramineral
(Butler & Barnejee, 1975). El segundo grupo no alcanza una saturación completa a 200-270 mT,
si bien en este rango ya ha alcanzado más del 95% de la magnetización total. Lo anterior se
correlaciona con magnetita predominante, de menor dimensión que en el caso anterior, y
cantidades subordinadas de hematita (y/o mineral de alta coercividad), responsable de la
adquisición de magnetización posterior a 270 mT. Cabe destacar que la señal magnética de la
magnetita reconocida en el primer grupo es tan intensa que podría enmascarar aquella vinculada a
fases mineralógicas romboedrales (hematitaSS-ilmenitaSS). Dentro de este grupo también se puede
encontrar análisis de la Granodiorita Antena (An1-2001A).
Figura 3.8: Curvas IRM
asociadas a muestras de la
Granodiorita
Fiesta
y
Granodiorita Antena. El color
es representativo de cada uno
de estos intrusivos (en base al
mapa geológico del distrito).
91
ANALISIS DE CAMPO COERCITIVO REMANENTE (HCr)
Las curvas de pérdida de magnetización asociadas a la Granodiorita Fiesta muestran un valor
de Hcr bajo (entre 8-28 mT), lo que se correlaciona con la presencia de magnetita. El intervalo
señalado indica variabilidad del tamaño predominante de los cristales en las muestras analizadas,
lo que influye en la capacidad de retener magnetización de las mismas (parámetro dependiente
del número de dominios). Cabe destaca los valores de Hcr obtenidos para las muestras Fi7-2801A
y Fi1c09B, claramente relacionados a cristales multidominio. Los resultados correspondientes a
la Granodiorita Antena no tienen una diferencia significativa con el caso antes descrito, ya que
sus valores de Hcr (25-26 mT) son similares a aquellos más altos dentro del rango previamente
definido.
La comparación con un análisis correspondiente a la Granodiorita Elena cloritizada y
hematitizada sugieren un menor grado de oxidación de los intrusivos analizados (Fig. 3.9).
Figura 3.9: Gráfico de
variación de magnetización
inducida v/s intensidad
magnética
adquirida
normalizada para muestras
asociadas a la Granodiorita
Fiesta y Antena. A modo
comparativo
se
ubica
también una muestra de la
Granodiorita Elena.
92
CURVAS SUSCEPTIBILIDAD (K) VERSUS TEMPERATURA (T)
En general, en la Granodiorita Fiesta estos resultados principalmente indican la presencia de
magnetita, asociada al quiebre de susceptibilidad a los 580qC (Fig. 3.10.b y c); y magnetita ±
maghemita, consecuente con descenso de la susceptibilidad a los 350qC (Fig. 3.10.a y d),
evidencias que se correlacionan con biotitización, cloritización y menor alteración supérgena
reconocidas previamente (petrografía). Cabe destacar la forma de la curva de una anfíbola
(hornblenda) perteneciente a esta unidad (Fig. 3.10.e), que permite inferir la existencia de
inclusiones de magnetita. Sin embargo, la diferencia de susceptibilidad entre la trayectoria de
calentamiento-enfriamiento sugiere además que los óxidos de Fe-Ti previamente descritos
podrían generar pequeñas cantidades de magnetita en base a las condiciones en que se realiza el
experimento (aire). Para la Granodiorita Antena, las curvas permiten identificar tanto magnetita
como menor maghemita (An02-3901A).
Figura 3.10: Gráficos de susceptibilidad magnética (k) versus temperatura (T) para muestras pertenecientes a la
Granodiorita Fiesta y Antena. De éstos se puede deducir ciertas familias de minerales magnéticos presentes en estas
rocas, en función de los quiebres de las curvas analizadas.
93
3.2.4 CRISTALOQUÍMICA
DE
MINERALES
MAGNETICOS
EN
EL
SISTEMA
FORTUNA-ANTENA
Dada la complejidad de las asociaciones de minerales ferromagnéticos identificadas a nivel
petrográfico-magnético, a continuación se presentan los resultados de su caracterización
geoquímica. Su análisis permite definir rangos composicionales dentro de la serie de solución
sólida correspondiente y estimar cualitativamente sus condiciones de oxidación-exsolución, para
deducir su correlación con ciertos tipos de alteración hidrotermal en base al control que ejercen
esto minerales en la respuesta magnética de la roca (Robinson et al., 2002, 2004).
GRANODIORITA FIESTA
La figura 3.11 en conjunto con la tabla 3.2 ilustran algunos resultados analíticos en minerales
de esta unidad con sus respectivos puntos de análisis. El resto de los datos, así como el cálculo de
la fórmula estructural respectiva se presentan en el ANEXO D. Para efectos de clasificación se
utilizó el diagrama ternario de composición de óxidos de Fe-Ti (O’Reilly, 1984). El cálculo del
porcentaje de los miembros extremos consideró las sustituciones catiónicas en los sitios R4+ (Ti4+,
Si4+), R3+ (Al3+, V3+, Cr3+) y R2+ (Mg2+, Mn2+), para así obtener una composición más
representativa dentro de la solución sólida. En general, estos resultados indican una coexistencia
de fases rombohedrales (ilmenitaSS-hematitaSS) y cúbicas (magnetita), en acuerdo a lo observado
en subsecciones previas (tabla 3.3).
Los miembros de la serie de solución sólida (SS) de las titanohematitas se separan, salvo
excepciones, en dos intervalos composicionales: el primero corresponde al rango Ilm95-Ht10 e
Ilm70-Ht30 y el segundo, Ilm30-Ht70 e Ilm35-Ht65, ambos relacionados preferentemente a
exsoluciones lamellares en pseudomorfos de titanomagnetita (fig. 3.12). Los resultados más
cercanos al miembro ilmenita (>Ilm95) pertenecen a los bordes de estos pseudomorfos, donde este
mineral evidencia menor exsolución LAMELLAR de hematita y/o a los escasos cristales de
ilmenita con textura “ATIGRADA” identificados previamente. Aquellas composiciones más
cercanas a hematita (<Ilm20) se relacionan a exsoluciones GRAFICAS de la asociación rutilopseudobrookita-hematita. Cabe mencionar que ciertos análisis tienen un sesgo intrínseco, ya que
las microexsoluciones lamellares en titanohematita tienden a ser menores a 4 micrones.
94
El análisis comparativo de los porcentajes de óxidos en los minerales estudiados es ilustrado
en las figuras 3.13 y 3.14. Estos gráficos sólo consideraron aquellos valores superiores a 0.01 %
wt, correspondiente al límite de detección. Para miembros de la serie de las titanohematitas, los
altos porcentajes de MnO en ilmenitaSS (1-20% wt) respecto a los resultados obtenidos para otros
óxidos (0.01-1% wt) determinan la utilización de una escala logarítmica, facilitando así su
correlación directa.
Figura 3.11: Oxidos de Fe-Ti en la granodiorita Fiesta, indicando los puntos de análisis por microsonda. (a)
Magnetita asociada con calcopirita (Fi1b06B). (b) Pseudomorfo de titanomagnetita con exsoluciones lamellares de
IlmSS-HtSS y granulares de Rt+Ht+Psb+IlmRESIDUAL (Fi1b06B). (c) Pseudomorfos de titanomagnetita, con
exsoluciones granulares de Ht+Rt+Psb (Fi1c09). (d) Pseudomorfo de titanomagnetita con exsoluciones remanentes
tipo compósito, determinado por la presencia de Mt; exsoluciones de lamellares IlmSS-HtSS, granulares de
Rt+Ht+Psb+IlmRESIDUAL y reemplazo de Ilm por Sph (Fi1c09B). (a), (b) y (c) microfotografías a luz reflejada. (d)
Imagen SEM. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita; Rt=Rutilo; Sph=Esfeno).
95
0.06
5.04
0.01
0.00
Al3+
Cr3+
6
Hem
Hem
MINERAL
0.00
4.00
0.00
4.00
TOTAL
0.01
0.00
0.02
0.55
1.10
0.64
0.00
0.00
1.68
0.00
K+
0.00
0.00
0.00
0.11
0.49
Na+
Ca
2+
Mg2+
Mn
2+
Fe2+
2.79
0.00
Ti4+
Fe
0.60
Si4+
3+
6
0.00
N° Oxígeno
4
Mt
3.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.00
0.00
0.00
0.00
4
0.03
Sph
3.02
0.00
0.00
0.99
0.00
0.00
0.00
0.05
0.00
0.04
0.95
0.99
5
0.04
Mt
3.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.99
1.97
0.00
0.01
0.01
0.00
4
0.03
0.00
TiHt?
4.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.15
0.55
2.52
0.00
0.00
0.74
0.00
6
0.02
0.01
0.08
0.06
0.17
3.39
TiHt
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.07
0.52
2.80
0.00
0.00
0.59
0.00
6
0.07
0.00
0.04
0.02
0.01
1.55
Ilm
4.00
0.00
0.01
0.01
0.02
0.09
1.75
0.25
0.00
0.00
1.88
0.00
6
0.00
0.00
0.06
0.13
0.25
2.16
96
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.02
0.01
0.10
1.77
0.20
0.00
0.00
1.90
0.00
6
0.01
0.00
0.00
0.39
0.09
2.28
Sph
3.02
0.00
0.00
1.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.00
0.03
0.94
1.01
5
0.05
0.02
0.02
28.51
0.02
0.17
0.00
1.52
0.77
0.07
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.98
0.00
0.00
0.01
0.00
4
0.03
0.02
0.07
0.00
0.00
0.27
30.70
68.11
Rt
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.00
0.98
0.00
2
0.00
0.00
0.00
0.07
0.03
0.04
0.00
1.81
0.01
96.44
61
TiHt
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.37
3.22
0.00
0.00
0.39
0.00
6
0.04
0.00
0.00
0.05
0.00
0.32
8.39
80.95
0.01
9.76
0.00
62
47
0.05
48
12.86
49
0.02
50
0.02
0.06
Ilm
4.00
0.01
0.00
0.01
0.01
0.82
1.04
0.22
0.00
0.00
1.89
0.00
6
0.01
0.08
0.00
0.12
0.08
19.06
0.69
TiHt
4.00
0.00
0.01
0.02
0.01
0.07
0.49
2.78
0.00
0.00
0.61
0.00
6
0.04
0.00
0.09
0.32
0.10
1.63
Psb?
3.00
0.00
0.01
0.40
0.00
0.01
0.00
1.57
0.00
0.03
0.51
0.48
4.78
0.00
0.02
0.08
10.02
0.00
0.47
0.00
68.82 56.28
24.45 11.00
5.81
0.00
0.10
0.40
52
0.09
0.78
0.04
71.39 67.92 66.92
0.08
51
0.00
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.47
1.33
0.32
0.00
0.00
1.84
0.00
6
0.00
0.02
0.03
0.00
0.40
10.90
TiHt
4.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.07
0.48
2.87
0.00
0.01
0.57
0.00
6
0.05
0.01
0.04
0.02
0.09
1.55
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.97
0.00
0.00
0.01
0.00
4
0.06
0.00
0.01
0.08
0.05
0.13
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.02
1.95
0.00
0.00
0.02
0.00
4
0.05
0.01
0.00
0.03
0.00
0.13
31.08 10.72 31.01 31.51
8.30
0.01
49.19 15.13 18.28 47.82 14.09
0.04
97.87 99.81 99.97 100.08 100.23 99.32 96.64 98.22 97.77 98.73 99.54 99.65 98.40 99.51 98.82 97.25 98.70 98.57 98.06 99.75 99.56
0.04
0.01
0.07
0.08
0.00
0.24
30.64 12.29 11.58 40.43 40.95
6.35
0.00
0.40
60
0.01
TOTAL
FORMULA ESTRUCTURAL
0.01
0.01
0.00
0.00
59
0.00
0.02
0.00
0.00
28.24
0.00
0.08
58
30.59
Cr2O3
0.00
0.07
0.01
0.05
0.23
57
0.02
18.28 14.85 48.38 48.81 37.87
67.55 62.28 70.00
0.23
0.44
12
0.00
0.05
0.01
0.00
0.11
1.01
38.48
11
0.04
Fi1c09B-F4bdet
0.00
0.02
0.06
0.00
30.70 30.76
0.01
0.11
10
0.06
Fi01c09R-F1ddet
K2O
0.00
0.09
0
0.00
0.00
0.11
9
0.03
Fi1b06B-F2a
Na2O
0.02
0.00
0.08
CaO
0.09
0.00
FeO
MnO
MgO
1.83
0.05
97.67 99.55 68.90 68.86
Fe2O3
8
30.46
Al2O3
4
0.05
0.01
3
0.02
TiO2
2
SiO2
0.00
1
0.00
ANALISIS
Fi1b06B-F1b
Tabla 3.2: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.11. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+ calculada según metodología (ver ANEXO D).
8.37
38.12
0.00
6.76
37.89
5.45
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
0.00
0.04
100.01
K2O
Cr2O3
TOTAL
0.00
4.00
TOTAL
0.00
K+
Na
0.00
Ca2+
+
0.03
0.23
1.60
0.26
0.00
0.00
Mg2+
Mn
2+
Fe2+
Fe
3+
Cr3+
Al
1.87
Ti4+
3+
0.00
Si4+
FORMULA ESTRUCTURAL
0.00
0.00
0.04
Na2O
0.31
CaO
4.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.21
1.61
0.32
0.00
0.00
1.84
0.00
100.18
0.00
0.02
0.46
0.01
MgO
4.86
15
0.00
4.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.23
1.55
0.41
0.00
0.00
1.79
0.00
100.29
0.00
0.00
0.00
0.08
0.11
5.46
36.64
10.78
0.00
47.23
48.49
49.33
SiO2
0.00
3
0.02
1
0.02
ANALISIS
IlmenitaSS
CH3985-80.05
MUESTRA
MINERAL
4.00
0.00
0.00
0.01
0.06
0.23
1.43
0.55
0.00
0.00
1.72
0.00
100.99
0.00
0.00
0.00
0.21
0.75
5.43
34.19
14.48
0.00
45.87
0.05
5
4.00
0.00
0.00
0.01
0.05
0.38
1.32
0.48
0.00
0.00
1.76
0.00
100.29
0.00
0.00
0.00
0.10
0.70
8.85
31.38
12.80
0.03
46.40
0.01
6
CH4369-169.3
5
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.68
2.56
0.00
0.00
0.72
0.00
98.73
0.00
0.00
0.00
0.00
0.06
0.73
15.43
64.33
0.06
18.12
0.00
97
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.62
2.69
0.00
0.00
0.66
0.00
99.10
0.11
0.00
0.00
0.00
0.01
0.69
14.13
67.65
0.00
16.51
0.00
8
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.61
2.72
0.00
0.00
0.64
0.00
99.45
0.03
0.00
0.00
0.00
0.01
0.59
13.86
68.82
0.02
16.11
0.00
22
CH3985-80.05
4.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.05
0.65
2.54
0.00
0.01
0.72
0.00
100.33
0.07
0.00
0.00
0.04
0.27
1.07
15.08
65.13
0.09
18.57
0.00
7
4.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.03
0.62
2.65
0.00
0.00
0.68
0.00
99.27
0.03
0.00
0.00
0.19
0.18
0.75
14.05
66.93
0.03
17.10
0.00
10
CH4369-169.3
HematitaSS
Tabla 3.3: Resultados seleccionados de microsonda para óxidos de Fe-Ti de la Granodiorita Fortuna.
11
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
0.00
99.65
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
30.95
68.59
0.07
0.02
0.01
3
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.01
0.00
0.00
99.72
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.10
30.89
68.51
0.15
0.03
0.00
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.00
0.01
0.00
0.00
100.01
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.29
30.86
68.57
0.15
0.08
0.02
12
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.98
0.00
0.01
0.00
0.00
100.49
0.06
0.00
0.00
0.00
0.05
0.25
31.01
68.82
0.21
0.05
0.05
11
CH4369-169.3
Magnetita
CH3985-80.05
2.80
0.00
0.00
0.00
0.01
0.13
1.36
0.20
0.00
0.00
1.10
0.00
99.56
0.02
0.00
0.00
0.02
0.16
4.35
46.16
7.35
0.01
41.50
0.00
27
2.80
0.00
0.00
0.00
0.01
0.08
1.23
0.56
0.00
0.00
0.92
0.00
99.77
0.00
0.00
0.00
0.00
0.23
2.78
41.33
20.90
0.00
34.54
0.00
28
CH4369-169.3
TitanoMaghemitaSS
Figura 3.12: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Fiesta. En el
gráfico se observan los dos grupos diferenciados de composición de la serie de las titanohematita, la familia
correspondiente al miembro extremo magnetita, y el rutilo asociado a las texturas gráficas observadas en algunos
pseudomorfos de titanomagnetita. Las imágenes SEM acompañan los análisis mineralógicos, para una mejor
comprensión de las características de los minerales analizados.
Aquellos miembros cuyas composiciones son más cercanas a la ilmenita, presentan además
valores relativamente altos de MgO y, en relación a la hematita, mayor concentración relativa de
K2O. Por el contrario, si la composición es más cercana a la hematita, los valores de V2O3, Cr2O3
y Al2O3 son mayores que en la ilmenitaSS (Fig. 3.13.a y b). Para la magnetita, los altos
porcentajes de FeOT (90-94% wt.) subordinan el contenido del resto de los óxidos analizados a
una cantidad total menor al 1% wt. Al aplicar la corrección de Fe2+/Fe3+, los porcentajes de FeO y
Fe2O3 calculados corresponden a 30-32 y 67-70 % wt. respectivamente. Este mineral evidencia
concentraciones accesorias decrecientes de TiO2 (0-0.6% wt.), MnO (0.01-0.5% wt.), Al2O3 (00.09% wt.) y Cr2O3 (0-0.07% wt., Fig. 3.10.c).
98
En líneas generales, las características anteriormente descritas para ilmenitaSS y hematitaSS
son corroboradas por los gráficos de sustitución de Mg, Mn, Cr, V y Al (Robinson et al., 2001),
identificándose claramente los dos intervalos composicionales (Fig. 3.14). La razón Mg/R2+, que
señala el grado de sustitución de Fe2+ por Mg2+ es heterogénea y predominantemente baja para
ambos minerales, implicando un escaso porcentaje de geikielita (MgTiO3) en su estructura, si
bien algunos resultados de ilmenita son un poco más altos. Para el Mn2+, esta razón es mucho
más alta y homogénea, entre 0.09-0.23 y 0.03-0.08 para ilmenitaSS y hematitaSS respectivamente.
Esto indica que las composiciones más cercanas a la ilmenita tienen una componente entre un 9 y
23% de pirofanita (MnTiO3), confirmando la concentración de este catión en este mineral. Los
valores de Mn2+ en hematitaSS se correlacionan con sus contenidos de Ti4+, asociados a las
microexsoluciones lamellares de ilmenita que presenta. De todo lo anterior se deduce la relación
directa entre el reemplazo de Fe2+ por Mn2+ y la razón de sustitución acoplada 2Ti/(2Ti+R3+). El
Cr3+ muestra una razón de sustitución por Ti4+ más amplia y mayor en aquellos miembros más
cercanos a la hematitaSS que a ilmenitaSS, implicando un mayor porcentaje de la componente
eskolaita (Cr2O3) dentro de su estructura. Junto con el Mn, el V3+ muestra una preferencia por
composiciones más próximas a la hematitaSS, con un porcentaje de karelinita (V2O3) entre 4-7%.
Finalmente para el Al3+ los resultados indican una preferencia menor de este elemento por la
hematitaSS. En el grupo constituido por composiciones intermedias entre ilmenita-hematita, los
cationes antes descritos tienen concentraciones promedio en función de las señaladas para los
miembros extremos. Este tipo de análisis no se puede realizar para magnetita, porque los
resultados de elementos mayores (a excepción del Fe) son muy bajos, lo que afecta el cálculo de
su fórmula estructural (tolerancia decimal utilizada: > 0.001).
Los resultados correspondientes a maghemita y titanomaghemita muestran composiciones
catiónicas intermedias entre magnetita-hematita y/o titanohematita, respectivamente.
99
100
Figura 3.13: Gráficos de logaritmo de porcentaje en peso en óxidos para hematitaSS e ilmenitaSS, que permite establecer intervalos composicionales para cada elemento
y comparar entre ambos minerales. (a) Todos los análisis para estructuras romboédricas. Se excluye el Fe y Ti debido a sus altos valores. (b) Resultados seleccionados de
lamellas contiguas en pseudomorfos de titanomagnetita. En este caso fue medido el V. (c) Gráfico de porcentaje en peso en óxidos para magnetita. Cabe destacar que el
promedio del intervalo de análisis por óxido tiende a ser bajo, con evidencias de efecto “pull-up” que determinan, en parte, el mayor valor de concentración promedio
para algunos óxidos en magnetita.
Figura 3.14: Análisis seleccionados de ilmenitaSS y hematitaSS lamellar, graficados en términos de la razón de
sustitución acoplada 2Ti/(2Ti+R3+) y la razón de sustitución catiónica: (a) Mg/R2+. (b) Mn/R2+. (c) Cr3+/(2Ti+R3+).
(d) V3+/(2Ti+R3+). (e) Al3+/(2Ti+R3+).
101
GRANODIORITA ANTENA
Los resultados asociados a este intrusivo son más escasos, ya que su muestreo fue menor. En
la figura 3.15 y la tabla 3.4 se ilustran algunos puntos de análisis con su ubicación respectiva en
el mineral analizado. Su clasificación se basa en el diagrama de O’Reilly (1984).
Aunque los resultados indican también la coexistencia de fases romboedrales (ilmenitaSShematitaSS) y cúbicas (magnetita) como para la Granodiorita Fiesta, este último mineral es más
abundante, corroborando las observaciones microscópicas. Los miembros de la serie de solución
sólida de las titanohematitas presentan una composición Ilm90-Ht75, relacionada a exsolución
LAMELLAR y bordes de pseudomorfos de titanomagnetita enriquecidos en ilmenita. Para aquellos
resultados obtenidos desde sectores de los pseudomorfos con textura GRAFICA, las fórmulas
estructurales son complejas, coexistiendo composiciones entre Ilm70-Ht50,
pseudobrookita-
ferropseudobrookita (N°oxígeno=5, N°cationes=3), e intermedias entre estos minerales y rutilo o
cercanas al miembro extremo rutilo (fig. 3.16).
La magnetita presenta porcentajes de FeOT entre 91-95% wt., siendo en algunos casos
mayores que en la Granodiorita Fiesta. La corrección de Fe2+/Fe3+ entrega porcentajes de FeOFe2O3 en los intervalos 30-33 y 67-71 % wt. respectivamente. En zonas martitizadas y oxidadas
de este mineral los resultados indican la presencia de maghemita y hematita.
Si bien aquellos óxidos de baja concentración (>0.5%) no permiten un análisis catiónico como
para el intrusivo anterior, del gráfico composicional comparativo para magnetita, ilmenitaSS y
hematita se puede inferir lo siguiente: (a) la ilmenitaSS presenta los mayores valores relativos de
MnO y CaO y (b) El Al2O3, Cr2O3 y V2O3 están más concentrados en la magnetita (Fig. 3.17).
102
103
Figura 3.15: Oxidos de Fe-Ti en la Granodiorita Antena, con su correspondiente análisis de microsonda. (a) Pseudomorfo de titanomagnetita con una predominancia del
miembro IlmSS en los bordes y texturas de oxidación-exsolución granular de Rt+Ht+Psb+IlmRESIDUAL. Además se observa la presencia de Mt. (b) Pseudomorfo de
titanomagnetita, similar al anterior. En la parte superior hay predominancia de RtResidual. (Fotografías a y b, An1-2001A) (c) y (d) Magnetitas con evidencias de
martitización en los bordes. (a) y (b) Imagenes SEM. (c) y (d) microfotografías a luz reflejada. (Mt=magnetita; Ht=hematita; Ilm=Ilmenita; Psb=Pseudobrookita;
Rt=Rutilo).
0.02
0.07
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
100.18
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
TOTAL
0.33
2.00
Fe3+
0.00
3.00
Mt
TOTAL
MINERAL
0.00
0.00
K+
Na
+
Ca2+
0.00
Mn2+
Mg
0.98
0.00
Fe2+
2+
0.01
V3+
0.00
0.00
Al3+
Cr
0.01
Ti4+
3+
4
0.00
Si4+
6
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.34
1.36
0.01
0.00
0.55
0.00
1.74
0.00
Mt
3.08
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
2.25
0.00
0.80
0.00
5
100.30
100.47
0.00
0.00
0.01
0.37
0.00
0.27
0.02
73.68
0.01
0.00
FORMULA ESTRUCTURAL
N° Oxígeno
0.08
26.13
0.00
0.00
7.92
32.18
0.34
0.00
14.42
30.49
0.03
Cr2O3
FeO
69.30
Fe2O3
0.00
V2O3
0.02
Al2O3
45.84
0.03
0.00
0.33
SiO2
TiO2
Rt
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
0.00
1.98
101.47
0.00
0.00
0.01
0.00
0.03
1.51
0.35
0.00
0.00
0.00
99.88
0.04
4
Ht-Psb?
3.24
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
2.93
0.00
0.30
0.00
5
102.64
0.02
0.00
0.00
0.00
0.09
0.00
0.15
0.01
93.07
0.00
9.45
0.00
5
29.31
Sph
3.04
0.01
0.00
0.89
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.23
0.08
0.83
0.99
5
97.85
0.16
0.00
24.61
0.07
0.00
0.00
0.21
0.00
8.99
2.04
32.67
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
0.01
0.00
1.98
0.01
0.01
0.00
4
100.27
0.00
0.00
0.00
0.05
0.04
30.63
0.33
0.04
68.89
0.14
0.43
0.05
7
An1-2001A
3
6
2
1
CORTE
ANALISIS
Ilm?
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.42
1.31
0.01
0.00
0.48
0.00
1.77
0.00
6
0.03
12
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.15
1.10
0.01
0.00
1.42
0.00
1.30
0.00
6
99.87
0.00
0.00
0.19
0.09
3.45
25.65
0.24
0.02
36.87
0.02
33.57
104
100.32
0.00
0.00
0.03
0.05
9.80
31.09
0.30
0.06
12.58
0.00
46.71
0.00
11
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.15
0.01
0.00
1.63
0.00
1.19
0.00
6
99.24
0.01
0.00
0.02
0.02
0.14
26.59
0.25
0.03
41.82
0.00
30.60
0.01
13
Psb-Ilm?
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.51
0.01
0.00
0.92
0.00
1.54
0.01
5
99.15
0.00
0.05
0.02
0.00
0.12
15.64
0.22
0.00
30.99
0.06
52.10
0.17
14
45
0.41 0.09
0.07 0.07
0.01 0.11
16
0.03
0.03
0.02
46
0.28
0.00
0.67
0.40 0.41
0.03 0.00
0.31
0.05
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.16 0.07
0.00
0.00
0.00
0.00
0.05
0.00
0.00
0.00
0.00
0.13
0.67
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.08
3.75
0.00
0.00
96.32
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
30.45
0.35
0.08
70.03
0.09
0.10
0.00
49
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.30
0.00
0.00
99.46
0.10
0.03
0.23
51
Ilm
4.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.29
1.36
0.01
0.00
0.61
0.00
1.71
0.00
6
4
Mt
Mt
3.00 3.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.01 0.00
0.96 0.97
0.01 0.01
0.00 0.00
2.00 2.01
0.02 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
4
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.97
0.01
0.00
2.01
0.00
0.00
0.00
4
Ht
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.03
0.00
0.00
3.91
0.02
0.00
0.04
6
Mgh
2.70
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.11
0.00
0.00
2.57
0.00
0.00
0.01
4
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.97
0.01
0.00
2.01
0.00
0.00
0.00
4
Ht
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
3.97
0.01
0.00
0.01
6
99.04 99.58 99.95 99.79 99.44 100.64 100.74 100.13
0.00
0.00
0.23
0.06
6.77
31.82 29.82 30.09 30.14
0.27
0.00
0.10
0.07
0.33
48
An2-4001A
47
15.87 69.09 69.51 69.48 97.69
0.00
44.29
0.00
15
Tabla 3.4: Resultados de microsonda asociados a la figura 3.15. Los datos se presentan con la corrección Fe2+/Fe3+ calculada según metodología (ver ANEXO).
Figura 3.16: Diagrama ternario de clasificación de óxidos de Fe-Ti para los análisis de la Granodiorita Antena. En el
gráfico se observan el grupo principal de composición de la serie de las titanohematita, la familia correspondiente al
miembro extremo magnetita, la martitización asociada y el rutilo asociado a las texturas gráficas observadas en
algunos pseudomorfos de titanomagnetita. Para una mayor claridad de la figura se ilustran microfotografías e
imágenes SEM representativas de los análisis.
Figura 3.17: Gráfico de porcentaje en peso en óxidos para magnetita, hematita e ilmenitaSS, ilustrando las diferentes
relaciones de concentración descrita en el texto.
105
3.2.5 MINERALES
PORTADORES
DE
LA
MAGNETIZACION
REMANENTE:
CURVAS DE DESMAGNETIZACION
Los análisis petrográfico-magnéticos previos indican la presencia de varias familias de
minerales ferromagnéticos, por lo tanto es necesario saber cuál es el portador de la magnetización
para establecer su génesis probable, sustentando así interpretaciones derivadas del estudio
paleomagnético.
Los especímenes asociados a la Granodiorita Fiesta
presentan dos tipos de curvas de
demagnetización por campo alternante (AF): (i) el primer grupo muestra una fuerte disminución
de la magnetización en las primeras etapas del lavado magnético, reteniendo una pequeña parte a
campos magnéticos más elevados (sobre 200 mT, fig. 3.18.a). El segundo grupo posee una
pérdida-retención variable de magnetización (Fig. 3.18.b). Las curvas de demagnetización termal
indican que la magnetización remanente no es destruida completamente a 580ºC (Fig. 3.18.c y d),
características que, en conjunto, permiten inferir la correlación entre la magnetización fácilmente
removida (termoviscosa?) con magnetita multidominio (MD), predominante en sitios con
biotitización intensa (Fi1, Fi4, Fi6; sondaje PZM-47); mientras que la porción remanente podría
asignarse a hematitaSS, en función de su mayor coercividad y temperatura de desbloqueo cercana
a los 610ºC (sitios Fi2, Fi3; sondaje CH4369), observándose una menor cantidad de magnetita
grande e irregular que en el caso anterior.
Para muestras correspondientes a la Granodiorita Antena, si bien puede existir una menor
componente de la magnetización más inestable (sitio An1, Fig. 3.18.e), la forma cóncava de las
curvas de demagnetización por campo alternante (Fig. 3.18.e), así como su temperatura de
desbloqueo (|580ºC, Fig. 3.18.f) indican que el mineral portador de la magnetización remanente
es magnetita pseudo-dominio simple [PSD] y/o dominio simple [SD], consecuente con los
intervalos de tamaño obtenidos a partir de las observaciones petrográficas.
106
Figura 3.18: Curvas de demagnetización asociadas a la Granodiorita Fiesta y Antena. En (a) y (b) se pueden
observar los dos grupos característicos de demagnetización por campo alternante asociados al primer intrusivo,
mientras que (c) y (d) ilustran dos grupos de curvas relacionados a demagnetización termal. (e) y (f) muestran las
curvas de demagnetización alternante y termal respectivamente, correspondientes a la Granodiorita Antena.
107
3.2.6 MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (MRN) VERSUS SUSCEPTIBILIDAD
MAGNETICA (k) PARA LA GRANODIORITA FIESTA y ANTENA
Los diagramas de la figura 3.19 ilustran la distribución del MRN versus el magnetismo
inducido (Mi=k*H) para ambos intrusivos analizados y su relación con la razón de
Koenigsberger (Q=MRN/Mi). La principal diferencia reconocida son los intervalos definidos por
los valores de MRN (Fig. 3.19.a), los que son mayores para la Granodiorita Antena (MRN>Mi).
En este caso se descartan aquellos resultados cercanos a 10 A/m, ya que las curvas de
demagnetización para las respectivas muestras sugieren una probable magnetización por rayos.
El traslape de los resultados de magnetismo inducido que evidencian estos granitoides (1-0.1
A/m) permiten proponer que, si bien tanto la composición como la abundancia relativa de los
minerales ferromagnéticos no es la misma (en función de su color), su susceptibilidad magnética
es homogénea.
Lo anterior puede deducirse también a partir de las figuras 3.19.b y 3.19.c, ya que existe una
fuerte correlación positiva entre el MRN y el parámetro Q, que para el magnetismo inducido no
se observa. Por lo tanto, los principales contrastes entre la Granodiorita Fiesta y Granodiorita
Antena probablemente se producen como respuesta al proceso que controla su adquisición de
magnetización remanente.
Un resumen de las principales características magnético-mineralógicas asociadas a cada
intrusivo estudiado es presentado en la tabla 3.5.
108
109
Figura 3.19: Parámetros magnéticos “in situ” para la muestras correspondientes a la Granodiorita Fiesta y Antena. (a) Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus
magnetismo inducido (Mi). (b) Magnetismo remanente natural versus Q (Razón de Koenisgberger). (c) Magnetismo inducido versus Q. La diagonal punteada representa
la Línea de Koenigsberger.
Tabla
Textura
Fanerítica
Porfírica
(color
rosado)
Fanerítica
Porfírica
An2
An1
Magnetita
Más escasa que grupo anterior,
Maghemita y hematita
Asociadas a evidencias de
oxidación.
Goethita-hematita terrosa
Alteración Selectiva
Potásica moderada
Propilítica moderada
Evidencias de cizalle,
fracturamiento y
limonitización
Alteración Selectiva
Potásica débil-moderada
Propilítica moderada
Arcillización débil-moderada
Alteración Selectiva
Potásica débil-moderada
Similar antes descrito
Propilítica moderada
Arcillización débil-moderada
Fanerítica
Porfírica
(más
oscura que
la anterior)
Magnetita
euhedral entre 1-50 Pm.
HematitaSS+pseudobrookita
+rutilo
(asociado a pseudomorfos de
Ilmenita-titanomagnetita)
Magnetita
Irregular gruesa (0.5-0.01 mm).
Titanohematita
en lámellas.
Hematita-Pseudobrookita
asociadas a textura gráfica.
Maghemita
reemplazando a magnetita
(clorítica-supérgena?).
Mineralogía Ferromagnética
observada
Alteración Selectiva
Temprana Na-Ca-Fe
débil-moderada
Potásica débil-moderada
Propilítica moderada
Alteración Supérgena
Argilización débil-moderada
Eventos de Alteración
Hidrotermal
Fanerítica
Porfírica
(más
oscura que
anterior)
Granodiorita Antena
Fi7
Fi1, Fi2,
Fi3, Fi4,
Fi5, Fi6,
Fi, Fi8,
Fi9, Fi10
CH5784
CH3985
PZ46
PZ47
PZ49
Granodiorita Fiesta
Sitio y/o
Sondaje
1.59
3.15
0.0446
0.109
MRN (A/m)
promedio
110
0.0244
0.0137
0.015
0.0238
K (SI)
Promedio
*************
*************
*************
Quiebre principal:
580°C Ÿ Magnetita
Quiebre 350°C y no
reversibilidad Ÿ
Maghemita.
Susceptibilidad (k)
v/s Temperatura
[T° de Curie]
Mineral baja
coercividad
(magnetita).
Mineral de bajamoderada
coercividad
(magnetita).
*************
Mineral muy baja
coercividad
(Magnetita). Mayor
parte magnetización
alcanzada a 270 mT.
No satura
(Titanohematita)
Adquisición de
Magnetización a bajo
campo [IRM]
Curvas de
Demagnetización
Bajo (>10 mT):
Magnetita tipo MDPSD?
Bajo (>10 mT):
Magnetita tipo MDPSD?
*************
*************
NORMAL
Curvas de
demagnetización AF
cóncavas:
Magnetita tipo PSDSD. Tb=580qC
Signo
negativo.
Mayor
inestabilidad
NORMAL
NORMAL
Signo
negativo
Polaridad
Magnetización
parásita (rayos?).
AF: Curvas cóncavas
(magnetita SD+<MD)
Curvas de
demagnetización con
inestabilidad
moderada. TB >
580qC. Magnetita MD
y hematita?
AF: Demag. variable
en primeras etapas,
para
estabilizarse
posteriormente.
Muy bajo (8-30 mT):
Magnetita gran tamaño, D: TB > 580qC.
tipo multidominio [MD]
Magnetita
MD+mineral alta
coercividad
(Titanohematita)
Campo Coercitivo
Remanente
Tabla 3.5: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes correspondientes a la Granodiorita Fiesta (bloque oeste mina
Chuquicamata) y la Granodiorita Antena (sectores aledaños a la mina).
3.3 DISCUSIONES
En base a la composición de ambos intrusivos, se puede realizar la siguiente generalización:
sea una roca granodiorítica compuesta por la siguiente asociación mineralógica: plagioclasahornblenda-biotita-feldespato potásico-cuarzo-titanomagnetita, donde el mineral ferromagnético
es de origen magmático (primario). Los efectos y transformaciones que sufren los óxidos de FeTi debido a la superposición de los tipos de alteración hidrotermal reconocida en la Granodiorita
Fiesta y Antena se señalan a continuación.
Las texturas de exsolución que presentan los pseudomorfos de titanomagnetita son
consecuentes con un descenso de temperatura (Fig. 3.20), aunque también podrían producirse en
base a un aumento del estado de oxidación en el sistema fluido-roca (Ghiorso & Sack, 1991).
Estos desequilibrios probablemente también se generan en respuesta a alteración post-magmática,
específicamente biotitización y cloritización. La presencia de texturas tipo sándwich y compósito
previas se presume en base a la sectorización de las exsoluciones posteriores observada en los
pseudomorfos de titanomagnetita. Si bien tienen un origen incierto (Spencer & Lindsley, 1981;
Haggerty, 1991), en estas rocas estas texturas de desequilibrio tempranas pueden relacionarse al
emplazamiento de una granodiorita (oxidación deutérica) o con los primeros estadios de
alteración potásica en una roca porfírica, ya que involucra una disminución de la temperatura y
un aumento del estado de oxidación del fluido respecto a condiciones previas (Titley, 1993),
parámetros que afectan directamente la movilidad del catión Ti4+ (Lindsley, 1991; Frost, 1991).
La exsolución lamellar en lentes sigmoidales (texturas syneusis) son producto de oxidación de
ilmenitaSS-hematitaSS (estados de oxidación C3-C5, Buddington & Lindsley, 1964; Fig. 3.20),
con tamaños incluso menores a 1 Pm. Su presencia en muestras de la Granodiorita Fiesta, así
como la estabilidad de la magnetización remanente, indican que ciertas lámellas son de tipo
pseudo-dominio simple (PSD) o dominio simple (SD), cuyas composiciones en la serie de las
titanohematitas pueden asociarse a ferrimagnetismo (Fig. 3.21) y, en consecuencia, capaces de
retener una fuerte magnetización lamellar (McEnroe et al., 2001; Robinson et al., 2002; 2004;
2006). Aunque las lámellas mencionadas pueden presentar orientación intracristalina (plano
{111} titanomagnetita), ésto no es reproducible a mayor escala, lo que permite descartar una
adquisición anisotrópica de la remanencia para las rocas de la Granodiorita Fiesta, como otros
autores han descrito para intrusivos de composición similar (Just et al., 2004).
111
Figura 3.20: Dos versiones diferentes para el diagrama de fases ilmenita-hematita (1 atm), donde la composición
de cada miembro de la solución sólida depende de la temperatura. En (a) se ilustran las composiciones esperadas
para cada miembro exsuelto, en base al descenso de temperatura y el paso de la reacción por la curva
eutectoide. Se señala la estructura cristalina y/o magnética de los productos (FM: ferromagnético, PM:
paramagnético, CAF: antiferromagnetismo falso). (b) Similar al anterior, pero a rangos de temperatura consecuentes
con la cristalización de granitoides y alteración hidrotermal post-magmática. Modificado de Harrison & Becker
(2001) y Burton (1991) respectivamente.
Figura
3.21:
Diagrama
de
sustitución de Ti4+ dentro de la
estructura romboedral de la serie de
las
titanohematitas
versus
magnetización de saturación [Ms].
Se puede observar cuáles son los
intervalos composicionales en los
cuales el mineral comienza a
presentar ferrimagnetismo. Esto
podría correlacionarse con la
adquisición
de
magnetización
remanente en la Granodiorita Fiesta
y/o potenciar el magnetismo
lamellar asociado a los intercambios
catiónicos en contactos entre
lámellas.
112
Considerando que la textura gráfica indica condiciones aún más oxidantes (C5-C7,
Buddington & Lindsley, 1964), su formación puede atribuirse a biotitización intensa o
cloritización sobreimpuesta. La alteración biotítica involucra un aumento de la fugacidad de
oxígeno (Brimhall et al., 1985), susceptible de producir neoformación de magnetita y reequilibrio
de titanomagnetita que, eventualmente, sufre procesos de exsolución que generan minerales
predominantemente granulares (rutilo+pseudobrookita+ hematitaSS+ilmenita). El fenómeno
anterior implica la coexistencia de magnetita-hematita, asociación correlacionada con
condiciones fisicoquímicas muy restringidas ó superposición de eventos hidrotermales (Wood,
1997). La cloritización de horblenda y biotita, además de producir reemplazos por cloritarutilo±hematita como se ha discutido en el CAPITULO II (Pórfido Este menos alterado), puede
controlar el reemplazo de ilmenita residual por esfeno. Si bien esta evidencia podría sugerir
metasomatismo de alta temperatura (Alteración Na-Ca-Fe), como ocurre en yacimientos tipo IOCG
(distrito Punta del Cobre, Chile; Marschik & Fontbote, 2001), ha sido también descrita en
relación a alteración clorítica de rocas graníticas (Eagleton & Banfield, 1985). Desequilibrios
como los mencionados han sido observados por Singer et al. (2005) en óxidos de Fe-Ti
correspondientes a facies metamórficas de bajo grado (Zona de la Clorita).
Los contrastes entre las propiedades magnéticas de las muestras obtenidas desde la
Granodiorita Fiesta y Antena se basan principalmente en ciertas características específicas
(forma y tamaño) que presenta la magnetita (Butler & Barnejee, 1975), que dependen
directamente de la composición de ambos intrusivos, el grado de biotitización que evidencian
(correlacionada con presencia de magnetita) y los eventos hidrotermales sobreimpuestos (oxidación
posterior). Efectivamente, en la Granodiorita Antena existe un predominio de magnetita
pequeña-euhedral, así como evidencias de martitización (“rejillas”) en ciertos cristales de mayor
tamaño, probablemente a consecuencia de la cloritización y/o meteorización presente en estas
rocas. Estas estructuras son capaces de promover la formación de dominios magnéticos más
pequeños y, por ende, provocar un aumento de la coercividad para la magnetita (Dunlop &
Özdemir, 1997). La oxidación de titanomagnetita previa en la Granodiorita Antena genera
texturas syneusis (preferentemente lentes de ilmenita) y exsolución gráfica sobreimpuesta
(rutilo+pseudobrookita ±[hematita]), sin embargo, el único mineral susceptible de retener una
magnetización estable es la magnetita antes descrita (pseudo-dominio simple? [PSD], Banfield et
al., 1994), en acuerdo a los resultados obtenidos a partir de las curvas de demagnetización. Para
113
la Granodiorita Fiesta, la naturaleza multidominio de la magnetita grande e irregular implica
baja coercividad, si bien este mineral controla la adquisición de magnetización termoviscosa, así
como los valores de magnetización inducida que evidencia. Cabe destacar que la distribución de
este parámetro no es homogénea, sugiriendo su correlación con la intrusión de los Pórfidos San
Lorenzo, ya que aquellos sitos con susceptibilidad más alta se ubican relativamente cerca de los
afloramientos al interior de la mina asignados a esta unidad (Ossandón et al., 2001). La
formación de maghemita-hematita a partir de magnetita observada en la Granodiorita Fiesta,
también puede ser interpretada en relación a condiciones oxidantes, correlacionadas con las
evidencias de cloritización y/o meteorización identificada en las muestras.
La correlación entre las edades radiométricas asignadas a las unidades del Complejo Intrusito
Fortuna y la polaridad magnética obtenidas para la Granodiorita Fiesta y Antena a partir de este
estudio (signo negativo) permiten realizar las siguientes interpretaciones: (i) las edades K-Ar en
biotita-hornblenda para la Granodiorita Fiesta se ubican preferentemente en un periodo de
polaridad normal (39-36 Ma: Maksaev et al., 1994; Dilles et al., 1997; Ballard et al., 2001), por lo
tanto su magnetización remanente probablemente fue adquirida en respuesta a la alteración
hidrotermal presente en estas rocas (considerando que el método de datación es susceptible de sufrir
variaciones por recalentamiento). (ii) Cabe destacar que el intervalo de edad correspondiente a este
intrusivo y el determinado para los Pórfidos San Lorenzo no son diferenciables entre sí (38.5 ±
1.1 y 37.1 ± 0.9 Ma, Maksaev et al., 1994), por lo tanto no se puede inferir cuál es el responsable
de la biotitización y, por ende, de la formación del mineral portador de la magnetización
remanente, ya que podría producirse en respuesta a la circulación de fluidos magmáticos tardíos
intrínsecos a la Granodiorita Fiesta o aquellos vinculados al emplazamiento de los Pórfidos San
Lorenzo, para los que la unidad antes mencionada es su roca encajante. (iii) Para la Granodiorita
Antena, las edades K-Ar en biotita (39.6 Ma: Dilles et al., 1997) también se asocian a polaridad
normal, implicando que la magnetización remanente fue adquirida al momento de emplazamiento
del intrusivo y/o en relación a la biotitización que presenta, dependiendo del momento en que se
forma la magnetita dominio simple (volumen de bloqueo y posterior formación de intradominios).
Conclusiones similares han sido obtenidas por Otofuji et al. (2000) para granitos remagnetizados.
114
3.4 CONCLUSIONES
Las propiedades magnéticas representativas de la Granodiorita Fiesta y Granodiorita Antena son
controladas principalmente por la intensidad de alteración selectiva que presentan (biotitización y
cloritización), así como por la composición original de la titanomagnetita susceptible de generar las
asociaciones mineralógicas identificadas a partir de las texturas de exsolución presentes en los
pseudomorfos de este mineral.
En la Granodiorita Fiesta, la presencia de magnetita multidominio y texturas lamellares en base a
titanomagnetita previa podría ser producto de biotitización, en consideración al aumento en el estado
de oxidación que genera esta alteración hidrotermal. La magnetita, en función de su tamaño y forma,
es de tipo multidominio con baja coercividad, características que relacionan este mineral con la
componente magnética termoviscosa reconocida en estas rocas. Controla además los valores de
susceptibilidad en esta unidad, cuyo aumento hacia el este podría explicarse por el
intrusión/alteración relacionada a los Pórfidos San Lorenzo. La magnetización remanente
probablemente está asociada a titanohematita pequeña (SD), cuyas dimensiones y composición
química están controladas por la ocurrencia de sucesivas generaciones de exsolución de ilmenitaSShematitaSS (lámellas < 1 Pm), en respuesta a las nuevas condiciones impuestas por la alteración (p
temperatura, entre otras). La asociación mineralógica correspondiente a la textura gráfica observada
(rutilo+pseudobrookita+hematitaSS+ilmenita) se forma a partir de los óxidos de Fe-Ti previamente
exsueltos, lo que sugiere un estado de oxidación más alto posiblemente correlacionado con
evidencias de cloritización sobreimpuesta.
Si bien las evidencias de alteración hidrotermal en la Granodiorita Antena son análogas a las ya
mencionadas, la estabilidad de la magnetización remanente se relaciona principalmente a la
presencia de magnetita dominio simple y a ciertos cristales de mayor tamaño que, en función de la
martitización preferente según los planos {111} de magnetita, pueden desarrollar varios dominios
más pequeños intramineral (tipo pseudo-dominio simple), aumentando su coercividad. Para las
texturas syneusis y lamellares reconocidas en base a la titanomagnetita previa, existe un predominio
de composiciones cercanas a la ilmenita (paramagnética), lo que en conjunto con la presencia
ocasional de textura gráfica con evidencias de maghemitización (rutilo residual) pueden explicar la no
determinación de una componente magnética residual en base a hematitaSS Esto indica también el
rol de la alteración clorítica y meteorización sobre la señal magnética de este intrusivo.
115
CAPITULO 4:
PALEOMAGNETISMO
EN
EL
YACIMIENTO
CHUQUICAMATA: Aplicación de los resultados magnéticomineralógicos para la validación de interpretaciones
estructurales en sistemas hidrotermales.
116
4.1 RESUMEN
A continuación se presenta la publicación aceptada en la revista Tectonophysics “Importance of
small-block rotations in damage zones along transcurrent faults. Evidence from the Chuquicamata open pit,
Northern Chile” de los autores ASTUDILLO, Natalia; ROPERCH, Pierrick; TOWNLEY, Brian;
ARRIAGADA, César y MAKSAEV, Victor. En este trabajo se integran los resultados
paleomagnéticos con aquellos de naturaleza magnético-mineralógica señalados principalmente en
el CAPITULO 3 (Granodiorita Fiesta) y, en menor medida, en el CAPITULO 2 (Pórfido Este y
Granitoides Paleozoicos). Esto permite elaborar interpretaciones estructurales en la mina
Chuquicamata basadas en las familias de minerales ferromagnéticos identificadas y su relación
con la alteración hidrotermal/ mineralización. Un resumen del mismo se presenta a continuación.
La magnetización remanente característica (ChRM) en unidades muestreadas se determinó a partir de
demagnetización termal (D) y/o campo alternativo (AF). Una componente viscosa es removida entre 10-20
mT para la Granodiorita Fiesta, mientras que la ChRM’s no se demagnetiza, incluso sobre 100 mT.
Además su temperatura de desbloqueo se ubica sobre 580°C, (75% de la magnetización removida
entre 580-590°C). Incorporando las observaciones petroquímicas (CAPITULO 3), probablemente la
magnetita multidominio (MD) se genera durante alteración post-magmática en conjunto con una marcada
oxidación de titanomagnetita primaria, dando origen a ilmenitaSS, hematitaSS, pseudobrookita y rutilo. La
dirección característica tiene inclinación negativa y declinación entre 330° a 230°, fuertemente sesgadas
respecto a la dirección esperada en la zona para el Eoceno. Los altos valores de anisotropía de
susceptibilidad magnética se relacionan a la magnetita MD antes señalada, sin evidencias de
deformación en estado sólido. Los elipsoides de susceptibilidad indican la presencia de foliación
subvertical con azimut variable entre N280° a N20°. Utilizando como orientación la fábrica magnética, la
dirección remanente característica para sondajes no orientados de esta unidad se agrupan respecto a
una declinación NW, consecuente con las muestras obtenidas “in situ”. Por lo tanto, las aparentemente
grandes rotaciones antihorarias (>100°) de pequeños bloques dentro de la Granodiorita Fiesta sugieren
una amplia “zona de daño” en respuesta al movimiento sinestral de la Falla Oeste, consistente con
interpretaciones previas construidas a partir de la petrología y edades de esta unidad, así como la
geología regional del distrito. Para el Pórfido Este, el signo positivo de la magnetización remanente
podría correlacionarse con la alteración hidrotermal que presenta. No existen evidencias de rotación o
basculamiento que involucren por completo al bloque este de la mina.
117
Available online at www.sciencedirect.com
Tectonophysics 450 (2008) 1 – 20
www.elsevier.com/locate/tecto
Importance of small-block rotations in damage zones along transcurrent
faults. Evidence from the Chuquicamata open pit, Northern Chile
N. Astudillo a,b , P. Roperch b,c,⁎, B. Townley a , C. Arriagada a , V. Maksaev a
b
a
Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla, Santiago, Chile
IRD, LMTG, Université Paul Sabatier, 14, Avenue Edouard Belin, 31400 Toulouse, France
c
Géosciences Rennes, Université de Rennes 1, 35042 Rennes, France
Received 26 September 2007; received in revised form 6 December 2007; accepted 8 December 2007
Available online 27 December 2007
Abstract
Chuquicamata, in northern Chile, is one of the largest porphyry copper deposits in the world; the western side of its orebody is bounded by a
major longitudinal fault, the West fault. We report paleomagnetic results from surface sites and drill cores from different geological units at
Chuquicamata, especially within the late Eocene Fiesta granodiorite of the western block of the West fault. Characteristic remanent magnetizations
(ChRM) were determined after detailed thermal or alternating field demagnetization. Soft components carried by multidomain magnetite crystals
in the Fiesta granodiorite were removed by AF demagnetization at 10–20 mT. The ChRMs, not demagnetized by alternating fields up to 100 mT,
have unblocking temperatures above 580 °C with ~ 75% of the magnetization removed in the temperature range of 580–590 °C. Optical and SEM
mineralogical observations, and microprobe data indicate the occurrence of multidomain magnetite formed during a late magmatic stage of
alteration coeval with strong oxidation of primary titanomagnetite and formation of ilmenite, hematite, pseudobrookite, and rutile. The
characteristic directions have negative inclinations and declinations (330° to 230°); strongly deflected from the expected Eocene direction.
Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS), with degree up to 1.4, is carried by multidomain magnetite. AMS ellipsoids have subvertical
foliations with azimuth varying strongly from N280° to N20°. We show that both the ChRMs and the AMS fabrics record the same apparent
relative rotations between sites. Although the AMS anisotropy is high, there is no evidence for a solid-state deformation and the apparent rotation
of the magnetic fabric is interpreted to be the consequence of small-block rotation. The apparent large (N 100°) counterclockwise rotations of small
blocks within the Fiesta granodiorite suggest a wide damaged zone related to sinistral displacement along the West fault. This interpretation is
consistent with previous models indicating that the Fiesta granodiorite was sinistrally translated and brought in front of the early Oligocene
porphyry copper deposit during the Oligocene–early Miocene. This study shows that paleomagnetic markers are useful for improving the
quantification and understanding of small-scale deformation within plutons adjacent to major fault zones.
© 2007 Elsevier B.V. All rights reserved.
Keywords: Paleomagnetism; Tectonic rotations; Magnetic fabric; Chuquicamata porphyry copper; Andes
1. Introduction
Porphyry copper deposits are the principal source for copper and molybdenum production in the world and their
genesis has been widely discussed, including their relation to
structures that control intrusions and their subsequent deforma-
⁎ Corresponding author. Géosciences Rennes, Université de Rennes 1, 35042
Rennes, France.
E-mail address: [email protected] (P. Roperch).
tion. Recent reviews of these characteristics are provided by
Sillitoe (1997, 2000), Camus (2002, 2003) and Richards (2003).
The Chuquicamata Cu–Mo porphyry is one of the most important deposits within the late Eocene–early Oligocene porphyry copper belt in northern Chile (Ossandón et al., 2001;
Faunes et al., 2005). The formation of Chuquicamata porphyry as well as other important deposit is closely related to the
tectonic evolution of the Precordillera or Domeyko Cordillera.
The Precordillera was the locus of the magmatic arc from late
Cretaceous to early Oligocene (Mpodozis and Ramos, 1990).
By the late Eocene, volcanism waned and further magmatic
0040-1951/$ - see front matter © 2007 Elsevier B.V. All rights reserved.
doi:10.1016/j.tecto.2007.12.008
118
2
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
activity was restricted to the emplacement of granodioritic
epizonal stocks, mostly related to porphyry copper mineralization
(Tomlinson and Blanco, 1997).
The main structural feature of the Precordillera is the Domeyko
Fault System (DFS), a complex structural domain shaped by
successive deformation increments, which extends for more than
800 km along the Precordillera axis from Iquique (19°S) to
Copiapó (27°S) (Maksaev and Zentilli, 1999). During the
Eocene–Oligocene, a period of rapid NE-directed oblique convergence between the Farallon plate and the South American
continent (Pardo-Casas and Molnar, 1987) resulted in a contractional deformation event associated with the Incaic tectonic
phase, involving arc-normal shortening, thrusting, folding, strikeslip displacements, clockwise rotations and uplift of crustal blocks
along the DFS (Reutter et al., 1991; Reutter et al., 1996; Maksaev
and Zentilli, 1999; Arriagada et al., 2003, 2006).
On the northern segment of DFS (Fig. 1), the near vertical N–
S-striking West fault is traceable for at least 170 km and put
together the mineralized Chuquicamata Intrusive Complex (CIC)
in the eastern block with unmineralized rocks of the Fortuna
Intrusive Complex (FIC) in the western block. The West fault has
an overall complex kinematic history with evidences of strike-slip
reversal from dextral to sinistral and probably also thrusting at
some point in time, and the structure is thought to have exerted a
structural control for the emplacement of the mineralized porphyries (Reutter et al., 1996; Tomlinson and Blanco, 1997). In
addition, a strong structural control for the hydrothermal alteration and mineralization is apparent at Chuquicamata (Faunes
et al., 2005). Although some authors suggest only vertical motions (Amilibia et al., 2000), some 25–35 km of sinistral displacement has been estimated for the West fault ensuing the hypogene
mineralization of Chuquicamata, suggesting that the separation
between El Abra plutonic intrusions and the FIC would then be
due to sinistral shear (Reutter et al., 1996; Tomlinson and Blanco,
1997; Campbell et al., 2006). In contrast, paleomagnetic studies
have shown mostly clockwise rotations up to 40° for Mesozoic
and Paleogene rocks along the Domeyko Cordillera (Randall et al.,
2001; Arriagada et al., 2006). Even though these studies have
been carried out several kilometers to the south of Chuquicama
the relation between clockwise rotation of crustal blocks and the
hypothetical sinistral displacement along the West fault remain
unclear. We have done a detailed paleomagnetic sampling within
the Chuquicamata open pit mine in order to constrain the type of
deformation associated with mineralization and the deformation
that took place post-mineralization. We report a complex pattern of
rotations, detected mostly within the Fortuna intrusive complex
(FIC) in the western block of the West fault. Paleomagnetic data
for the Chuquicamata Intrusive Complex (CIC) are more difficult
to interpret, due to the altered nature of the ore-bearing rocks.
Eocene–early Oligocene (Maksaev, 1990) transcurrent sinistral displacement along the West fault brought the CIC in contact
with the FIC during the late Oligocene (Reutter et al., 1996;
2. Geological background
Fig. 1. Regional map of Chuquicamata district showing the main geological units
on both sides of the West Fault. The possible correlation between the Fortuna
Intrusive Complex (FIC) and the El Abra Intrusive Complex (AIC) suggests
about 35 km of sinistral displacement along the West Fault. Modified from Dilles
et al. (1997). Small squares correspond to the two sites sampled in the Antenna
granodiorite. a) Chuqui porphyry; b) Fiesta granodiorite; c) Llareta granodiorite;
d) Antena–El Abra granodiorite; e) Atahualpa quartz monzonite; f) Los Picos
quartz monzonite; g) Icanche volcanic Fm.; h) Tolar Fm.; i) Empexa Fm.
2.1. Structural setting
Following the period of contractional deformation likely
characterized by NNE dextral transpression and subsequent
emplacement of the porphyry copper deposits during the late
119
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
3
Fig. 2. Geological map of Chuquicamata open pit and adjoining outcrops where was performed the paleomagnetic sampling. Circles correspond to sites drilled in situ
or with oriented blocks. Squares correspond to the location of drill cores. (UTM coordinates in meters). a) Quaternary; b) Gravels; c) East porphyry; d) West porphyry;
e) Banco porphyry; f) Fortuna intrusive complex made of the Antena and Fiesta granodiorites; g) Brecciated quartz-séricite rocks; h) Sediments; i) East granodiorite;
j) Elena granodiorite. Thin lines are minor faults, the thick line is the trace of the West Fault. Squares: Drill cores; circles: sites. The light (dark) gray colored area to the
west of the West fault corresponds to the moderate (intense) shear zone defined by Nelson et al. (2007).
Tomlinson and Blanco, 1997). The strike-slip reversal from
dextral to sinistral is posterior to the 31 Ma sericitic alteration
phase of the orebody, as evidenced by mylonitic zones and fault
indicators in the CIC (Reutter et al., 1996). Dilles et al. (1997)
based on correlation of similar geological units across the West
fault proposed that the FIC represents a displaced portion of the
El Abra intrusive complex located some 35 km farther north,
implying significant sinistral displacement. In addition, Reutter
et al. (1996) and Tomlinson and Blanco, (1997) also provided
evidence for up to 35 km of sinistral post-mineralization dis-
placement. The same zircon U–Pb isotope ages of intrusions
from the composite Los Picos–Fortuna and Pajonal–El Abra
igneous complexes support the hypothesis of a 35 km offset
across the West Fault (Campbell et al., 2006). Early Miocene
ignimbrites covering the West fault farther north are not tectonically disturbed and provide an upper bound for the age of
sinistral displacement. Later uplift and erosion, generated
Miocene gravels in which exotic copper mineralization occurred
such as in Mina Sur (Munchmeyer, 1996). Other authors have
shown that the western block of the West fault is uplifted relative
120
4
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
to the eastern block and suggest a reverse thrust as the main
displacement of the fault (McInnes et al., 1999; Amilibia et al.,
2000).
2.2. Geology of the district
Because the FIC is mostly barren there is no detailed published description of the petrology of these plutons. In contrast,
many studies have been devoted to the description and understanding of the genesis of the giant CIC [see Faunes et al. (2005)
for more information].
2.2.1. The Fortuna Intrusive Complex (FIC)
40
Ar/39Ar geochronology of the FIC indicates a crystallization
age around 39–38 Ma (Maksaev, 1990, Dilles et al., 1997;
Ballard, 2001, Campbell et al., 2006). FIC is composed of four
units: The oldest one is the Antena granodiorite with radiometric
ages at about 39 Ma (Dilles et al., 1997; Ballard, 2001). The Fiesta
granodiorite, with K–Ar and U–Pb radiometric ages between
38.5 ± 0.4 and 37.3 ± 1.2 Ma (Maksaev et al., 1994; Lindsay, 1997,
Ballard, 2001), is exposed in the western part of the mine pit. The
Fiesta granodiorite is intruded by the Tetera porphyry, graniteaplitic dykes and the San Lorenzo porphyries, formed by granodiorite and granodioritic mafic porphyries (Maksaev et al., 1994).
A number of faults have been recognized in the Fiesta granodiorite within the mine pit but a detailed description is lacking.
2.2.2. The Chuquicamata Intrusive Complex (CIC)
The CIC, the host rock for Cu–Mo mineralization, is a composite intrusion formed of three NNE-elongate porphyry intrusions (14 × 2 km, Fig. 2); the East porphyry of granodioritic to
monzogranitic composition; which is the oldest and most widespread porphyry (Ballard, 2001) and the West porphyry and the
Banco porphyry, both of monzodioritic composition, exposed in
the northern and eastern parts of the mine, mostly as NNE
discontinuous dykes. Eastward, the CIC has an obscure relationship with the unmineralized Elena granodiorite (Reynolds et al.,
1998). During mineralization, which extended from 33.4 to
31.1 Ma, the deposit was subjected to important tectonic stresses
with dextral transtension along NNE shear zones and associated
NE-trending extensional faulting (e.g., the Estanques Blancos and
Portezuelo fault systems; Faunes et al., 2005). Intense main and
late stage quartz-sericite alteration was overimposed on a NNEtrending zone along the western part of the deposit at 31.1 Ma.
The emplacement of the CIC and a first mineralization stage
appears to be syn-tectonic at 34.6 Ma; a further mineralizing event
has been dated at about 33.4 Ma, though the actual intrusion
associated with this late mineralizing event is not exposed (Faunes
et al., 2005). A pervasive K-silicate alteration event, responsible
for the main hypogene mineralization stage at Chuquicamata,
developed mostly along NNE oriented belts, probably related to
active dextral shearing along an eastern, NNE-trending deformation zone (Faunes et al., 2005).
Within the CIC, potassic alteration occurs, characterized by a
K-feldspar-biotite assemblage, quartz veins (“A” type, Gustafson
and Hunt (1975)) and chalcopyrite–bornite–digenite mineralization. In addition, pervasive quartz–K-feldspar alteration occurs
(Ksil) associated with ductile deformation. The propylitic
alteration assemblage (chlorite–epidote–hematite) occurs as a
retrograde phase overprinted on potassic alteration. The main
hydrothermal event is represented by an early sub-phase, related
with the emplacement of localized quartz-molybdenite veins and
veinlets (“blue veins”) with ages close to early stages of alteration
(34.9 ± 0.17 Ma, Re–Os in molybdenite (Ossandón et al., 2001)).
The main hydrothermal sub-phase was pervasive, represented
by a quartz-sericite assemblage and polymetallic sulfide veins.
Sericite 40Ar/39Ar data indicate 31.1 ± 0.2 Ma for this stage
(Reynolds et al., 1998). A late hydrothermal stage is related predominantly to enargite–sphalerite–pyrite veins. Supergene processes developed deeply in the orebody, associated to the presence
of faults, with a thick calcosine-covellite profile, and an important
upper oxide level. By K/Ar in alunite, the calculated age for this
alteration is between 15 and 19 Ma (Sillitoe and McKee, 1996).
3. Sampling and methods
Within the mine open pit, sampling with a gasoline portable
drill was not always secure and possible at all sites. Oriented
blocks were taken in the field and one to three cores were
subsequently obtained from each block in the laboratory. A total
of 168 paleomagnetic samples were obtained at 21 sites within
the mine and nearby outcrops (Figs. 1, 2). 136 samples were
also drilled from 11 unoriented drill cores in the different geological units defined at the mine; the plunge and azimuth of the
cores are known.
Remanent magnetization was measured with an AGICO
JR5A spinner magnetometer. A few samples were measured
with a Molspin spinner magnetometer. Magnetic susceptibility
was measured with a Bartington MS2 susceptibility meter.
Samples were either Alternating field (AF) or thermally (TH)
demagnetized. Magnetic susceptibility was measured after
each thermal demagnetization step in order to check magnetic
mineralogical changes upon heating. 47 specimens were cooled
down to liquid nitrogen temperature in zero field in order to
partially remove magnetization carried by multidomain magnetite (Borradaile et al., 2004). AF demagnetization only removed the secondary component leaving the characteristic
Fig. 3. Photograph of one sample showing the typical lithology of the Fiesta
granodiorite (site Fi3).
121
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
magnetization as stable end points during the demagnetization.
In these cases, it was not possible to determine the characteristic
directions with ‘‘least squares lines’’ and Fisher statistics of the
directions of the final 3 to 5 steps of the AF demagnetization
were used to calculate the characteristic magnetization of the
samples. Anisotropy of Magnetic Susceptibility (AMS) was
measured with a susceptibility meter KLY-3S AGICO model.
The mean anisotropy tensor for each site was calculated by the
Jelinek (1978) method. Anhysteretic Remanent Magnetization
(ARM) and Anisotropy of ARM (AARM) using a six measurements procedure (x,− x;y,− y;z,− z) were performed with
LDA3-AGICO AMU1 instrument. To better constrain magnetic
mineralogy, isothermal remanent magnetizations (IRM) acquisition and variation of the susceptibility during heating (K–T)
were performed. The mineralogy of magnetic minerals was
observed under a reflected light microscope as well as with a
scanning electron microscope (SEM) JEOL 6360 LV.
4. Optical and SEM observations of Fe–Ti oxides
4.1. FIC
All the sites located west of the West fault correspond to the
Fiesta granodiorite (Fig. 2) except two sites (An01 & An02) in
the Antena granodiorite (Fig. 1).
5
4.1.1. Fiesta granodiorite
The Fiesta unit is represented by holocrystalline granodioritic rocks, medium to thick-grained (Fig. 3). The primary
mineralogy corresponds to euhedral–subhedral plagioclase phenocrysts, with zonations and poly-synthetic-albite twinning.
These minerals present local replacement by K-feldspar and
argillic alteration. In a minor proportion, anhedral K-feldspar
phenocrysts are observed. Except at site Fi7 close to the trace of
the West Fault, internal deformation is minor with only moderate
cataclasis in some samples. Ferromagnesian phenocrysts are
euhedral–subhedral hornblende, of variable sizes, between 0.5
and 2 mm, with partial to total replacement by biotite patches in
association with magnetite and superimposed chloritic alteration
(Fig. 4A). Primary biotite phenocrysts partially preserve the
relict texture, with an incipient secondary biotitization in the
edges, along fractures and crystal weaknesses, evidenced by
presence of small rutile crystals and optic discontinuities of
microscopic characteristics. To a lesser extent chloritization of
edges and fractures is also observed. In several cases “kink
bands” without preferential orientation are present. The felsic
groundmass consists mainly of quartz + K-feldspar aggregate
intergrowths, with straight and interlobate contacts, undulated
extinction and several zones with mosaic texture.
Two generations of Fe–Ti oxides are recognized. The first
one is of magmatic crystallization, and the second is of late
Fig. 4. Microphotographs of samples of the FIC (A,C,D) and less altered zones in the East porphyry (B). (A) Basal section in hornblende with « biotite » alteration
patches and opaque inclusions, sample CH3985-227.0 (B) Opaque crystal intergrown with biotite, weak chloritization occurs along edges, sample CH0311.
(C) Different degrees of exsolution for titanomagnetite pseudomorph. In this case, magnetite (left bottom) is observed in contact with ilmenite, having « stripped
exsolution » along the (0001) plane and graphic texture related to rutile-hematite exsolution (top right), sample Fi0106B. (D) Magnetite with chalcopyrite, sample Fi1-09B.
For (A) and (B), transmitted light. In (C) and (D), observations with reflected light.
122
6
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
magmatic alteration, with crystallization of secondary minerals.
The first generation predominantly corresponds to inferred hypidiomorphic titanomagnetite, based on their oxidation stage
and the observed associated exsolutions. These minerals occur
in the groundmass, commonly associated with hornblende
(Fig. 4A). Locally, they may also occur associated with ferromagnesian aggregates. Hexagonal and tabular apatite inclusions
and occasionally zircon are present as inclusions. Size of
titanomagnetite is variable, in a range between 0.5–0.01 mm.
Several crystals show sandwich type exsolution, with thick
ilmenite-poor Ti-hematite exsolutions restricted to one direction
in the {111} planes of titanomagnetite (Figs. 4C and 5A and B).
Composite exsolutions of magnetite and ilmenite enriched zones
inside the previous titanomagnetite crystals are also observed.
These observations imply a C4 stage oxidation according to the
analysis of Buddington and Lindsley (1964) and summarized by
Haggerty (1991). In addition there is a finer (b 1 μm) lamellar
family inside the previous, related both with ilmenite exsolved in
ilmeno-hematite and hematite in hemoilmenite. Isolated ilmenites are scarce, with “striped texture” related to the {0001}
exsolution plane of rombohedral structure, likely associated also
with primary titanomagnetite. Crystals with higher oxidation
Fig. 5. Electron backscatter images from the Fiesta granodiorite. (A) lamellar exsolution pattern in ilmenite–hematite series, sample Fi2-05B. (B) Zoom showing a
second family of finer exsolutions. (C) Complex pattern of exsolution-replacement by pseudobrookite-rutile-hematite and sphene. (D) Zoom showing Sphene
replacement in the same crystal, sample Fi2-05B. (E) pseudomorph grains of titanomagnetite showing exsolution of rutile-hematite with graphic texture-sample Fi106B. (F) Zoom image: ilmenite is replaced by sphene and ilmeno-hematite. The inclusion corresponds to Cl-rich apatite. Rt: rutile; Hrnb: hornblende, HmIlm:
hemoilmenite, Zr: zircon, Sp: sphene, Ap: apatite, Mt: magnetite, Ht: hematite.
123
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
stage (C7) present a rutile + hematite association with graphic
texture (Fig. 4C). This analysis demonstrates a progressive increase in the oxidation stage. Several crystals have evidence of
high temperature metasomatism, related to partial replacement
of ilmenite or hemoilmenite by sphene and/or a composition
close to this mineral, in association with graphic rutile + hematite
and scarce pseudobrookite (Fig. 5E and F). Maghemite, also
observed, is principally related to crystals that show weak
cracking, which suggests oxidation.
The second generation of Fe–Ti oxides occurs mainly with
hornblende, biotite and in some cases, within the groundmass.
The corresponding Fe–Ti oxides association for this phase is
magnetite, rutile and lesser sphene. In addition to the previous
alteration patterns described for these minerals, magnetite is
related to altered titanomagnetite, suggesting a genetic relation
with this hydrothermal event. It is also associated with biotitic
alteration, along edges, cleavage planes and altered patches
in biotite, as well as in hornblende, in which patches may be
larger and less defined with respect to those in biotite, where
reequilibration of minerals is observed. Occasionally these minerals may be present with chalcopyrite, or with inclusions of this
mineral (Fig. 4D). In the groundmass these oxides occur with
quartz micro geodes, small in size (b0.01 mm). Weak–moderate
oxidation is observed, evidenced by hematite with irregular
edges and in several cases, more homogeneous in the {111}
planes (martite). More scarcely, magnetite inclusions occur in
plagioclase phenocrystals, with sizes between 10–20 microns.
Microprobe analyses of the Fe–Ti oxides are shown in Fig. 6.
4.1.2. Antena granodiorite
The Antena granodiorite, sampled at two sites, consists of
medium to thick-grained porphyric textured monzodiorites.
Primary mineralogy corresponds to euhedral–subhedral plagioclase phenocrysts, of a characteristic gray color typical of these
rocks. Ferromagnesian minerals are mostly biotite with well
preserved relict texture and only very weak alteration along edges
and cleavage planes. The predominant ferromagnetic minerals
Fig. 6. Microprobe results of Fiesta granodiorite. Ternary plot of cation ratios of
TiO2–Fe2O3–Fe3O4 end-members with their corresponding cationic replacement (R2+ :Fe2+, Mg2+, Mn2+, Zn2+ ; R3+ : Fe3+, Cr3+, Al3+ and R4+ : Si4+),
showing the parallel solid solution series hematite–ilmenite and magnetiteulvöspinel and pseudobrookite-ferropseudobrookite.
7
Fig. 7. Log–Log plots of the magnetic susceptibility (SI) versus intensity of
NRM (Am−1). Black circles and crosses correspond respectively to samples
from the Fiesta and Antenna granodiorites. White circles correspond to samples
drilled in the different units of the CIC to the east of the West fault (Fig. 2).
in these samples correspond to magnetite. The magnetite crystals
associated with biotite measure 0.5–0.8 mm and are generally
anhedral. Smaller grains are also scarcely disseminated within
biotites. Occasionally crystals of magnetite smaller than 0.01 mm
occur as cubic inclusions in plagioclase. Given the scarce hydrothermal alteration, the magnetic minerals are most likely of magmatic crystallization.
4.2. CIC
4.2.1. East porphyry
Samples from the East porphyry present evidence of
superimposed hydrothermal events, varying from moderate to
intense. One site (Pe2) was sampled in brecciated quartz-sericite
altered rocks near the fault gouge. Sites in the East porphyry
correspond to less altered rocks with holocrystalline porphyric
texture of medium grain size. Primary phenocrysts are plagioclases with argilic and/or sericitic alteration, with local replacement by K-feldspar or incipient chloritization. In several
cases sericite pseudomorphs after plagioclase are observed.
Other phenocrysts are anhedral K-feldspar, not frequent, although occasionally as large megacrystals N 4 mm. Among
ferromagnesian minerals, the most important is biotite, with
biotitic alteration and chlorite superimposition (Fig. 4B). Similar patterns are observed for hornblende. Irregular and oblate
“quartz-eyes” are described in other studies (Ossandón et al.,
2001). The groundmass is constituted by quartz + K-feldspars,
with mosaic textures and straight-lobular contacts. Given the
alteration, it is difficult to distinguish whether these minerals are
primary or recrystallized. Deformation within the CIC is strong
with numerous fractures and faults. In samples with selective
alteration (potassic-biotitic, propylitic), small to large crystals
of magnetite (0.01–1 mm) are related to ferromagnesian and
124
8
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
the porphyry groundmass, that show thin edges of biotite and
chlorite (Fig. 4B). There are two principal generations of magnetite, the first seemingly related to the crystallization of the
East porphyry and the second to biotitic alteration. At sites Pe6
and Ge1, supergene processes led to Fe–Cu sulfur oxidation
and formation of hematite along edges.
to subhedral plagioclase, partly replaced by quartz, argillized Kfeldspar, anhedral quartz and ferromagnesians (hornblende and
biotite), replaced by chlorite. Large anhedral magnetite crystals
are observed (0.5–2 mm).
4.2.2. Elena granodiorite
Samples from the Elena granodiorite present a holocrystalline
and equigranular texture, with a medium-thick size of grains
(0.5–2 mm). The primary mineralogical association corresponds
5.1. Magnetic properties
5. Paleomagnetism
Magnetic susceptibility and Natural Remanent Magnetization (NRM) intensity (Fig. 7) decrease sharply with increasing
Fig. 8. Isothermal remanent magnetization (IRM) acquisition for samples from (A) Fiesta granodiorite and (B) East porphyry and Elena granodiorite with different
hydrothermal alteration types and intensity; (C) Reverse field IRM acquisitions. All but one sample show remanent coercive force (Hcr) values in between 8 to 28 mT;
(D) Samples from the Fiesta granodiorite show rapid anhysteretic remanent magnetization (ARM) acquisition.
125
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
alteration especially for the Cu-mineralized rocks whose texture is totally obliterated by phyllic alteration and/or brecciation. Samples from the Antena granodiorite have NRM larger
than 1 Am− 1. The Fiesta granodiorite has similar susceptibility values as the Antena granodiorite but with NRM intensity
nearly ten times lower than the one observed in the Antena
granodiorite.
For the Fiesta and Antena granodiorites, isothermal remanent magnetization acquisition indicates magnetite as the main
magnetic carrier (Fig. 8A). At site Fi1, magnetic saturation is
observed below 100 mT and samples from this site exhibit
values of remanence coercive force (Hcr) lower than 10 mT. For
all the other samples of the Fiesta and Antena granodiorites,
saturation is reached more slowly and Hcr values are larger than
10–20 mT (Fig. 8C). Hysteresis data for 7 samples of the Fiesta
granodiorite indicate ratio of saturation remanent magnetization
to saturation magnetization (Jrs/Js) values in the range 0.01–
0.035 and ratio of Hcr to coercive force (Hcr/Hc) between 2.8
and 4.13. For several samples of the Fiesta granodiorite, a small
fraction (b 4%) of the total IRM at 1 Tesla is acquired above
300 mT suggesting the contribution of a high coercitivity magnetic carrier as suggested by the presence of hematite shown in
optical and SEM observations.
The East porphyry and chloritized Elena granodiorite (Fig. 8B)
show a decreasing contribution of magnetite, with increasing penetrative hydrothermal alteration (Fig. 5).
Acquisition of ARM up to 90 mT was performed in several
samples. Again samples from the Fiesta granodiorite and especially those from site Fi1 have very rapid ARM acquisition
suggesting a large contribution of multidomain magnetites.
Low-field susceptibility versus temperature (k–T) curves performed in granodioritic rocks have a similar behavior with a sharp
decrease in susceptibility and a Curie point of 580 ± 5 °C (Fig. 9).
Some samples show a small decrease in susceptibility around
350 °C that is not observed upon cooling. We interpret this
behavior as evidence of maghemite related to low temperature
alteration. Pyrrhotite was not detected during thermal demagnetization of the NRM.
Fig. 9. Magnetic susceptibility versus temperature for four samples of the Fiesta
granodiorite showing Curie temperatures of magnetite. Black and grey lines are
respectively warming and cooling curves. The magnetic susceptibility was not
normalized to volume or mass and the arbitrary values are not shown.
9
Fig. 10. Examples of orthogonal plots of (A) AF and (B) thermal demagnetization
in samples from the Antena granodiorite showing magnetite as the magnetic
carrier of the characteristic direction [open (filled) circles are projection onto the
vertical (horizontal) plane]. (bottom) (C) and (D) Equal-area stereonets of
characteristic directions at site An2 (C) and characteristic direction and planes at
site An1 (D) (open symbols correspond to projection in the upper hemisphere).
5.2. Characteristic directions
Antena Granodiorite: Samples from the Antena granodiorite
(sites An1 and An2) show typical demagnetization behaviors of
intrusive rocks (Fig. 10A,B) with primary magnetization carried
mainly by pseudo-single domain magnetites as shown by
medium destructive field (MDF) greater than 35 mT, good
stability against low temperature cycling in zero field and ARM
acquisition. The ChRMs were calculated with least squares
vectors anchored to the origin. The characteristic direction in
this unit has a normal polarity (Fig. 10C), with a stable univectorial magnetization except at site An1 where a secondary
magnetization due to lightning was observed in a few samples.
Great circles (McFadden and McElhinny, 1988) were used in
the calculation of the mean site direction (Fig. 10D).
Fiesta Granodiorite: All samples from the Fiesta granodiorite
show two distinct magnetic carriers. Cooling in nitrogen liquid
in zero field removes almost the same secondary component
erased by AF demagnetization at 10 to 20 mT, and this indicates
that multidomain magnetite is the carrier of this secondary
component. Above 20 mT, there is no further decrease in the
126
10
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
intensity of the residual magnetization with increasing AF fields
up to 60–100 mT (Fig. 11). Thermal demagnetization of samples whose NRM is mainly the high coercivity component of
magnetization indicate high unblocking temperatures with 75%
of the magnetization removed in the temperature range 580–
590 °C (Fig. 11). We interpret the magnetization left above
20 mT as the characteristic magnetization for this unit. For each
sample, the ChRMs were calculated by Fisher statistics of the
directions of the residual magnetization after AF demagnetization. The characteristic magnetization has a negative inclination
with NW declination or S–SW declination at site Fi1a,b,c and
Fi2 (Table 1 and Fig. 12).
Samples from site Fi7 (Fig. 12) have characteristic magnetizations with a positive inclination and northward declination. This sample site is the closest to the main West fault and
presents cataclastic deformation. The characteristic magnetization with positive inclination is mostly carried by magnetite.
Above 580 °C it was not possible to clearly observe any other
magnetization associated with hematite.
Samples from the drill cores are only oriented with respect to
the drill core axis. The studied drill cores are either vertical or
steeply inclined. All samples taken from the drill cores show the
same magnetic behavior than samples taken in situ in the field.
The magnetic inclination is negative for all samples except for
two with a positive inclination. One of these two samples could
come from an inverted core piece and the other corresponds to a
different lithology suggesting a late dyke intrusion.
East porphyry, Elena and East granodiorite: Most of the
samples with chlorite alteration have poor magnetic behavior
during thermal or AF demagnetization because the main magnetic carrier is multidomain magnetite. It was only possible to
identify characteristic magnetizations in few samples with potassic alteration. Magnetic inclination is mostly positive suggesting that the overprint in the present field is not important.
In drill cores, stockwork samples did not deliver suitable
results. The chloritic and quartz–feldspar altered samples show
a persistent characteristic positive inclination but with a large
dispersion.
Fig. 11. Typical orthogonal demagnetization diagrams for samples from Fiesta granodiorite and altered East porphyry (in situ coordinates). In Fiesta granodiorite, a soft
component is removed by AF demagnetization at 10–15 mT. Then the AF demagnetization (up to 150 mT for sample Fi2-03A demagnetized and measured with the
2G system) is unable to remove the characteristic magnetization. This component of magnetization is partially demagnetized thermally in the temperature range 580–
590 °C with 10 to 20% left above 600 °C.
127
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
11
6. Magnetic fabric
6.1. Anisotropy of magnetic susceptibility
The AMS results in the Antena granodiorite, the Fiesta
granodiorite, and samples of the East porphyry with magnetic
susceptibility above 0.01SI provide a consistent pattern of
foliation and lineation at the site level (Fig. 13). In contrast, all
other samples from the CIC with magnetic susceptibility lower
than 0.01SI do not present coherent patterns of AMS.
Antena granodiorite: Degree of anisotropy is up to 1.1 at site
An2 (Table 2). The magnetic fabric is dominated by a magnetic
foliation nearly vertical and oriented N30 (Fig. 14). Magnetic
lineation is steep. The foliation pattern in the Antena porphyry
is coherent with the observations made by Singer et al. (2002).
Fiesta granodiorite: Magnetic anisotropy is high and most
ellipsoids are oblate except in drill core PZM49 (Fig. 14) where
the ellipsoids are systematically prolate. AMS tends to increase
with magnetic susceptibility. The magnetic foliation is nearly
vertical in samples taken in the field and in the vertical drill
cores. Two main directions of the magnetic foliation plane are
observed. The principal group has N350°–N20° magnetic
Table 1
Mean paleomagnetic results
N
α95
D
I
k
FIC: Fiesta granodiorite
Fi1
17
Fi2
6
Fi3
16
Fi4
15
Fi6
6
Fi7
8
199.4
229.5
324.1
325.5
300.3
353.4
− 68.0
− 41.9
− 28.8
− 33.6
− 49.4
66.1
16
55
16
10
42
29
9.3
9.1
9.5
10.1
10.4
10.5
FIC: Antena granodiorite
An1
4
An2
7
338.8
336.5
− 63.5
− 63.0
131
186
9.4
4.4
CIC: East porphyry
Pe4
4
Pe5
4
Pe6a
8
Pe6b
4
99.9
170.3
167.4
15.8
69.0
35.5
54.5
− 35.1
29
31
41
24
17.3
16.8
8.7
19.0
Fiesta granodiorite with vertical foliation and horizontal lineation oriented to
the north
Fi1
17
330.0
− 41.0
16
9.3
Fi2
6
314.5
− 36.0
55
9.1
Fi3
16
314.7
− 26.7
16
9.5
Fi4
15
306.0
− 39.0
10
10.1
Fi6
6
314.1
− 43.1
42
10.4
Mean
5
315.7
− 37.4
76
8.9
PZM46
11
327.5
− 36.4
35
7.8
PZM49
8
294.5
− 34.2
71
6.6
CH3985
9
304.0
− 22.0
17
12.9
CH4369
5
304.6
− 53.0
16
20.0
Mean
9
312.1
− 37.3
40
8.2
N, number of samples used in the calculation of the mean direction; D, I,
declination and inclination k, Fisher's precision parameter; α95, semi-angle of
confidence.
Fig. 12. Equal-area projection of site-mean directions with semi-angle of
confidence (Table 1). Open (filled) symbols are projection in the upper (lower)
hemisphere. The expected direction at 40 Ma (star) was calculated from the
apparent polar wander path from Besse and Courtillot (2002). (A) Paleomagnetic
results in the Fiesta granodiorite and (B) Paleomagnetic results in the East porphyry
to the east of the West fault.
foliations, whereas the azimuths of the magnetic foliation are
about N280° for the second group. Magnetic lineations are
nearly horizontal except at site Fi1 where the magnetic lineation
is dipping nearly 45° at the three locations nearly 500 m apart,
and in drill cores CH5784 and CH5767 (Table 2).
The high magnetic susceptibility suggests that the AMS
corresponds to shape anisotropy, with orientation of large secondary magnetite associated with ferromagnesian minerals
(Gaillot et al., 2006). In the field, the magmatic foliation delineated by hornblendes and, less obviously, by biotites is often
difficult to measure (Fig. 3). In samples with high magnetic
anisotropy there is a general agreement between AMS and the
fabric of ferromagnesian minerals.
East porphyry and Elena granodiorite: In the East porphyry
and the Elena granodiorite, coherent AMS results are observed
only in samples with magnetic susceptibility greater than 0.01SI.
The anisotropy is mainly prolate with moderate (East porphyry)
to steeply (Elena) dipping K max toward the N–NW (Table 2).
Large magnetite grains carry the AMS.
6.2. Anisotropy of remanent magnetization
In order to understand the origin of AMS and the large
changes in the orientation of the magnetic foliation within the
Fiesta granodiorite, IRM anisotropy in low field (20 mT) was
performed for one sample and anisotropy of anhysteretic remanent magnetization (AARM) were measured in several samples
selected from the Fiesta and the Antena granodiorites (Table 3).
AARM were determined for different coercitivity windows
(Borradaile, 2001) to search for a possible relationship between
magnetic mineralogy and magnetic fabric. In the Fiesta granodiorite the shape and directions of the principal axis of the
AARM ellipsoids are similar to those of the AMS ellipsoids
(Fig. 15) but the degree of anisotropy of AARM is larger than
that of AMS (Table 3). Very high AARM values (degree of
anisotropy of 1.56–1.82) are observed for the low coercitivity
128
12
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Fig. 13. A,B: AMS results in Fiesta (black) and Antenna granodiorites (grey). Large symbols correspond to tensorial means while small symbols correspond to 2
samples at site Fi5 and one sample at site Fi10 (small symbol with white dot). (A) Pole of foliations; (B) AMS lineations, (C & D) magnetic foliation versus lineation
for sites in situ (C) and in drill cores (D) (white symbols in d correspond to drill core PZM49. (E) AMS results in the mineralized units of the CIC.
windows (0–10 mT or 5–10 mT). In this low coercitivity
window, ARM magnetic foliation and lineation are higher
than those of AMS. AARM decreases with increasing coercitivity. The ARM fraction acquired in the high coercitivity
window is low and we observe an experimental increase in the
scatter of the ellipsoid orientations because of the lowest
intensity of the ARM acquired within this AF interval. Multidomain magnetite is the main magnetic carrier of magnetic
susceptibility (0.01–0.06SI) in the Fiesta granodiorite and
changes in orientation of the AMS ellipsoids are not related
to an inversion of tensor by the contribution of single domain
grains.
For the Antena granodiorite, the AARM and AMS ellipsoids
are similar when the AARM is acquired in low fields (b30 mT).
At higher fields (70 mT), the correlation between AMS and
AARM is lost. This suggests that AMS is preferentially carried
by multidomain magnetite. Single domain grains observed in
AARM do not contribute significantly to AMS.
129
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
13
Table 2
Anisotropy of magnetic susceptibility
Site
N
k1
k2
k3
Kmax
Kmin
lin
fol
P
k
3.4
4.9
3.2
4.1
2.8
2.1
7.5
nd
nd
1.066
1.067
1.050
1.053
1.052
1.102
1.067
1.062
1.052
1.137
1.103
1.089
1.085
1.126
1.197
1.075
1.148
1.109
1.212
1.177
1.143
1.142
1.184
1.319
1.147
1.219
1.167
0.483
0.650
0.562
0.617
0.410
0.516
0.898
nd
nd
11.3
14.4
10.8
60.9
6.3
41.0
1.8
0.9
0.9
2.6
0.1
2.0
1.063
1.025
1.062
1.136
1.122
1.068
1.063
1.209
1.118
1.018
1.147
1.185
1.130
1.240
1.188
1.156
1.287
1.266
8.0
15.4
13.4
14.1
3.8
4.8
1.022
1.043
1.060
1.058
36.2
0.4
36.7
25.5
9.3
4.7
1.162
1.046
1.103
1.040
D
I
p1
p2
D
I
p1
p2
10.8
13.6
351.6
28.8
203.4
108.0
100.7
98.6
21.1
−3.3
9.3
− 8.9
7.6
5.2
42.7
7.9
8.2
22.9
5.8
9.0
8.8
9.5
11.0
6.6
11.2
nd
nd
4.5
5.6
3.8
4.1
3.8
2.7
7.8
nd
nd
100.5
104.3
83.0
295.4
294.1
12.3
9.9
4.3
287.5
5.4
4.1
− 9.3
23.7
8.6
6.1
5.8
27.3
8.4
5.7
9.5
7.6
7.9
12.3
9.5
38.8
nd
nd
FIC: Fiesta granodiorite drill cores with NS foliation or NS lineation (PZM49)
CH3985 11 1.062 0.999 0.94
177.6 46
12.1 6.9
269.3
CH4369
9 1.079 1.052 0.87
2.4
5.1 38.4 1
270.1
PZM46 16 1.078 1.015 0.908 179.3
2.1 10.4 1.1
269.4
PZM49
6 1.093 0.962 0.945 179.4
6.5 9.9
0.9
87.8
CH5767
5 1.124 1.002 0.873 358.9 43.7 12.9 1.4
89.3
CH5784
5 1.100 1.030 0.869 350.3 53.6 38.0 19.2
90.2
1.6
24.8
1.7
13.7
0.4
7.2
FIC: Antena granodiorite
An1
12 1.034 1.012
An2
10 1.047 1.004
0.954
0.949
29.2
78.1
39.0
64.1
19.1
11.3
4.4
7.8
125.7
313.6
CIC: East porphyry
Pe3
4 1.136
Ge2
9 1.043
0.887
0.959
342.1
356.7
33.1
67.7
21.0
10.5
4.5
5.0
100.6
265.7
FIC: Fiesta granodiorite
Fi3
20 1.086 1.018
Fi4
20 1.076 1.009
Fi6
7 1.061 1.011
Fi7
18 1.062 1.009
Fi8 + 9
8 1.073 1.021
Fi1
14 1.125 1.021
Fi2
4 1.068 1.001
Fi5
2 1.086 1.022
Fi10
1 1.069 1.016
0.978
0.997
0.896
0.915
0.928
0.930
0.906
0.853
0.931
0.891
0.915
t
Elp
r
P′
0.33
0.20
0.27
0.23
0.40
0.30
0.05
0.39
0.34
Obl
Obl
Obl
Obl
Obl
Obl
Obl
Obl
Obl
1.203
1.170
1.138
1.138
1.178
1.299
1.142
nd
nd
1.217
1.178
1.145
1.143
1.190
1.324
1.147
1.225
1.171
1.008
0.122
0.528
7.54
0.829
0.366
0.0
0.77
0.3
− 0.75
0.09
0.44
Prl
Obl
Obl
Prl
Obl
Obl
1.126
1.235
1.18
1.154
1.269
1.253
1.13
1.265
1.191
1.171
1.288
1.275
1.084
1.103
0.372
0.748
0.45
0.14
Obl
Obl
1.082
1.101
1.086
1.104
1.181
1.087
1.574
1.156
− 0.21
− 0.07
Prl
Prl
1.264
1.085
1.283
1.087
N, number of samples; k1, k2 and k3, principal axis of susceptibility D, I, mean declination and inclination of corresponding axis; p1 and p2, error ellipses; lin, fol,
Lineation, Foliation; P, anisotropy degree; P′, corrected anisotropy. k, t, Elp, Obl: oblate; Prl: prolate; r: shape factors.
The statistical parameters for the drill cores do not represent the true dispersion of the magnetic fabrics within the drill core (see Fig. 14). Nd: not determined,
A tensorial mean was not calculated for sites Fi5 and Fi10.
6.3. Relation between the magnetic fabric and characteristic
directions
alterations strongly affect the mineralogy and the paleomagnetic
signature is poorly preserved in these rocks.
Taking into account that samples of the drill cores have no
common orientation, the magnetic fabric was assumed to be
homogeneous initially within the pluton. Using this assumption,
the samples were reoriented in order to have the pole of magnetic
foliation along the Y axis in order to check a possible angular
relation between the directions of the ChRM and the AMS
fabric. For the drill core PZM49 with AMS ellipsoids having a
prolate shape, the magnetic lineation was used and aligned along
the X axis (Fig. 16). After reorientation with common magnetic
foliation or lineation, there is a strong grouping of the directions
of the characteristic remanent magnetizations. The paleomagnetic data from the drill cores confirm the angular relation
between the ChRMs and the foliations.
7.1. Magnetic properties and hydrothermal alteration in the
FIC
7. Discussion
Paleomagnetic results within the Chuquicamata ore deposit
are not numerous and the characteristic directions are highly
dispersed. The few samples for which a characteristic direction
could be determined show positive inclinations. The positive
inclinations are in good agreement with mineralization occurring during a time period (31–35 Ma) when the earth magnetic field was mainly of reverse polarity. Propylitic and phyllic
In the Fiesta granodiorite, magnetic experiments and optical observations clearly show two magnetic phases. One is
multidomain magnetite carrying a strong magnetic fabric with
subvertical foliations. The characteristic direction, observed
after AF demagnetization above 50–100 mT is carried by high
coercitivity minerals and high unblocking temperatures where
approximately 75% of magnetization is removed in the temperature range 580–590 °C. A bimodal size distribution of
magnetite grains is well known in plutonic rocks (Wu et al.,
1974). Large multidomain grains of magnetite are associated
with biotite and partly to hornblende while single domain or
pseudo-single domain grains of magnetite are preserved in
plagioclase crystals (Wu et al., 1974). This interpretation is
likely valid to explain the high stability of the magnetization
in the Antena granodiorite but does not apply to the Fiesta
granodiorite because the hard component of NRM is not carried
by single domain magnetite (Fig. 8). The ChRM was likely
acquired during the extensive biotitic and minor chloritic
alteration that occurred during emplacement. Titanomagnetite
exsolutions likely correspond to tardi-magmatic alteration of a
130
14
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Titanohematites found in exsolutions could also be carriers of a
remanent magnetization with unblocking temperatures above
590 °C. Recent studies have shown that in norites, mangerites
and metamorphic granulite facies, exsolutions in hematite–
ilmenite systems may have significant magnetizations (McEnroe et al., 2001; Robinson et al., 2004). The normal polarity
shown by the magnetic inclination is in agreement with most
ages around 38–39 Ma (Lindsay et al., 1996; Maksaev et al.,
1994) suggesting alteration and oxidation during emplacement
in a time interval when the Earth's magnetic field was mainly of
normal polarity (38–39.5 Ma).
Secondary MD magnetites related to biotite and hornblende
are responsible for strong AMS and AARM. When AMS is
strong, there is a good correlation between the orientation of
ferromagnesian minerals and AMS but observation of the magmatic fabric is often difficult and there is no detailed mapping
within the Fiesta granodiorite (Lindsay, 1997). For the Antena
granodiorite, the magnetic carrier is magnetite, indicated by the
blocking temperature and K–T and IRM curves.
7.2. Structural implications
Fig. 14. AMS ellipsoids in drill cores from the Fiesta granodiorite. In order to
orient the samples in a common reference frame, the magnetic foliations (or
lineations for drill core PZM49) were rotated to a common azimuth. The same
correction is later applied to the ChRM directions (see Fig. 16).
primary generation of magnetic minerals. K-feldspar/biotitic
alteration probably led to an increase in oxygen fugacity,
reflected by ilmenite metasomatism (Haggerty, 1991). Using
REE Ce(IV)/Ce(III) in zircons, Ballard et al. (2002) indicate that
the FIC corresponds to magmas with a relatively high oxidation
state. Chlorapatite inclusions in oxides, associated with high Cl
concentration, are generally seen prior to fast crystallization of a
porphyry (Hedenquist and Richards, 1998). Formation of large
magnetite crystal is also associated with biotitic alteration. The
magnetic carrier with unblocking temperatures between 570–
590 °C may correspond to oxidized magnetite or maghemite.
As discussed before, the paleomagnetic study in the Fiesta
granodiorite show ChRM with negative inclinations, large deviations of the declinations of the ChRMs (Fig. 17A) and strong
AMS fabrics with a complex pattern of orientations of the magnetic foliations (Fig. 13). However, the characteristic directions
relative to the magnetic fabric are at about 30 to 60° counterclockwise of the magnetic foliation (Fig. 17B,C,D). This observation in samples from drill cores as well as surface sites
indicates that the mechanism that led to the dispersion of the
ChRMs is the same one that produced the relative rotation of the
magnetic foliations. E–W magnetic foliations are found at site Fi1
with samples distributed at three locations (Fi1a,b,c, Fig. 2) along
500 m. A similar foliation is found at site Fi2 to the northwest of
the open pit. Only one block was taken at location Fi5, which also
records an E–W foliation. Less than 1 km to the south, magnetic
foliation is nearly N–S as it is the case for sites sampled to the west
of the open pit (Table 2).
The comparison of the AMS results from site Fi2 and site Fi3
(Table 2) suggests an inverted AMS tensor with the minimum
axis from one site equivalent to the maximum axis of the other
site. Inverted AMS tensors are expected when single domain
grains of magnetite are the main magnetic carriers but the magnetic experiments demonstrate that the principal AMS carrier at
all sites in Fiesta granodiorite is multidomain magnetite. We can
thus reject the hypothesis of an inverted tensor due to single
domain grains.
AMS can be the sum of different phases of deformation and
AMS only provides an image of the total deformation. Apparent
inverted AMS tensors may reflect two phases of deformation or
a partial overprint of magnetic fabrics (Benn, 1994). However
there is no evidence for significant solid-state deformation in the
granodiorite except at site Fi7 within the cataclastic deformation zone of the West fault. Intense fracturing is observed with
N100° subvertical joints, which parallel one family of AMS
foliation. However, observations of thin sections only show a
131
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
15
Table 3
Selected AARM data
Experiment
Sample
FIC: Fiesta granodiorite
AMS
Fi3_0101A
ARM
AMS
ARM
Fi3_0301A
AMS
ARM
Fi6_1501A
AMS
ARM
Fi5_1301A
AMS
ARM
Fi1_01A
0–20
0–60
5–60
10–60
20–60
0–10
5–10
0–80
10–80
0–10
5–10
80
IRM
FIC: Antena granodiorite
AMS
An1_2001A
ARM
AMS
ARM
H
An2_4001A
An2_4001A
0–20
0–70
0
0–5
2–5
20
0–30
0–70
0–20
10–20
0–80
40–80
Jadq⁎
lin
fol
ani
Kmax
Kint
Kmin
D
I
D
I
D
I
0.0250
0.458
0.633
0.446
0.246
0.091
0.0313
0.522
0.223
0.926
0.314
0.0239
0.384
0.216
1.08
0.0277
0.639
0.858
0.0517
0.867
0.207
28.5
1.092
1.224
1.191
1.195
1.182
1.152
1.080
1.177
1.191
1.150
1.112
1.037
1.124
1.111
1.070
1.065
1.128
1.121
1.116
1.223
1.408
1.180
1.134
1.202
1.174
1.141
1.137
1.046
1.149
1.374
1.374
1.248
1.208
1.095
1.341
1.408
1.163
1.160
1.306
1.245
1.198
1.471
1.298
1.347
1.239
1.471
1.398
1.364
1.343
1.205
1.241
1.617
1.636
1.435
1.342
1.135
1.507
1.564
1.244
1.236
1.473
1.396
1.336
1.799
1.827
1.589
22.8
18.7
20.1
23.7
26.8
25.7
195.9
20.0
201.4
197.4
201.9
354.8
169.8
169.3
354.9
100.7
98.7
100.5
123.6
126.3
112.4
133.2
3.1
3.2
5.4
5.4
11.4
16.2
11.4
0.6
1.0
10.3
12.6
−12.1
20.1
13.4
−21.0
12.0
5.6
6.0
44.6
46.3
43.3
43.8
277.5
277.3
271.4
275.1
261.2
277.0
23.2
295.7
104.8
56.2
69.4
17.1
3.7
7.0
10.7
29.8
18.9
22.3
70.5
74.8
61.6
75.4
78.5
73.9
73.7
73.3
70.8
47.8
78.6
− 84.4
81.3
76.9
71.7
77.0
69.4
76.0
68.2
− 57.0
− 61.0
− 62.8
− 31.3
− 30.7
−33.9
−29.1
113.4
109.6
111.6
115.2
119.9
128.7
286.2
289.9
291.6
288.9
294.9
85.8
261.4
260.3
87.0
3.6
5.7
7.5
0.3
3.0
352.4
5.9
11.1
15.7
15.3
15.7
15.2
37.7
1.4
5.5
8.7
8.0
13.1
−4.8
4.6
4.1
− 5.4
30.2
28.4
26.4
29.1
27.7
27.9
32.3
0.0170
0.710
1.44
0.0245
0.503
0.196
2.85
0.758
1.040
1.075
1.071
1.047
1.093
1.044
1.059
1.072
1.074
1.139
1.017
1.058
1.067
1.023
1.028
1.047
1.117
1.225
1.089
1.108
1.166
1.068
1.089
1.122
29.2
30.5
15.3
72.6
83.5
156.4
104.5
109.4
18.8
32.7
33.5
61.0
62.9
43.7
15.2
8.0
232.7
226.4
279.4
32.9
27.1
186.8
6.1
16.5
69.6
56.2
8.8
−23.1
− 15.8
− 42.0
28.2
19.8
121.8
125.3
176.6
310.2
303.5
82.1
219.5
220.4
7.5
7.4
55.1
16.6
21.4
− 15.7
57.3
68.5
H: Magnetic field (mT) submitted to sample. JADQ: Magnetization acquired in this field. D, I: Declination and inclination for each axis of the AARM ellipsoid.
⁎For AMS data, susceptibility values in SI. Intensity of remanent magnetization in Am− 1. H, AF field window for ARM acquisition. Anisotropy of IRM was
performed at 20 mT for sample Fi1_01a.
few kinks in some biotites without evidence for mild or severe
internal deformation. The degree of anisotropy varies significantly in shape from prolate to oblate and the magnitude of
anisotropy varies also from moderate to strong. Changes in the
orientation of the magnetic foliation plane (Fig. 12) are not related
to the amount of anisotropy or shape of the AMS ellipsoids. For
example, samples from site Fi2 with E–W magnetic foliations
have magnetic properties and degree of anisotropy similar to those
from site Fi3 with N–S foliations (Table 2). Major changes in the
orientation of the magnetic foliation occur between sites separated
by a few hundreds of meters. We cannot reject the hypothesis that
the swapping of minimum and maximum axis of the AMS
ellipsoids is due to an unrecognized internal deformation but the
correlation between ChRM directions and AMS orientation is
puzzling. The magnetic carriers of the ChRM directions
correspond to high coercitivity magnetic grains while the AMS
carrier is MD magnetite. It seems unlikely that the remanent
magnetization is magnetically deviated by the magnetic fabric
because the magnetic carriers of the AMS and the ChRMs are
different. An anisotropy correction of the possible deviation of the
NRM following the approach used in archeomagnetic studies or
to use AMS to correct TRM as previously proposed by Cogné
(1987) for samples with MD magnetite grains is thus impossible.
Moreover, during AARM experiments, the deviations from the
applied field were no more than 5 to 10°. We have found no
evidence for an internal magnetic control on the direction of the
ChRMs.
The angular relation between the AMS ellipsoids and the
ChRMs indicates that the AMS fabrics and ChRMs record the
same relative rotations between sites. As discussed before, the
ChRM directions were likely acquired during the late stage of
syn-tectonic emplacement of the Fiesta granodiorite. Our preferred interpretation of the magnetic results is that the ChRMs and
the magnetic fabric were acquired during syn-tectonic emplacement. The ChRM corresponds to the direction of the earth's
magnetic field at the time of emplacement and the magnetic
foliation was thus originally oriented roughly NE–SW (Figs. 17D
and 18B). Taking into account the expected direction calculated
from the pole of reference (Fig. 12), both the ChRMs and the
AMS fabric were later rotated counterclockwise and locally tilted.
Several authors suggest dextral shear along NNE-striking
faults (Reutter et al., 1996; Lindsay et al., 1995; Tomlinson and
132
16
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Fig. 15. Comparison of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) and anisotropy of anhysteretic remanent magnetization (AARM) in several coercivity windows
for different samples from the Fiesta granodiorite. An anisotropy of isothermal magnetization (AIRM) experiment at 20 mT is also shown for sample Fi1_01.
Blanco, 1997) in the time interval 39–33 Ma prior to slip
reversal along the West fault. The paleomagnetic data are thus in
agreement with a syn-tectonic emplacement of the Fiesta
granodiorite along NNE-striking faults. The present disturbed
pattern of the magnetic foliations and characteristic magnetizations correspond to large counterclockwise rotations during the
deformation associated with the sinistral displacement along the
West fault (Fig. 18C,D).
If this interpretation is correct, the paleomagnetic data
indicate that the Fortuna block was disrupted in several small
blocks rotated counterclockwise from 30° up to more than 90°.
Rotations are mostly around a vertical axis but there is also
evidence for tilting like at site Fi1, for example where the lineation
is dipping at about 45°. Several authors (Reutter et al., 1996;
Tomlinson and Blanco, 1997; Dilles et al., 1997; Tomlinson et al.,
2001; Ballard, 2001) have proposed approximately 35–37 km of
fault sinistral displacement (Fig. 1) from late Oligocene to early
Miocene, based on kinematic indicators within the Chuquicamata
mine, lithological and age similarities between the FIC and the El
Abra Intrusive Complex (Ambrus, 1979), and regional structural
reconstructions (Fig. 1). The complex pattern of rotation within
the Fiesta granodiorite and the size of the “rotated” blocks (from
100 up to 500 m) could indicate that the Fiesta granodiorite is
within a complex sinistral fault damage zone where counterclockwise rotations are expected (Kim et al., 2004). While block
rotations associated with strike-slip faulting is common (Beck
et al., 1986), most if not all the paleomagnetic studies report
rotations of large blocks with size N 1 km. In contrast most
detailed structural studies often report observations at the meter
scale typical of an outcrop in the field but often structural geologist have little constraints on block rotations if there are no
passive markers like bedding planes. We are not aware of a
detailed description of tectonic rotations at an intermediate scale
(100 to 1000 m). A black argillitic fault gouge up to 5 m thick
marks the main West fault trace and the Fiesta granodiorite
intensively sheared within 100 m of the fault trace (Ossandón
et al., 2001). Unfortunately, because of the low economic interest
of the Fiesta pluton, there is no detailed description of the faults
and structures within the granodiorite away from the open pit. A
detailed mapping of the fractures and secondary faults is needed
to identify the postulated small rigid blocks. Two high-resolution
magnetotelluric profiles, perpendicularly across the West fault
and north of Chuquicamata, clearly image a fault zone conductor
about 350 m wide and 1500 m deep, trending along the surface
trace of the fault (Hoffmann-Rothe et al., 2004). The width of
the West fault zone based on the fracture density distribution
is significantly larger and up to 4000 m (Janssen et al., 2002).
McInnes et al. (1999) using (U–Th)/He and apatite fission track
ages suggest a vertical displacement of the FIC with respect to the
Chuquicamata porphyry copper deposit. However, although a
component of vertical displacement is likely, our interpretation of
the paleomagnetic data is in better agreement with a large sinistral
displacement along the West fault as proposed by Tomlinson et al.
(2001).
East of the West fault, the paleomagnetic data are not numerous nor well defined. AMS foliations are scattered in samples with intermediate to low magnetic susceptibility and well
developed only in samples with high magnetic susceptibility.
133
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
17
Fig. 16. Characteristic remanent magnetizations (ChRM) from samples from unoriented drill cores (left) and with respect to the magnetic foliations (or lineations for
PZM49) (see Fig. 14).
AMS lineations are steeply dipping in contrast to the subhorizontal lineations found in the Fiesta granodiorite. Characteristic
directions determined in a few samples show mainly positive
inclinations and dispersion in declination expected within the
deformed mineralized intrusive complex (Rojas and Lindsay,
1997; Faunes et al., 2005).
ChRMs in the Antena granodiorite have a steeper inclination
than the one expected for the late Eocene (Fig. 12) suggesting a
possible 10° tilt of the unit toward the south but a more detailed
sampling is needed to confirm this interpretation.
Arriagada et al. (2003, 2006) have shown large clockwise
rotations within the Chilean forearc. In order to explain the
clockwise rotations, Arriagada et al. (2003) postulated the existence of a major dextral fault oriented NE–SW and crosscutting
most of the forearc. Reutter et al. (1996) indicate that dextral
movements preceded the sinistral shear along the West fault.
Mylonites formed during cooling of the Fiesta granodiorite
present fabric asymmetries along shear planes indicating a
dextral sense of displacement (Reutter et al., 1996). Dextral
displacement on NE–SW trending faults during the late Eocene
134
18
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Fig. 17. Equal-area stereonets of the characteristic directions in sites and drill cores from the Fiesta granodiorite. (A) Characteristic remanent magnetizations for sites in
in situ coordinates; (B) reoriented assuming that the strike of the magnetic foliation was N–S; (C) assuming that the magnetic foliation was N–S and vertical with
horizontal lineation; (D) same as (C) with the results from 4 drill cores.
is compatible with our interpretation of syn-tectonic emplacement associated with the well developed NE–SW magnetic
foliations with subhorizontal lineations. The sinistral displacement and associated counterclockwise rotations occurred after
the Early Oligocene emplacement of mineralization in Chuquicamata. Clockwise rotations within the Chilean forearc may thus
predate the main sinistral displacement along the West fault.
8. Conclusion
The paleomagnetic results obtained from the Fiesta and
Antena granodiorites indicate acquisition of the characteristic
magnetization during a normal polarity interval in agreement
with the expected polarity for a time of emplacement (38–
39.5 Ma) when the earth's magnetic field was mainly of normal
polarity. In the Fiesta granodiorite, AMS is carried by multidomain magnetite, while the ChRM can be associated with
oxidized magnetite or titanohematite. AMS foliations are spatially variable with magnetic foliations varying from ~ NS to
~ EW while the ChRM directions are at 30 to 60° counterclockwise from the magnetic foliations. We interpret the spatial
variation in the orientation of the characteristic magnetization
and in the orientation of the magnetic foliation as evidence for
counterclockwise rotations of disrupted blocks in agreement
with a large sinistral strike-slip displacement along the West
fault. If our interpretation of the paleomagnetic data is correct,
the existence of such large rotations may preclude accurate
kinematic analysis of fault slip data within damage zone [see
also Ron et al. (1993)].
Taking into account the characteristic magnetic features of
the Fiesta granodiorite, a detailed paleomagnetic study of the El
Abra intrusive complex may help resolve the debate whether
or not the El Abra intrusive complex is a sinistrally displaced
equivalent part of the FIC.
The Chuquicamata mine is the largest and deepest open pit
copper mine in the world with significant risk of slope failure
(Nelson et al., 2007). The present paleomagnetic study indicates
that the Fiesta Pluton is structurally very complex and that it
should not be taken as a homogeneous structural block in the
future mining operations and enlargement of the Chuquicamata
open pit.
Acknowledgments
Funding for this study was provided by DID No. I009-99/2,
the Institut de Recherche pour le Development (IRD) and partially by MECESUP. Laboratory experiments were done in
Santiago and in Rennes. AARM experiments and microprobe
analyses were done in LMTG, Université Paul Sabatier III
(Toulouse). We would like to thank Roberto Siqueira (Toulouse)
for his help in Toulouse and Philippe de Parseval for the
valuable help in assembling the chemical data file. Hysteresis
135
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Fig. 18. (A) Orientation of magnetic foliation within the Fortuna Intrusive
Complex. (bottom) Simple model explaining the magnetic pattern. (B) Syntectonic
intrusion of the Fortuna complex with a NE–SW subvertical magnetic foliation at
38 Ma. The arrow corresponds to orientation of the characteristic remanent magnetization at the time of emplacement during the late Eocene; (C) initiation of the
sinistral displacement along the West fault during the Oligocene. (D) present-day
situation with rotated blocks near the fault. Damage zone highlighted in grey.
data were acquired at Cerege. We also appreciated discussions
with colleagues in Rennes and Toulouse. Fieldwork logistics
were provided by the Geological Staff in Superintendencia
de Geología, CODELCO Norte. The authors specially thank
Victorino Moyano (Chuquicamata mine). We thank the reviewers for their constructive comments.
References
Ambrus, J., 1979. Emplazamiento y mineralización de los pórfidos cupríferos
de Chile: Unpublished Ph.D. thesis, Salamanca, España. Universidad de
Salamanca, 308 pp (in Spanish).
Amilibia, A., Sabat, F., Chong, G., Munoz, J.A., Roca, E., Gelabert, B., 2000.
Criterios de inversión tectoónica: ejemplos de la Cordillera de Domeyko (II
Región de Antofagasta). Proc. IXCongr. Geol. Chileno, vol. 2, pp. 548–552
(in Spanish).
Arriagada, C., Roperch, P., Mpodozis, C., Dupont-Nivet, G., Cobbold, P.,
Chauvin, A., Cortés, J., 2003. Paleogene clockwise rotations in the forearc
of central Andes, Antofagasta region, northern Chile. J. Geophys. Res. 18
(N.B1). doi:10.1029/2001JB001598.
19
Arriagada, C., Roperch, P., Mpodozis, C., Fernandez, R., 2006. Paleomagnetism
and tectonics of the southern Atacama Desert (25–28°S) northern Chile.
Tectonics 25, TC4001. doi:10.1029/2005TC001923.
Ballard, J., 2001. A comparative study between the geochemistry of ore-bearing
and barren calc-alkaline intrusions. Unpublished Ph.D. thesis, Australia, The
Australian National University, 256 pp.
Ballard, J.R., Palin, J.M., Campbell, I.H., 2002. Relative oxidation states of
magmas inferred from Ce(IV)/Ce(III) in zircon: application to porphyry copper
deposits of northern Chile. Contrib. Mineral. Petrol. 144, 347–364.
Beck Jr., M.E., Burmester, R.F., Craig, D.E., Grommé, C.S., Wells, R.E., 1986.
Paleomagnetism of middle Tertiary volcanic rocks from the Western Cascade
series, northern California: timing and scale of rotation in the southern
Cascades and Klamath Mountains. J. Geophys. Res. 91, 8219–8230.
Benn, K., 1994. Overprinting of magnetic fabrics in granites by small strain:
numerical models. Tectonophysics 233, 153–162.
Besse, J., Courtillot, V., 2002. Apparent and true polar wander and the geometry
of the geomagnetic field over the last 200 Myr. J. Geophys. Res. 107 (B11),
2300. doi:10.1029/2000JB000050.
Borradaile, G.J., 2001. Magnetic fabrics and petrofabrics: their orientation
distributions and anisotropies. J. Struct. Geol. 23, 1581–1596.
Borradaile, G.J., Lucas, K., Middleton, R.S., 2004. Low-temperature demagnetization isolates stable magnetic vector components in magnetite-bearing
diabase. Geophys. J. Int. 157, 526–536.
Buddington, A.F., Lindsley, D.H., 1964. Iron–titanium oxides minerals and
synthetic equivalents. J. Petrol. 5, 310–357.
Campbell, H., Ballard, J.R., Palin, J.M., Allen, C., Faunes, A., 2006. U–Pb
zircon geochronology of granitic rocks from the Chuquicamata–El Abra
Porphyry Copper Belt of Northern Chile: excimer laser ablation ICP-MS
analysis. Econ. Geol. 101 (7), 1327–1344.
Camus, F., 2002. The Andean porphyry systems. In: Cooke, D.R., Pongratz, J.
(Eds.), Giant ore deposits — characteristics, genesis and exploration: CODES
Special Publication No. 4. University of Tasmania, pp. 5–22.
Camus, F., 2003. Geología de los sistemas porfíricos en los Andes de Chile.
SERNAGEOMIN, Chile. 267 pp. (in Spanish).
Cogné, J.P., 1987. TRM deviations in anisotropic assemblages of multidomain
magnetites. Geophys. J. R. Astron. Soc. 91, 1013–1023.
Dilles, J., Tomlinson, A., Martín, M., Blanco, N., 1997. El Abra and Fortuna
complexes: a porphyry copper batholits sinistrally displaced by the Falla Oeste.
Congreso Geológico Chileno, VIII, Antofagasta, v.III, pp. 1883–1887.
Faunes, A., Hintze, F., Siña, A., Véliz, H., Vivanco, H., 2005. Chuquicamata, core
of a planetary scale Cu–Mo anomaly. In: Porter, T.M. (Ed.), Super Porphyry
Copper & Gold Deposits: A Global Perspective, vol. 1. PGC Publishing,
Adelaide. ISBN: 0-9580574-2-7. 280 pages.
Gaillot, P., de Saint-Blanquat, M., Bouchez, J.-L., 2006. Effects of magnetic
interactions in anisotropy of magnetic susceptibility: models, experiments and
implications for igneous rock fabrics quantification. Tectonophysics 418, 3–19.
Gustafson, L.B., Hunt, L.B., 1975. The porphyry copper deposits at the El
Salvador, Chile. Econ. Geol. 80, 794–800.
Haggerty, S., 1991. Oxides textures. A mini atlas. In: Lindsley, D.H. (Ed.),
Oxide Minerals: Petrologic and Magnetic Significance. Min. Soc. Am., Rev.
Mineral, vol. 25, pp. 129–219. Chapter 5.
Hedenquist, J., Richards, J., 1998. The influence of geochemical techniques
on the development of genetic models for porphyry copper deposits. In:
Richards, J., Larson, P. (Eds.), Techniques in Hydrothermal Ore Deposits.
Reviews in Economic Geology, vol. 10, pp. 235–256.
Hoffmann-Rothe, A., Ritter, O., Janssen, C., 2004. Correlation of electrical conductivity and structural damage at a major strike-slip fault in northern Chile.
J. Geophys. Res. 109, B10101. doi:10.1029/2004JB003030.
Janssen, C., Hoffmann-Rothe, A., Tauber, S., Wilke, H., 2002. Internal structure
of the Precordilleran fault system (Chile) — insights from structural and
geophysical observations. J. Struct. Geol. 24, 123–143.
Jelinek, V., 1978. Statistical processing of magnetic susceptibility measured on
groups of specimens. Stud. Geophys. Geod. 22, 50–62.
Kim, Y.-S., Peacok, D.C.P., Sanderson, D.J., 2004. Fault damage zones.
J. Struct. Geol. 26, 503–517.
Lindsay, D.D., 1997. Structural control and anisotropy of mineralization in the
Chuquicamata porphyry copper deposits, Chile: Unpublished Ph.D. thesis,
Halifax, NS, Dalhousie University, 381 pp.
136
20
N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20
Lindsay, D.D., Zentilli, M., Rojas de la Rivera, J., 1995. Evolution of an active
ductile to brittle shear systems controlling mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposit, Chile. Int. Geol. Rev. 37, 945–958.
Lindsay, D.D., Zentilli, M., Ossandon, G., 1996. Falla Oeste fault systems:
records of its regional significance as exposed in Chuquicamata open pit,
northern Chile. International Symposium Andean Geodynamics, 3th, St
Malo, pp. 427–430.
Maksaev, V., 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology
of the Chilean Andes between 21° and 26° south and the origin of major
porphyry copper deposits: Unpublished Ph.D. thesis, Halifax, NS, Dalhousie
University, 553 pp.
Maksaev, V., Zentilli, M., 1999. Fission track thermochronology of the
Domeyko Cordillera, Northern Chile: implications for Andean tectonics
and porphyry copper metallogenesis. Explor. Min. Geol. 8 (1 y 2), 65–89.
Maksaev, V., Tomlinson, A.J., and Blanco, N., 1994. Estudio geologico de la
franja longitudinal comprendida entre Quebrada Blanca y Chuquicamata:
Unpublished report, SERNAGEOMIN-CODELCO, 72 pp (in Spanish).
McEnroe, S., Harrison, R., Robinson, P., Golla, U., Jercinovic, M., 2001. Effect
of fine scale microstructures in titanohematite on the acquisition and stability
of natural remanent magnetization in granulite facies metamorphic rocks,
southwest Sweden: implication for crustal magnetism. J. Geophys. Res. 106,
30,523–30,546 (N. B12).
McFadden, P.L., McElhinny, M.W., 1988. The combined analysis of remagnetization circles and direct observations in paleomagnetism. Earth Planet. Sci. Lett.
87, 161–172.
McInnes, B.I.A., Farley, K.A., Sillitoe, R.H., Kohn, B., 1999. Application of
apatite (U–Th)/He thermochronometry to the determination of the sense and
amount of vertical fault displacement at the Chuquicamata porphyry copper
deposit, Chile. Econ. Geol. 94, 937–948.
Mpodozis, C., Ramos, V. (Eds.), 1990. The Andes of Chile and Argentina. CircumPacific Council for Energy and Mineral Resources, Houston. 59–90 pp.
Munchmeyer, C., 1996. Exotic deposits-products of lateral migration of supergene
solutions from porphyry copper deposits. Soc. Econom. Geol. Spec. Publ. 5,
43–58.
Nelson, E.P., Connors, K.A., Suarez, C., 2007. GIS-based slope stability
analysis, Chuquicamata open pit copper mine, Chile. Nat. Resour. Res. 16.
doi:10.1007/s11053-007-9044-7.
Ossandón, C., Fréraut, C., Gustafson, L., Lindsay, D., Zentilli, M., 2001. Geology
of the Chuquicamata Mine: a progress report. Econ. Geol. 96, 249–270.
Pardo-Casas, F., Molnar, P., 1987. Relative motion of the Nazca (Farallon) and
South American plates since late Cretaceous time. Tectonics 6, 233–248.
Randall, D.E., Tomlinson, A.J., Taylor, G.K., 2001. Paleomagnetically defined
rotations from the Precordillera of northern Chile: evidence of localized in
situ fault-controlled rotations. Tectonics 20, 235–254.
Reutter, K., Scheuber, E., Helmcke, D., 1991. Structural evidence of originparallel strike-slip displacements in the North Chilean Precordillera. Geol.
Rundsch. 80, 135–153.
Reutter, K., Scheuber, E., Chong, G., 1996. The Precordilleran fault system of
Chuquicamata, northen Chile: evidence for reversals along arc-paralel
strike-slip fault. Tectonophysics 259, 213–228.
Richards, J., 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu–(Mo–Au)
deposit formation. Econ. Geol. 98, 1515–1533.
Reynolds, P., Ravenhurst, C., Zentilli, M., Lindsay, D., 1998. High-precision 40Ar/
39Ar dating of two consecutive hydrothermal events in the Chuquicamata
porphyry copper system. Chem. Geol., Isot. Geosci. Sect. 148, 45–60.
Robinson, P., Harrison, R., McEnroe, S., Hargraves, R., 2004. Nature and origin of
lamellar magnetism in hematite–ilmenite series. Am. Mineral. 89, 725–747.
Rojas, J., Lindsay, D., 1997. Evolución estructural de Chuquicamata, su relación
con la intrusión del pórfido y eventos de alteración — mineralización. Congreso
Geológico Chileno, VIII, Antofagasta, III, pp. 1893–1897 (in Spanish).
Ron, H., Nur, A., Aydin, A., 1993. Rotation of stress and blocks in the Lake
Mead, Nevada, Fault System. Geophys. Res. Lett. 20 (16), 1703–1706.
Sillitoe, R.H., 1997. Characteristics and controls of the largest porphyry copper–
gold and epithermal gold deposits in the circum-Pacific region. Aust. J.
Earth Sci. 44, 373–388.
Sillitoe, R.H., 2000. Gold-rich porphyry deposits: descriptive and genetic
models and their role in exploration and discovery. Rev. Econ. Geol. 13,
315–345.
Sillitoe, R., McKee, E.H., 1996. Age of supergene oxidation and enrichment in
the Chilean Porphyry Copper Province. Econ. Geol. 91, 164–179.
Singer, S., Somoza, R., Tomlinson, A., Lopez de Lucchi, M., Raposo, I., 2002.
Magnetic fabrics in Antena granodiorite, Chuquicamata area, Northern
Chile. International Symposium Andean Geodynamics, 5ème, Toulouse,
pp. 609–612.
Tomlinson, A., Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history
of the West Fault System, Precordillera, Chile: Part 1, Premineral, history.
Part 2, synmineral history. Congreso Geológico Chileno, VIII, Antofagasta,
III, pp. 1873–1882.
Tomlinson, A.J., Dilles, J.H., Maksaev, V., 2001. Application of apatite (U–Th)/
He thermochronometry to the determination of the sense and amount of
vertical fault displacement at the Chuquicamata porphyry copper deposit,
Chile — a discussion. Econ. Geol. 96, 1307–1309.
Wu, Y.T., Fuller, M., Schmidt, V.A., 1974. Microanalysis of NRM in a granodiorite
intrusion. Earth Planet. Sci. Lett. 23, 275–285.
137
CAPITULO 5:
PETROGRAFIA Y ALTERACION HIDROTERMAL EN EL
YACIMIENTO EL TENIENTE Y SU RELACION CON LA
MINERALOGIA FERROMAGNETICA
-Geología del Yacimiento
-Caracterización y distribución de la alteración hidrotermal en los sectores
y sondajes muestreados
-Descripciones petrográficas y geoquímicas de aquellas asociaciones
hidrotermales que incluyen magnetita
-Cristaloquímica de óxidos de Fe-Ti en el yacimiento
-Discusiones
138
5.1 INTRODUCCION
El yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente es el depósito de Cu-Mo más grande
conocido de su tipo y el más joven dentro del contexto de los Andes Centrales. Se localiza en la
provincia del Cachapoal, región del Libertador Gral. Bernardo O’Higgins, Chile (34º14’S;
70º21’W), a una altitud de 2400 m.s.n.m. (Fig. 5.1). Explotado desde 1906 a 1967 bajo el nombre
de Mina Braden, pertenece en la actualidad a CODELCO-Chile. La estimación original de
recursos corresponde a 93x106 toneladas métricas de cobre, de las que ya han sido extraídas
aproximadamente 18x106 ton. El remanente estimado es de 73x106 ton, con leyes hipógenas entre
0.67-1.5% Cu (Maksaev et al., 2004). Para molibdeno fino, las reservas son mayores a 1.4x106
ton con leyes sobre 0.019% Mo (Skewes et al., 2005). La mina El Teniente es reconocida además
como la mayor mina subterránea del mundo, con un área que comprende alrededor de 4 km2 en
planta y una extensión vertical mayor a 1000 m.
Figura 5.1: Ubicación del
yacimiento tipo pórfido cuprífero
El Teniente a corta distancia de la
capital regional Rancagua y
contigua al antiguo campamento
minero Sewell.
139
El yacimiento se encuentra emplazado en rocas predominantemente volcánicas de la
formación Farellones (Klohn, 1960), correspondiente a una potente secuencia estratificada de
lavas andesíticas, basaltos, riolitas y rocas piroclásticas, con intercalaciones continentales
clásticas-lagunares (Charrier y Munizaga, 1979; Cuadra, 1986; Maksaev et al., 2001, Skewes et
al., 2005). En forma más reciente se ha definido la formación Colón-Coya estratigráficamente
sobre la anterior (Gómez, 2001), constituida por depósitos laháricos con intercalaciones de
niveles cineríticos y coladas andesíticas, las que rellenan una antigua topografía. También es
importante mencionar depósitos fluvio-glaciares cuaternarios, de amplia distribución (Fig. 5.2).
Figura 5.2: Geología regional del distrito. Modificado de Superintendencia Geología, CODELCO-CHILE División
El Teniente (1997).
140
5.2 GEOLOGIA DEL YACIMIENTO
En esta sección se presenta un resumen de los antecedentes geológicos principales del
yacimiento El Teniente, ya que las interpretaciones respecto a sus propiedades magnéticas y/o
aquellas consideraciones paleomagnéticas derivadas a partir de este estudio se basan en las
características petrológicas, de alteración hidrotermal y contexto estructural en que se genera el
depósito. Para mayor detalle se sugiere consultar el ANEXO B “Antecedentes geológicos
expandidos de los yacimientos tipo pórfido cuprífero chilenos Chuquicamata y El Teniente”.
5.2.1 MARCO GEOLOGICO LOCAL
El depósito tipo pórfido cuprífero El Teniente está hospedado en rocas volcánicas andesíticobasálticas y rocas intrusivas gabroicas, denominadas previamente como “Andesitas de la Mina”
(Ossandón, 1974; Camus, 1975; Villalobos, 1975; Cuadra, 1986; Maksaev et al., 2004; entre
otros), que en la actualidad reciben el nombre de Complejo Máfico El Teniente (CMET, Burgos,
2006). Nuevos antecedentes obtenidos por medio de trazas de fisión en apatito para esta unidad
entregan una edad aproximada de 8.9 ± 2.8 Ma (Maksaev et al., 2004).
La mineralización dentro del yacimiento está ligada genéticamente a apófisis félsicos, diques
y stocks porfíricos (Camus, 1975). Estas unidades pueden clasificarse en Pórfidos Félsicos,
correspondientes a la Diorita-Tonalita Sewell (Stock Sewell), intrusivo polifásico temprano
dentro de la evolución del yacimiento, con edades entre 7.4-7.1 Ma. (Cuadra, 1986) y 6.5-6.0 Ma.
(Maksaev et al., 2004); el Pórfido “A”, unidad de composición cuarzo-diorítica que intruye al
Stock Sewell (6.5-5.4 Ma: Maksaev et al., 2004); la Diorita Norte, cuyas edades varían entre
6.46-6.Ma (K-Ar en biotita: Cuadra, 1986; U-Pb en circón: Maksaev et al., 2004); el Pórfido
Dacítico Teniente (Dacita Teniente), con edades entre 4.7-4.6 Ma (K-Ar en biotita, Clark et al.,
1983, Cuadra, 1986) y 5.28 Ma (U-Pb en circón, Maksaev et al., 2004) y, finalmente, el Pórfido
Latítico, diques de composición latítica concéntricos a la Brecha Braden con edades entre 4.9-4.8
Ma (Maksaev et al., 2004).
Un segundo grupo de intrusivos corresponde a los Diques, compuesto por los Diques de
Andesita rica en hornblenda, conocidos también como Diques de Dacita o Lamprófido, que
cortan las unidades del sector sureste del yacimiento, cuya edad es de 3.8 Ma. (K-Ar en biotita:
141
Cuadra, 1986; Ar-Ar en hornblenda: Maksaev et al., 2004); los Diques de Andesita, de color gris
negro y textura porfírica, incluidos en la anterior unidad según Skewes et al. (2002; 2005) y los
Diques de Guijarros (Pebble-Dike), cuerpos tabulares constituidos por fragmentos de roca
redondeados concéntricos a la Brecha Braden, asociado a fases póstumas de la génesis del
sistema de pórfidos. Al tercer grupo, denominado Complejo de Brechas, pertenecen la Brecha
Braden, ubicada en la parte central del yacimiento, correspondiente a una brecha
freatomagmática de naturaleza polimíctica (Vega & Maksaev, 2003), con edades entre 4.82-4.3
Ma. (Cuadra, 1986; Maksaev et al., 2002); la Brecha Marginal, desarrollada como un anillo
irregular en torno a la anterior; las Brechas de Turmalina, de naturaleza monomíctica y matriz de
turmalina; las Brechas de Anhidrita, de amplia distribución espacial en el yacimiento y las
Brechas Igneas, de apariencia holocristalina y con fragmentos de rocas máficas biotitizadas
(Skewes et al., 2005). Su temporalidad según Stern & Skewes et al. (2005) y la distribución
espacial para cada una de las unidades mencionadas es ilustrada en las figuras 5.3 y 5.4,
respectivamente.
Figura 5.3: Edad versus contenido de sílice para rocas volcánicas e intrusivos para rocas dentro de la mina El
Teniente y zonas aledañas. Se diagrama también el intervalo de edades para la Brecha Braden y eventos de alteración
definidos en el yacimiento (modificado de Stern & Skewes, 2005).
142
Figura 5.4: Geología del yacimiento El Teniente. La línea punteada corresponde al límite aproximado del
depósito. Modificado de Faúndez (2002), Maksaev et al. (2004) y Burgos (2006).
143
5.2.2 ALTERACION Y MINERALIZACION
El cuerpo mineralizado que es explotado en la mina El Teniente tiene forma de punta de flecha
(Fig. 5.5), recortada por la Brecha Braden, que para fines económicos es considerada estéril. Su
dimensión en planta es de 1600 por 2000 mt, y al menos 800 m de profundidad desde la cota
3200 m.s.n.m. La mineralización está hospedada principalmente en stockwork, relacionados
espacial y temporalmente a las unidades previamente definidas.
Figura 5.5: Distribución de leyes de Cu-Mo en el yacimiento El Teniente, en coordenadas locales. La zona
considerada estéril al centro corresponde a la Brecha Braden (Modificado de Maksaev et al., 2004).
Según el modelo tradicional, la alteración y mineralización en el yacimiento se divide en
cuatro etapas: (i) Temprana, (ii) Hidrotermal Principal, (iii) Hidrotermal Tardía y (iv) Estado
Póstumo (Ojeda et al., 1980; Cuadra, 1986; Arévalo et al., 1998). Sus principales características
son señaladas a continuación.
(i) Etapa Temprana. Fase responsable de la mayor introducción de Cu en el yacimiento (Ojeda
et al., 1980; Cuadra, 1986), relacionada al emplazamiento de vetillas de cuarzo+anhidrita
+sulfuros (“Tipo 2”, Cannell et al., 2005) y metasomatismo potásico extensivo (alteración
biotítica, Skewes et al., 2002; 2005; Maksaev et al., 2004; Fig. 5.6). Postdatando esta fase,
144
existen vetillas sin halo que cortan sin alterar la biotita previa (Zúñiga, 1982; Arévalo et al.,
1998).
(ii) Etapa Hidrotermal Principal. Corresponde a la destrucción y reemplazo de minerales
preexistentes por cuarzo, sericita y menor clorita-anhidrita (Ojeda et al., 1980; Cuadra, 1986;
Skewes et al., 2002; 2005; Cannell et al., 2005), relacionados directamente al halo asociado a
vetillas de cuarzo+anhidrita+sulfuros (Zúñiga, 1982. “Tipo 3”, Cannell et al., 2005). En forma
puntual ocurre alteración fílica penetrativa, con predominio de sericita.
(iii) Etapa Hidrotermal Tardía. Conocida inicialmente como Fase de Turmalina (Howell &
Molloy, 1960), está ligada genéticamente al emplazamiento de la Brecha Braden e intrusivos
tardíos, predominantemente la Brecha Marginal (Cannell et al., 2005; Skewes et al., 2005). Es
consecuente con la formación de vetillas de turmalina+anhidrita+sulfuros (“Tipo 4”, Cannell et
al., 2005), cuyas asociaciones mineralógicas son complejas y con halos fílicos bien desarrollados,
compuestos por cuarzo-sericita-clorita (Skewes et al., 2002).
(iv) Etapa Póstuma. Considerada el último estado de alteración hipógena, restringida
principalmente a la parte central de la Brecha Braden. Está representada por la actividad
hidrotermal asociada a las vetillas de carbonatos+gangas varias+súlfuros (“Tipo 4c”, Cannell et
al., 2005), siendo la asociación yeso-carbonatos distintiva (Ojeda et al., 1980; Cuadra, 1986;
Skewes et al., 2002; 2005).
El esquema mencionado ha sido modificado recientemente por Cannell et al. (2005),
agregando una fase denominada Estado Pre-Mineralización, relacionada a evidencias
petrográficas de reemplazo parcial de plagioclasa por magnetita fina (<8 Pm, Skewes et al.,
2005), y vetillas de magnetita (Tipo 1A), predominantemente preservadas en los márgenes del
CMET. En forma local ocurre alteración fílica adyacente a la Tonalita Sewell, con vetillas de
cuarzo estériles (Tipo 1B). Bajo el mismo criterio, los mismos autores fusionan la Etapa Póstuma
con el Estado Hidrotermal Tardío caracterizado previamente.
Adyacente al yacimiento, se ha definido una zona de Alteración Transicional BiotíticaClorítica, con vetillas de cuarzo-clorita-anhidrita-pirita y cloritización de biotita secundaria
(Camus, 1975; Skewes et al., 2002; 2005). Fuera de sus límites existe una zona de Alteración
Propilítica (Villalobos, 1975; Camus, 1975; Zúñiga, 1982), con reemplazo débil de los minerales
145
primarios por epidota-clorita-calcita-hematita. Finalmente, hacia la superficie del depósito existe
una Zona de Lixiviación y Enriquecimiento Supérgeno, con espesores entre 100-500 m,
dependientes de la topografía y la permeabilidad, marcados por la Dacita Teniente y la Brecha
Braden.
La clasificación y temporalidad de las vetillas en el yacimiento es compleja, dada su relación
con la alteración hidrotermal y génesis de tipo polifásica (Maksaev et al., 2004). De hecho,
recientemente Valenzuela (2003) reconoce 13 sub-tipos de vetillas dentro de la clasificación A, B
y D de Gustafson y Hunt (1975), las que fueron reclasificadas por Cannell et al. (2005)
integrando parámetros estructurales asociados a su emplazamiento. Ambas clasificaciones son
presentadas en el ANEXO B.
Figura 5.6: Resumen de los datos geocronológicos existentes para el yacimiento en el que se ilustran los eventos
recurrentes de alteración potásica (4.9-4.7 Ma, evento más marcado volumétricamente, Maksaev et al., 2004), así
como la edad de los diferentes intrusivos y brechas (modificado de Cannell et al., 2005).
146
5.2.3 ESTRUCTURAS
5.2.3.1 Fallas Regionales
El emplazamiento del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente y su relación con las
estructuras regionales están aún en discusión. Hay concordancia entre distintos autores que su
formación está relacionada a un acortamiento tectónico regional E-W, asociado a fallas subverticales activas oblicuas al margen continental (Kay et al., 1999). El depósito ocurre en la
intersección de la Zona de Falla Teniente, de rumbo NE-ENE (Garrido et al., 1994) y la Zona de
Falla Río Blanco-Codegua, de rumbo NW-NNW. La Zona de Falla Teniente es dextral, subvertical, de aproximadamente 14 km de largo y 3 km de ancho, delimitada por la Zona de Falla
Agua Amarga hacia el sur y la Falla Quebrada Teniente por el norte (Fig. 5.7.b). La Zona de
Falla Río Blanco-Codegua es identificada como un lineamiento definido en mapas
aeromagnéticos y por la alineación de cuatro centros intrusivos subvolcánicos (Fig. 5.7.b). Otros
autores (Rivano et al., 1990; Floody & Huete, 1998) plantean que la Zona de Falla Teniente es
truncada por la Zona de Falla Río Blanco-Codegua, o bien, es desviada hacia el norte como la
Falla Olla Blanca. Garrido el al. (1994, 2002) plantean que la Zona de Falla Teniente controla el
emplazamiento de la Tonalita Sewell, de rumbo NE, y eventos de brechización posteriores
ocurridos en el yacimiento. Dentro del distrito se distingue además una sub-cuenca volcánicotectónica delimitada por la Falla El Azufre y La Juanita, asociada a estructuras de rumbo EWNNW (Fig. 5.7.a).
5.2.3.2 Fallas dentro del yacimiento
Para poder clasificar las fallas y estructuras en este yacimiento se ha utilizado diferentes
esquemas, si bien el estándar utilizado en la actualidad es el siguiente: (i) Estructuras Mayores,
con una persistencia mayor a dos labores (30-40 mt), caracterizadas por su orientación, espesor y
relleno. (ii) Estructuras Intermedias, con una persistencia entre 4-30 mt y espesor •0.7 cm; y (iii)
Estructuras Menores, caracterizadas por corridas inferiores a 4 mt. y espesor <0.7 cm
(Superintendencia de Geología, CODELCO, en Valenzuela, 2003).
Dentro de las estructuras Mayores e Intermedias, las más tempranas corresponden a un
conjunto de fracturas N-S, subverticales (Reyes, 1979), de orientación similar al Pórfido Teniente
y a los apófisis relacionados a la Tonalita Sewell (Cuadra, 1986; Garrido et al., 1994). Truncando
al anterior, el Complejo Máfico El Teniente (CMET) presenta un intenso fracturamiento y
147
fallamiento subvertical, de orientación principal NE-menor NW (Cuadra, 1986) y desplazamiento
dextral de dimensiones milimétricas a centimétricas que en conjunto evidencian un alzamiento
del bloque SE (Howell & Molloy, 1960). El tercer conjunto de fracturas se dispone
concéntricamente a la Brecha Braden, con manteos desde y hacia la chimenea, de alta densidad
de ocurrencia en cercanías de intrusivos (Zúñiga, 1982). Se incluyen en este grupo un sistema
secundario de diques y diaclasas radiales con manteos subverticales (Reyes, 1979). Las
estructuras Menores forman un enrejado tridimensional de vetillas, vetas, fallas y diaclasas
(stockwork isótropo), con intensidad variable respecto al tipo litológico (Zúñiga, 1982; Cuadra,
1986) y relaciones diversas con estructuras intermedias o mayores (Garrido et al., 1994).
De las definiciones anteriores se excluyen las vetillas y diaclasas en torno a la Brecha Braden,
fallas, brechas de turmalina-anhidrita, diques de latita, diques de lamprófiro y vetas de cuarzo con
orientación NE, interpretadas como estructuras relacionadas a la Zona de Falla Teniente (Garrido
et al., 1994). A su vez, la orientación NNW-NW del pórfido Teniente y brechas de dacita, así
como de brechas ígneas y de anhidrita que se ubican al noreste de la Brecha Braden, es
subparalela a la Falla Codegua (Cannell et al., 2005). Los mismos autores plantean que los
diferentes estados de alteración hidrotermal y emplazamiento de vetillas no poseen un control
estructural claro respecto a los esfuerzos del distrito, sino que están asociados a repetitivos
estados de apertura y surgencia de la cámara magmática profunda a la que relaciona el
yacimiento (tabla 5.1).
Tabla 5.1: Resumen de la relación entre los diferentes tipos de vetillas reconocidas por Cannell et al. (2005) en el
pórfido cuprífero El Teniente, respecto a su orientación y su temporalidad.
Tipo de Vetilla
TIPO 1B
TIPO 2
TEMPRANA E HIDROTERMAL
PRINCIPAL
TIPO 4A -C (HIDROTERMAL TARDÍA)
Orientación
Variable dentro de la mina.
NE en el distrito.
Buzamiento concéntrico (40-80°) y
radiales (subverticales). Amplio rango
de datos sin orientación preferencial.
Concéntrica, típicamente >70°
Rumbo NE, subvertical.
TIPO 4C, D (HIDROTERMAL TARDÍA)
TIPO 4 (HIDROTERMAL TARDÍA)
N ± 30°
148
Relaciones
Premineralización, asociadas con
la Tonalita Sewell?
Asociado con dacitas. Vetillas
tipo 2 sin orientación preferencial.
Vetillas tipo 3 más focalizadas.
Fallas inversas comunes,
asociadas con la Pipa Braden.
Fallas principalmente (de rumbo).
Menores vetas paralelas a Zona de
Falla Teniente.
Vetillas hidrotermales tardías que
no caen dentro de los tipos 3 o 4.
149
Figura 5.7: (a) Fallas regionales en el área donde se localiza la mina El Teniente. Se puede observar la ubicación del yacimiento dentro de la intersección de la Zona de
Falla El Teniente y la Zona de falla Codegua, además de los límites de la sub-cuenca La Juanita-El Azufre donde se ubica el yacimiento. (b) Ilustración esquemática de
la Zona de Falla El Teniente. En la red estereográfica se observa la orientación preferencial NNE de las estructuras dentro de la zona mencionada. Modificadas de
Cannell et al. (2005) y Godoy (2005), respectivamente.
5.3
PETROGRAFIA Y TIPOS DE ALTERACION HIDROTERMAL RECONOCIDOS
DENTRO DE LA MINA
5.3.1 MUESTREO
De un total de 359 testigos paleomagnéticos, 189 fueron obtenidos a partir de 83 bloques
orientados, asociados a cuatro sectores del yacimiento. El tipo de muestreo desarrollado en este
caso, se basa en la disposición de no utilización de gasolina dentro de las instalaciones de la
misma (ver ANEXO A). Complementariamente se muestrearon cuatro sondajes diamantina (DD) y
un sondaje geotécnico. Con el fin de comparar las diferentes propiedades de rocas mineralizadas
versus roca no alterada, también fueron perforados 8 sitios en sectores aledaños a la mina. La
ubicación y su respectiva codificación se indica en la tabla 5.2.
Si bien la unidad predominante en el muestreo corresponde al CMET, también se consideró el
Pórfido Diorítico-Cuarcífero, Pórfido Dacítico Teniente, la Brecha Marginal, Brecha Braden y
el Complejo Volcánico El Teniente (CVET). Todas las muestras obtenidas presentan evidencias
de alteración biotítica y, en menor medida, clorítica, propilítica, cuarzo-sericita, hidrotermal tardía y
argílica. La ubicación de los sectores de muestreo dentro de la mina, sondajes y sitios aledaños es
ilustrada en las figuras 5.8 y 5.9.
150
Tabla 5.2: Ubicación de los sitios y sondajes DD muestreados para el estudio paleomagnético. Se excluye la
localización de los bloques orientados (ver figura 5.8).
BLOQUES ORIENTADOS
Muestreo Año 2000-2001-2003
Sector muestreado
Litología
(interior mina)
Complejo Máfico El Teniente
Teniente Sub-6
Pórfido Diorítico-Cuarcífero
Esmeralda
Dacita Teniente
Regimiento
Número de
bloques
16
Código
Paleomagnético
00ETM
Complejo Máfico El Teniente
26
00ETE
Brecha Marginal
Brecha Braden
Complejo Máfico El Teniente
10
04PDT
Pórfido Dacítico Teniente
Complejo Máfico El Teniente
31
01TR
TOTAL MUESTRAS OBTENIDAS DE BLOQUES ORIENTADOS
SITIOS
Muestreo Año 2000-2004
Nombre del muestreo y
litología
Superficie:
Formación Farellones
Coya:
Formación Farellones
SONDAJES
Muestreo año 2000-2005
Unidad litológica
muestreada
Complejo Máfico El
Teniente (CMET)
Sitio
Sitio 1
Sitio 2
Sitio 3
Sitio 4
Sitio 1
Sitio 2
Sitio 3
Sitio 4
Sondaje
ET-1830
ET-2426
ET-2450
ET-2480
SG-184
Ubicación (En UTM)
Código
Paleomagnético
6225320N / 369500E
00ET01
6225420N / 369520E
00ET02
6225420N / 369800E
00ET03
6227000N / 365800E
00ET04
6232178N / 373965E
04CY01
6232178N / 373965E
04CY02
6234003N / 375770E
04CY03
6227185N / 365514E
04CY04
TOTAL MUESTRAS SITIOS
Ubicación
Código
1220E / 620N
ETS1
970E / 1260N
SA
820N / 720E
SB
1280N / 360E
SC
1360N / 60E
SG
TOTAL MUESTRAS SONDAJES
TOTAL MUESTRAS UTILIZADAS
151
Número de testigos
paleomagnéticos
30
46
28
85
189
Número de muestras
51
42
93
Número de Muestras
13
6
6
5
44
74
356
Figura 5.8: (a) Mapa geológico local, cota 2284 mt, ilustrando la ubicación de los sectores de muestreo (en azul), las
galerías de las faenas de la mina y la localización de los sondajes utilizados para el estudio. El sistema de referencia
corresponde a las coordenadas de la mina. Modificado de y Superintendencia de Geología CODELCO-El Teniente
(2000) y Maksaev et al. (2004).
152
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (a) Teniente
Sub-6 y (b) Regimiento.
153
154
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (c) Esmeralda.
Figura 5.8 (cont.): Localización de los bloques orientados dentro de los diferentes sectores de muestreo. (d.1) y (d.2)
Dacita Teniente.
155
Figura 5.9: Sitios asociados al muestreo distrital en las proximidades del yacimiento El Teniente. Corresponde
predominantemente a rocas volcánicas. Modificado de Superintendencia Geología, CODELCO-CHILE División El
Teniente (1997).
156
5.3.2 EVIDENCIAS DE ALTERACION HIDROTERMAL POR SECTOR Y/O SONDAJE
Para el establecimiento de la relación entre los minerales magnéticos y las asociaciones de
minerales de alteración hidrotermal reconocidas en el yacimiento, se realizó un estudio
petrográfico de las muestras paleomagnéticas, de tal forma que sus resultados puedan sugerir su
génesis conjunta y, por ende, la influencia de la superposición de los diferentes fenómenos
hidrotermales sobre las propiedades magnéticas de las rocas. En aquellos casos en que su relación
a nivel óptico es más compleja, un estudio químico de los minerales de alteración más
representativos permite complementar la información existente y, por ende, fundamentar estas
interpretaciones de manera cuantitativa. Las descripciones de las muestras asociadas a cada
sector, así como la relación propuesta vetilla-alteración hidrotermal pueden ser consultadas en el
ANEXO D y E, respectivamente.
5.3.2.1 SECTOR TENIENTE SUB-6
Basado en los antecedentes entregados por la mina, en este sector existen rocas
correspondientes al Pórfido Diorítico-Cuarcífero, Brechas Hidrotermales y CMET. Tanto a
nivel macroscópico como en corte transparente es difícil establecer una diferencia clara entre
estas unidades litológicas, considerando la alteración hidrotermal que presentan.
Aquellas muestras asignadas al Pórfido Diorítico-Cuarcífero poseen una textura primaria
porfírica, con fenocristales de plagioclasa subhedral-anhedral más grandes y escasos en
comparación a otras unidades analizadas en la mina (3-1 mm). Las maclas de este mineral se
observan semi-difusas a difusas, con parches grises-amarillentos y reemplazo parcial por
magnetita fina. Ocasionalmente sólo existen pseudomorfos, producto del reemplazo penetrativo
por sericita y cuarzo. También existen evidencias de ferromagnesianos previos, en función de la
presencia de texturas sageníticas-clorita. La masa fundamental está completamente reemplazada
por biotita y cantidades menores de cuarzo granular-anhidrita. En menor medida aparece magnetita
gruesa-glomerocúmulos de rutilo y obliteración de la textura previa por un agregado grueso de
anhidrita-cuarzo con textura de mosaico. Las vetillas presentes en este sector podrían ser de tipo 2
y 3, según análisis de Cannell et al. (2005).
157
Hacia los bordes de esta unidad, en zonas de contacto con la Brecha Hidrotermal, se
reconocen ocasionales fragmentos líticos con alteración biotítica (con evidencias de su textura
original) y con cuarzo granular-menor magnetita fina. Para muestras que, por definición,
corresponden a esta unidad, no se reconocieron características que permitan clasificarla como una
brecha (similaridades con la litología del CMET ).
El CMET en este sector posee textura primaria porfírica, con fenocristales de plagioclasa
euhedrales-subhedrales, difusión moderada de las maclas asociada a parches amarillentos y
reemplazos débiles por magnetita fina y biotita diseminada. La masa fundamental es un agregado
de biotita-magnetita gruesa y menor cuarzo-anhidrita intersticial. Ocasionalmente existe calcopirita
diseminada y clorita. La intensidad de alteración cuarzo-sericita es menor que la evidenciada por el
Pórfido Diorítico-Cuarcífero, principalmente asociada con vetillas tipo 3 (Cannell et al., 2005) y
mayor presencia de magnetita.
5.3.2.2 SECTOR ESMERALDA
Las litologías muestreadas en este sector corresponden al Pórfido Diorítico-Cuarcífero,
CMET y la Brecha Marginal. En contraste con sectores antes descritos, su diferenciación
litológica es más marcada, pudiendo establecerse parcialmente las texturas primarias de la roca
alterada.
Las muestras del Pórfido Diorítico-Cuarcífero son similares a las antes descritas, es decir,
presentan textura porfírica, con fenocristales euhedrales-subhedrales de plagioclasa hasta de 4
mm, con bordes carcomidos y alterados a un agregado de sericita-arcillas (pseudomorfos
ocasionales). La masa fundamental está recristalizada a un agregado de cuarzo granular-difuso
con textura de mosaico y cantidades variables de sericita-anhidrita-sulfuros diseminados (calcopiritapirita-bornita->galena). En base a la clasificación de Cannell et al. (2005), esta unidad está afectada
principalmente por vetillas tipo 3.
La Brecha Marginal es de naturaleza heterolítica, compuesta principalmente por fragmentos
líticos redondeados-angulosos, con evidencias de alteración cuarzo-sericita, escasamente porfíricos
con pseudomorfos de plagioclasa; y fragmentos de cuarzo mono-policristalino. La matriz
158
corresponde a polvo de roca (fragmentos menores a 10 micrones), con anhidrita intersticial y
calcopirita-esfalerita diseminada. En forma puntual se observan trazas de hematita acicular en
asociación con crisocola y arcillas.
Para el CMET los fenocristales de plagioclasa son subhedrales, con macla muy difusa. En
aquellos cristales con menor evidencia de alteración biotítica, se reconoce la presencia de parches
amarillentos y reemplazos por magnetita fina en cúmulos o diseminada. Cuando la biotitización y
alteración cuarzo-sericita son intensas, la plagioclasa se observa completamente obliterada. La masa
fundamental es un agregado de biotita fina penetrativa-menor cuarzo difuso, con escasa anhidrita
intersticial o que rodea cúmulos de magnetita. Puede presentar reemplazos por cuarzo granular
y/o en mosaico, o bien, por la asociación cuarzo difuso+anhidrita+magnetita cristalina euhedralsubhedral+>clorita-turmalina. Teniendo en cuenta que existe un predominio del halo fílico-silíceo
para las vetillas que afectan esta litología, posiblemente se clasifiquen como tipo 2 y 3 (Cannell et
al., 2005), a las que se superponen vetillas tipo 4 (Cannell et al., 2005).
5.3.2.3 SECTOR REGIMIENTO
Una de las particularidades de este sector es que todas las muestras fueron obtenidas desde el
CMET, el que registra diferentes asociaciones de minerales de alteración y vetillas de
composición heterogénea que se cortan entre sí.
La textura porfírica de la roca está parcialmente obliterada, siendo posible reconocer los
fenocristales cuando existe un predominio de biotita como mineral de alteración. La plagioclasa
evidencia los típicos parches amarillentos y maclas semi-difusas antes descritas para esta unidad.
Cuando la alteración hidrotermal es penetrativa (biotítica intensa o fílica), se presenta desgarrada y
muy difusa, con menor reemplazo por cuarzo y magnetita euhedral fina.
Las características de la masa fundamental dependen de la muestra, correspondiendo a un
agregado de biotita anaranjada-menor cuarzo-anhidrita en intersticios y cantidades variables de
magnetita gruesa (0.1-0.5 mm), aumentando su cantidad en base a las evidencias del reemplazo
de biotita por turmalina, y desapareciendo en cercanía de halos fílicos de vetillas. Sobreimpuesta a
la biotitización previamente descrita, ocurre la asociación cuarzo difuso o semigranular-turmalinaclorita-magnetita-menor anhidrita, o bien, de cuarzo-sericita, reconociéndose en ambos casos la
159
presencia ocasional de biotita decolorada. El número y tipificación de vetillas en este sector es
amplia, dado el desarrollo de stockworks (tipo 2, 3 y 4; Cannell et al., 2005).
5.3.2.4 SECTOR DACITA TENIENTE
Para este sector, el CMET se presenta como una roca porfírica con alteración biotítica y/o
fílica intensa dependiendo de la cercanía a la Dacita Teniente. Cuando la textura primaria es aún
distinguible, existen fenocristales de plagioclasa subhedrales, parcialmente reemplazados u
obliterados por sericita-caolinita. La masa fundamental corresponde a un agregado granular de
biotita gruesa café oscura-cuarzo granular-calcopirita entrecrecida con menor bornita y anhidrita,
gradando a la asociación cuarzo en mosaico-anhidrita-sericita-rutilo. La vetillas de cuarzo-anhidrita y
calcopirita-pirita evidencian halos predominantemente sericítico-silíceos, lo que permite
clasificarlas como tipo 3, según el esquema de Cannell et al. (2005). Si bien aquellas muestras de
la Brecha Hidrotermal no se diferencian mayormente del CMET, ocasionalmente se reconocen
fragmentos porfíricos biotitizados de vagos bordes de contacto.
El Pórfido Dacítico Teniente posee textura porfírica gruesa, fenocristales de plagioclasa y
biotita euhedrales-subhedrales parcialmente sericitizados y cloritizados, dentro de una masa
fundamental recristalizada a un agregado de cuarzo granular y en mosaico-anhidrita-menor rutilo
con calcopirita y pirita diseminada. Presenta vetillas de cuarzo delgadas y de cuarzo-anhidrita más
gruesas.
5.3.2.5 SONDAJES CMET
¾ DDH-1830: Entre 152.7-176.6 m (Gabro menos alterado, Faúndez et al., 2002)
Presenta fenocristales de plagioclasa subhedrales con macla semi-difusa, parches
amarillentos, y un reemplazo débil-parcial por biotita-magnetita fina. La masa fundamental
corresponde a un agregado de biotita amarillenta con reemplazos variables de clorita-magnetita
gruesa y escasa anhidrita. Ocasionalmente se observa cuarzo granular recristalizado y vetillas de
clorita-anhidrita-calcopirita a las que se puede relacionar un halo propilítico.
160
¾ DDH-2450: Entre 38.7-62.2 m
En este sondaje, la plagioclasa presenta reemplazos de intensidad variable por magnetitacuarzo, asociado con parches difusos color amarillo. En la masa fundamental se reconoce la
asociación biotita-magnetita gruesa, ocasional cuarzo difuso-magnetita fina y microlitones de
plagioclasa recristalizados. En general, a medida que aumenta la proporción de calcopirita-bornita
disminuye la magnetita.
¾ DDH-2480: Entre 73.05-84.5 m
Su textura primaria es similar a la anterior. La masa fundamental está compuesta por biotita
oscura, cuarzo difuso y menor anhidrita, con calcopirita en cúmulos y/o diseminada.
Ocasionalmente, en los cortes se observan zonas más difusas correspondientes a cuarzomagnetita fina, probablemente previa a la asociación mineralógica antes descrita, ya que se
reconoce en sus intersticios.
¾ SG-184: Entre 37.35-69.15 m y 123.3-222.45 m
Estas muestras se caracterizan por la presencia generalizada de plagioclasa con reemplazos por
magnetita fina y/o por el predominio de agregados de cuarzo-magnetita en la masa fundamental
respecto a la asociación biotita con evidencias de menor cloritización, cuarzo y magnetita gruesa
accesoria. Las vetillas dominantes están formadas por cuarzo-anhidrita-sulfuros (calcopirita-bornita
±molibdenita±digenita).
161
5.4 ASOCIACIONES DE ALTERACION HIDROTERMAL VERSUS MINERALOGIA
MAGNETICA
5.4.1 FAMILIA I: MAGNETITA FINA (en plagioclasa-con cuarzo en masa fundamentalcon cuarzo en vetillas)
EVIDENCIAS OPTICAS
Sus características distintivas a nivel de corte transparente son la forma, predominantemente
cúbica-dodecaédrica, su tamaño, color gris a gris café e isótropía a luz reflejada. Esta magnetita, es,
en general, euhedral-subhedral, con tamaños entre <1-15 Pm, siendo, eventualmente, menor al
rango indicado (fig. 5.10). Se reconoce predominantemente en las muestras de los sectores
Teniente Sub-6 y Regimiento (Pórfido Diorítico-Cuarcífero y CMET), así como en los sondajes
DDH-1830 y SG-184, donde las evidencias de alteración hidrotermal fílica son ausentesmoderadas.
Figura 5.10: Imagen BSEM correspondiente a magnetita fina (0.1-1 Pm) asociada a zonación en plagioclasa. En
microscopio óptico, este tipo de magnetita casi no es detectado. Hacia el centro del cristal se observa magnetita en
parches. Muestra ETM-1602B.
162
Este tipo de magnetita se reconoce en relación a dos asociaciones mineralógicas distintivas:
(1) Magnetita fina como inclusiones y/o reemplazo en plagioclasa (TIPO Ia). Corresponde a un
reemplazo selectivo-penetrativo heterogéneo de plagioclasa por magnetita, asociado a un
oscurecimiento por “parches” a luz transmitida y “blanqueamiento” en imágenes electrónicas
retrodispersadas (BSEM). Ocasionalmente, aunque las observaciones microscópicas no permiten
identificar estas evidencias en los fenocristales de plagioclasa, a mayor resolución (microscopio
electrónico) se reconocen inclusiones de magnetita muy fina (d 1 Pm), cuya presencia sigue los
patrones de clivajes y zonación del cristal huésped (Fig. 5.11 y 5.12.a, b y c).
(2) Asociación
magnetita-cuarzo
ó
magnetita-cuarzo-sericita
(TIPO
Ib).
Magnetita
principalmente euhedral, entre 1-10 Pm, que puede presentarse con cuarzo reemplazando la masa
fundamental de la roca huésped, con textura semi-difusa distintiva relacionada a recristalización.
Este cuarzo posee extinción ondulosa, bordes predominantemente lobulados y, en ocasiones,
textura de mosaico (Fig. 5.12.d, e y f). La asociación magnetita fina-cuarzo±sericita ocurre
como relleno de vetillas sinuosas, discontinuas y de bordes irregulares, con escasa presencia de
inclusiones fluidas de vapor+gas, que pueden cortan vetillas mineralizadas con cuarzo-anhidritaturmalina y sulfuros (fig. 5.13.a y b). Ligado a estas vetillas, en el halo de alteración
correspondiente existe un reemplazo penetrativo de plagioclasa por magnetita+sericita, dando
origen a pseudomorfos tabulares, de bordes irregulares, que tienden a disminuir a medida que
aumenta la distancia a la vetilla (Fig. 5.13.c, d, e y f).
163
164
Figura 5.11: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa. (a) Fenocristales con reemplazo débil a parcial por magnetita (ETM-1601A). (b)
Plagioclasa con zonación bien definida y alteración débil en parches por magnetita que a mayor aumento (c) posee magnetita aún más pequeña que sigue de
forma selectiva el patrón composicional del cristal (DDH1830-1527). Imagen de detalle en cristal de plagioclasa con evidencias de la alteración por magnetita
fina en una banda de zonación y de manera heterogénea en otro sector del cristal. (d) a nícoles paralelos. (e) nícoles cruzados y (f) luz reflejada (ETM-1201A).
(a), (d), (e) y (f): Microfotografías obtenidas por microscopio óptico. (b) y (c) Fotografías BSEM.
165
Figura 5.12: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa. (a) Fenocristal con evidencias de reemplazo parcial por magnetita (SG18445.5). (b) Parche de magnetita fina que involucra cambios en la coloración de la plagioclasa (ETM1201A). (c) Similar al anterior, pero con un patrón menos
definido (ETM-1601A). (d) Reemplazo de la masa fundamental por magnetita+cuarzo, donde se observa la diferencia entre una zona con magnetita y una sin
magnetita (SG184-171.0). (e) Imagen de detalle en zona con magnetita (ETM-0302) y (f) Magnetita fina y euhedral relacionada a este tipo de reemplazo (ETM0302).
Figura 5.13: Asociación cuarzo+sericita+magnetita. (a) Vetilla de bordes irregulares donde se observa la asociación
mencionada (ETR2901A). (b) a nícoles cruzados, donde se reconoce claramente la sericita (ETR2901A). En relación
al halo de alteración para este tipo de vetillas, en (c) se observan pseudomorfos de plagioclasa parcial a totalmente
reemplazados por magnetita (ET2247). (d) Plagioclasas con reemplazo penetrativo de magnetita, cuyas
características son intermedias entre la textura de alteración aquí ilustrada y la textura de aquella magnetita en
parches mostrada en las figuras 5.10 y 5.11. (ETM1501A). (e) Plagioclasa con reemplazo total por un agregado de
cuarzo-sericita-magnetita con difusión de los bordes del mineral huésped (ETR2901A). (f) El mismo cristal, pero a
nícoles cruzados. (a), (b), (c), (e) y (f), microscopio óptico. (c), microfotografía BSEM.
166
COMPOSICION QUIMICA DE LAS PLAGIOCLASAS
Para corroborar y/o sugerir cuál es la relación desde el punto de vista genético para una
asociación mineralógica de alteración con una determinada familia de minerales magnéticos, se
realizó un estudio químico-textural detallado de las plagioclasas pertenecientes a las unidades del
yacimiento muestreadas, lo que permite entender cuál es el efecto que produce el fenómeno
hidrotermal identificado sobre la movilidad catiónica del Na+, Ca2+, Si4+, Fe2+ y Fe3+ en
comparación a una roca similar, pero no alterada. La figura 5.14 ilustra los diagramas ternarios de
composición para feldespatos asociados al muestreo denominado Interior Mina (roca huésped de
la mineralización: sectores Teniente Sub-6, Dacita Teniente y Esmeralda) y para el Complejo Volcánico
El Teniente (Fm. Farellones-Colón-Coya indiferenciadas: roca fresca), correspondientes a este trabajo.
Se excluyó de este estudio el sector Regimiento, dado el grado de obliteración por alteración de
las plagioclasas.
Las plagioclasas analizadas presentan contenidos de albita (NaAlSi3O8) y anortita
(CaAl2Si2O8) entre bitownita a andesina (An85-An40), concentrándose en el intervalo de la
labradorita-andesina (An65-An45, Fig. 5.13.a). Para el sondaje DDH-1830, con menores
evidencias de alteración que en las muestras anteriores, indican el predominio de plagioclasa tipo
labradorita (An60-An50). Es importante mencionar también la diferencia entre los intervalos
composicionales asociados a cada sector, las que se pueden atribuir a la heterogeneidad intrínseca
de la roca de caja o a las diferencias texturales asociadas al mineral analizado. Los resultados
correspondientes a rocas volcánicas sin evidencias de alteración (Complejo Volcánico El
Teniente) se distribuyen de forma bimodal, bastante más homogéneos que en el caso de rocas
alteradas, ya que las composiciones del muestreo Coya caen dentro del campo de la labradorita
(An65-An50), mientras que aquellas obtenidas a partir del muestreo Superficie se ubican
predominantemente en el campo de la Andesina (An36-An45, Fig. 5.14.b).
Las composiciones obtenidas en este estudio para plagioclasas del CMET alterado son
comparables con aquellos indicados por Skewes et al. (1999) y Burgos (2002) para plagioclasas
de intrusivos máficos menos alterados dentro de la mina (Fig. 5.15.a). En relación a los análisis
del Complejo Volcánico El Teniente presentan una superposición parcial, lo que se explica en
base a su amplio intervalo composicional (Fig. 5.15.b).
167
Figura 5.14: Gráficos composicionales ternarios para feldespatos, en los que se ilustran los resultados de
plagioclasas asociados a este trabajo. (a) Muestreo Interior Mina, correspondiente a rocas con alteración hidrotermal
(Teniente Sub-6, Esmeralda, Dacita Teniente). (b) Rocas encajantes menos alteradas (Complejo Volcánico El
Teniente).
Existe un patrón de zonación predominantemente normal y, en menor medida, oscilatorio para
las plagioclasas estudiadas, respaldado tanto cuantitativa como cualitativamente (por medio de
microsonda y variaciones en la escala de grises intercaladas identificadas en imágenes BSEM de
este mineral, respectivamente). Considerando lo anterior, se puede realizar la comparación de los
análisis realizados para una mismo cristal de plagioclasa representativos de rocas alteradas
respecto a aquellos señalados por Burgos (2002) para plagioclasas zonadas del CMET (Fig.
5.16). Estos resultados revelan una notoria coincidencia entre el intervalo composicional definido
por las plagioclasas zonadas del muestreo Interior Mina respecto a una roca huésped tipo
Diabasa Textura Gruesa y Dique Basáltico de Textura Fina. Para la Diabasa de Textura Fina,
Diques Basálticos de Textura Gruesa y Brecha de Diabasa Textura Gruesa, los contenidos de
anortita (CaAl2Si2O8) en plagioclasa son menores que los esperados hacia los bordes de los
cristales.
Respecto a la distribución en plagioclasa de los cationes componentes, los diagrama Na+
versus Ca2+ (Fig. 5.17.a) y Si4+ versus Al3+ (Fig. 5.17.b) poseen una fuerte correlación negativa,
siendo la concentración de estos elementos menor que en rocas más alteradas. Aunque esta
tendencia podría ser producto de sustitución acoplada vinculada a zonaciones, el proceso que
controla la formación de “textura de parches” es similar (Si+Na œAl+Ca).
168
169
Figura 5.15: Superposición de los resultados asociados a plagioclasas correspondiente a rocas alteradas versus roca huésped. (a) Caso CMET menos alterado y (b) Caso
Fm. Farellones-Colón Coya indiferenciado.
Figura 5.16: Porcentajes de anortita en plagioclasas zonadas y/o con parches en los sectores de muestreo. Cada
cristal corresponde a una línea y los intervalos en rosado fueron definidos para la roca de caja en base a Burgos
(2002). (a) Diabasa textura gruesa. (b) Diabasa textura fina. (c) Diques basálticos de textura gruesa. (d) Diques
basálticos de textura fina. (e) Brecha de diabasa textura gruesa. (f) Filón manto Tunel Copado.
170
No ocurre lo mismo para Si4+ versus % anortita y Si4+ versus Fe3+ (Fig. 5.17.c y d), ya que la
fuerte dispersión que ambos gráficos presentan no permite establecer tendencias, como en el caso
de plagioclasas en roca fresca (Karsli et al., 2004; entre otros). Eventualmente los valores
calculados para Fe3+ en plagioclasa podrían relacionarse a las microinclusiones de magnetita
identificadas en el análisis petrográfico previo.
Figura 5.17: Gráficos de composición molecular para plagioclasas del yacimiento y rocas volcánicas adyacentes,
que ilustran los mecanismos de substitución de (a) Ca2+ œ Na+, (b) Al3+ œ Si4+ y (c) Fe3+ œ Si4+. (d) % Anortita
versus Fe3+, mostrando la relación de este catión con la presencia de este mineral dentro de la solución sólida. En (a)
y (b) se esbozan las diferentes tendencias señaladas en el texto.
171
Considerando las evidencias de variaciones composicionales presentadas para las plagioclasas
en estudio, se realizaron mapas de concentración de elementos con el fin de caracterizar
cualitativamente la distribución catiónica dentro de estos minerales y definir la relación con
patrones de zonación y/o alteración hidrotermal. Los resultados indican que, en general, la
ocurrencia de parches de magnetita está ligada a un aumento relativo de Ca2+ y menor Al3+, así
como una depresión de Na+ y Si4+, en respuesta a los mecanismos de sustitución catiónica antes
mencionados (Fig. 5.18). Se excluye de estos mapas el catión K+, dada su baja concentración en
los cristales analizados. Aunque estas diferencias pueden visualizarse en las microfotografías
BSEM (contraste de grises) cuando la magnetita es menor a 1 Pm la decoloración no es evidente.
La sectorización composicional irregular en plagioclasas con evidencias de magnetita en
parches es corroborada por los mapas de distribución de albita y anortita obtenidos a partir de los
resultados de microsonda, si bien conservan en parte un patrón normal de zonación (Fig. 5.19 y
tabla 5.3). Eventualmente la biotitización débil-moderada presente en algunos cristales podría
modificar en parte las conclusiones antes expuestas.
172
173
Figura 5.18: Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas. Sólo se considera la distribución de aquellos cationes con relevancia en el análisis (ver texto), donde la
escala de colores indica su concentración relativa.
174
Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas.
175
Figura 5.18: (cont.) Mapeos de elementos para plagioclasas alteradas.
Figura 5.19: Mapeo de concentraciones de albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8). (a) La microfotografía a
nícoles paralelos muestra la plagioclasa analizada, donde en el zoom se ubican los valores An-Ab obtenidos. Los
mapas (c) y (d) donde se observa la distribución de Ab-An respectivamente, fueron obtenidos por el programa
SURFER 8 respecto al algoritmo del vecino más cercano (ETM1101A).
176
33
49.74
0.09
30.36
0.45
0.00
0.00
13.53
4.13
0.06
98.37
8
53.25
0.09
27.71
0.26
0.00
0.00
11.15
5.70
0.07
98.56
Composición
An
51.72
Ab
47.88
Ort
0.39
64.19
35.45
0.36
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
2.45
2.31
Si4+
0.00
0.00
Ti4+
1.49
1.64
Al3+
0.01
0.01
Fe3+
0.00
0.00
Mn2+
0.00
0.01
Mg2+
0.50
0.67
Ca2+
0.54
0.37
Na+
0.01
0.00
K+
TOTAL
5.00
5.00
Análisis Nq
% Oxido
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
MnO
MgO
CaO
Na2O
K 2O
TOTAL
65.01
34.04
0.95
2.22
0.00
1.67
0.00
0.00
0.00
0.69
0.36
0.01
5.00
48.36
0.09
30.39
0.00
0.00
0.14
13.67
3.95
0.17
96.77
57
39.35
59.74
0.91
2.55
0.00
1.38
0.07
0.00
0.00
0.40
0.61
0.01
5.00
56.53
0.06
25.89
1.99
0.00
0.00
8.23
6.90
0.19
99.76
73
49.38
49.97
0.65
2.51
0.00
1.48
0.00
0.00
0.00
0.50
0.51
0.01
5.00
55.70
0.08
27.85
0.11
0.00
0.00
10.35
5.79
0.11
99.98
80
177
62.78
36.85
0.37
2.38
0.00
1.59
0.03
0.00
0.00
0.62
0.37
0.00
4.99
52.32
0.07
29.73
0.74
0.00
0.00
12.80
4.15
0.06
99.87
93
57.52
41.73
0.76
2.42
0.00
1.55
0.01
0.00
0.00
0.58
0.43
0.01
5.01
52.99
0.13
28.81
0.39
0.00
0.00
12.12
4.86
0.13
99.44
100
Tabla 5.3: Análisis seleccionados de plagioclasas asociados al mapeo de distribución mostrado en la figura 5.19.
52.09
47.13
0.77
2.33
0.00
1.63
0.00
0.00
0.01
0.64
0.37
0.01
5.00
50.24
0.14
29.94
0.00
0.00
0.00
12.86
4.23
0.20
97.76
118
61.28
37.93
0.79
2.37
0.00
1.62
0.01
0.00
0.00
0.61
0.38
0.01
5.01
52.01
0.13
30.22
0.23
0.00
0.00
12.57
4.30
0.14
99.61
132
45.46
53.65
0.89
2.52
0.00
1.43
0.03
0.00
0.00
0.46
0.55
0.01
5.00
55.66
0.81
26.98
0.81
0.00
0.00
9.60
6.26
0.16
99.45
138
79.73
19.92
0.35
2.15
0.00
1.80
0.01
0.00
0.00
0.84
0.21
0.00
5.00
46.48
0.05
33.02
0.22
0.00
0.04
16.99
2.34
0.06
99.20
151
5.4.2 FAMILIA II: MAGNETITA + BIOTITA. Distinción entre asociaciones mineralógicas
que involucran biotitización
EVIDENCIAS OPTICAS
La biotitización es una alteración que se presenta en todos los testigos paleomagnéticos de los
sectores analizados, exceptuando aquellos correspondientes a la Brecha Braden y sitios fuera del
yacimiento. A nivel de muestra de mano se observa un “oscurecimiento” de la roca huésped
consecuente con el color de este mineral, alteración que oblitera parcialmente la textura porfírica
de la roca afectada. Se observa también la ocurrencia de vetillas con biotita y/o biotita-sulfuros.
En corte transparente, esta alteración corresponde a un reemplazo preferente por biotita de la
masa fundamental, en asociación con recristalización y/o reemplazo por cuarzo, cantidades
variables de anhidrita y menor feldespato potásico. En plagioclasas se evidencia como un
reemplazo parcial o en “cluster” por este mineral, con bordes “deshilachados” y pérdida de los
patrones de zonación cuando la biotitización es más intensa.
En relación a esta alteración hidrotermal puede presentarse magnetita ó sulfuros
(predominantemente calcopirita y bornita). Por lo tanto, es necesario establecer las diferencias
texturales y químicas respecto a aquellas biotitas que se relacionan a uno u otro mineral, con el
fin de explicar su naturaleza y, eventualmente, definir su temporalidad dentro de la evolución del
yacimiento. Las características petrográficas observadas a microscopio óptico en el CMET
permiten establecer la siguiente clasificación.
¾ Biotita TIPO I
Corresponde a la asociación mineralógica biotita+magnetita+menor cuarzo-anhidrita, siendo la
presencia de magnetita distintiva. La biotita es media-fina, de color café claro, con tamaños entre
100-50 Pm; de bordes definidos y con pleocroismo débil (Fig. 5.20). Es de carácter penetrativo
en la masa fundamental, pero ausente-débil en fenocristales de plagioclasa. En los intersticios de
este mineral se observa la presencia predominante de cuarzo granular-difuso y anhidrita escasa,
irregular y pequeña. La magnetita es el segundo mineral en abundancia en la asociación
mencionada, en coexistencia directa con la biotita. Predominantemente subhedral, de bordes
irregulares, tamaños entre 200-30 Pm, con un intervalo preferente entre 80-30 Pm y en general,
con microinclusiones euhedrales de cuarzo (Fig. 5.21).
178
¾ Biotita TIPO II
Definida por la asociación biotita+cuarzo+rutilo+menor anhidrita, muy penetrativa, domina en los
sectores de muestreo Regimiento y Esmeralda. Su característica distintiva es la ausencia de
magnetita. Corresponde a una biotita anaranjada, media-muy fina, entre 100-40 Pm, con ausencia
de pleocroismo y escasa presencia intersticial de cuarzo y anhidrita ocasional. También ocurre, en
coexistencia directa con este tipo de biotita, rutilo café oscuro, predominantemente subhedral,
formando glomerocúmulos y diseminado. Esta alteración puede presentarse como un reemplazo
penetrativo de la masa fundamental, con alteración moderada de plagioclasas en bordes, fracturas
y, en algunos casos, diseminada y en “cluster” dentro de este mineral (Fig. 5.22.a, b, c y d); o
bien asociada a halos difusos de alteración de vetillas, predominantemente compuestas por
cuarzo+anhidrita+<clorita-sulfuros (Fig. 5.22.e y f). En este caso, a pesar que no se observa
directamente un halo, existe un desequilibrio, evidenciado principalmente en biotitas TIPO I,
tendiendo a desaparecer la magnetita a medida que disminuye la distancia a la vetilla.
¾ Biotita TIPO III
Corresponde a la asociación biotita+anhidrita+cuarzo+sulfuros+>rutilo, siendo distintiva la
asociación con sulfuros diseminados (principalmente calcopirita y bornita). Ocurre principalmente
en las muestras del sector Dacita Teniente. En este caso los cristales de biotita son de color café
oscuro a pardo anaranjado, tamaños entre 200-50 Pm, con pleocroismo moderado, pudiendo
evidenciar un desarrollo mayor a las biotitas previamente descritas y presentarse más “separada”
que las otras familias. Coexiste con grandes cristales de anhidrita y cuarzo granular intersticial,
con una abundancia relativa mayor que en los otros casos (Fig. 5.23).
¾ Otras Biotitas (relacionada a vetillas)
Son escasas dentro del muestreo realizado y se observan en algunos especímenes del sondaje
SG-184 y ocasionalmente en el sector Regimiento. Se reconocieron tres sub-tipos: la primera,
correspondiente a cristales alargados grandes de color anaranjado, presentes como relleno de
vetillas rectas que pueden asociarse con cuarzo-anhidrita (Fig. 5.24.a y b). La segunda es una
biotita muy fina en vetillas de bordes irregulares y asociada a calcopirita (Fig 5.24.e y f). La
tercera es observada como halo de vetillas irregulares de cuarzo-anhidrita-sulfuros (bornita, calcopirita
y molibdenita)-menor clorita, donde tiende a ser fina y en ocasiones presentarse diseminada dentro
de la vetilla (Fig. 5.24. c y d).
179
Figura 5.20: Microfotografías de biotita TIPO I, donde en (a) y (b) se evidencia como reemplazo de la masa
fundamental en asociación directa con magnetita, la que se observa como opacos en coexistencia directa con este
mineral, que en algunos casos tiende a tener desarrollos mayores, entre 100-150 Pm (ETM-1602B). (c) Cúmulo de
magnetita en la masa fundamental (ETM-03). (d) A mayor aumento las magnetitas evidencian una forma
predominantemente subhedral, aunque algunos cristales también muestran formas euhedrales (ETM-1201A). (e) y (f)
A microscopio electrónico, donde se observa asociada a la masa fundamental y con cuarzo (ETM-1601y ETM0102A
respectivamente). (a), (b), (c) y (d) Microfotografías a luz transmitida, nícoles paralelos. (e) y (f) Microfotografías
BSEM.
180
Figura 5.21: (a) y (b) Microfotografías BSEM de magnetita asociada con biotita. En (c) se observa un zoom de la
microfotografía BSEM donde el análisis EDS (d) indica que corresponde a cuarzo. Los peaks de Fe se relacionan al
mineral huésped.
181
Figura 5.22: Microfotografías de biotita TIPO II. (a) Reemplazo penetrativo en la masa fundamental (ETR-1101B).
(b) Detalle del anterior evidenciando además el remplazo diseminado en plagioclasas. (c) Halo de vetilla en el que se
observa el paso gradual desde biotita sin magnetita a biotita+magnetita (ETM-1501A). (d) Similar al anterior, con una
zona de biotita+magnetita separada de una zona de biotita+reemplazo pseudomórfico de plagioclasa por magnetita
(ETM-03). (e) Biotita fina penetrativa (ETE-2602A). (f) Biotita asociada con cristales y glomerocúmulos de rutilo
(ETE-2301A). Microfotografías a luz transmitida, nícoles paralelos.
182
Figura 5.23: Microfotografías de biotita TIPO III. En (a) y (b) se observa su característico color más oscuro, así
como su relación directa con anhidrita como cristales alargados entrecrecidos con sulfuros (PDT-1403b). (c)
Reemplazo de la masa fundamental por este tipo de asociación de alteración, distinguiéndose la naturaleza porfírica
de la roca (PDT-0601A). (d) Desarrollo de opacos euhedrales-subhedrales en coexistencia directa con esta biotita. A
luz reflejada se deduce que corresponden a calcopirita (PDT-0601A). (e) y (f) Entrecrecimiento de biotita oscura con
bornita-calcopirita (PDT-0801A). (a)-(e) Luz transmitida, nícoles paralelos. (f) Luz reflejada.
183
Figura 5.24: Microfotografías de biotita asociada a estructuras. (a) y (b) Vetilla delgada recta con un relleno
sectorizado por biotita y/o biotita-anhidrita (SG184-222.45). (c) Halo de alteración de una vetilla de cuarzoanhidrita-clorita-biotita diseminada, compuesto por biotita gruesa y alargada (SG184-222.45). (d) Mismo que el
anterior, a nícoles cruzados. (e) y (f) Vetilla de bordes irregulares rellena por biotita fina y de carácter penetrativo a
nícoles paralelos y cruzados respectivamente. Microfotografías a luz transmitida.
184
COMPOSICION QUIMICA DE BIOTITAS
Considerando las diferencias texturales de los grupos identificados y con el objetivo de
caracterizar y diferenciar químicamente aquellas biotitas relacionadas a magnetita, se analizaron
aproximadamente 170 cristales correspondientes a los cuatro sectores de muestreo Interior Mina.
Corresponden a biotitización de la masa fundamental de la roca huésped, así la comparación se
realiza en base a una característica similar. Para su clasificación y el cálculo de la fórmula
estructural se utilizó el programa MICA+ (Yavuz, 1997, 2002 a,b; 2003). Algunos resultados se
señalan en la tabla 5.4. Es importante mencionar que dentro del muestreo realizado existen
evidencias de vetillas y enjambre de vetillas, cuyos halos de alteración difusos pueden interferir
con los resultados aquí expuestos, considerando los cambios metasomáticos que podrían
relacionarse a su emplazamiento (ver ANEXO E).
Para discriminar grupos dentro de las biotitas estudiadas, se realizó un Análisis de Componentes
Principales (ACP) a los porcentajes en peso en óxidos. Las figuras 5.25.a y b ilustran los círculos
de correlación obtenidos, donde aquellas proyecciones cercanas entre sí y/o antipodales
representan una asociación de óxidos correlacionada, siempre que se encuentren cercanas a la
circunferencia y a ejes representativos de un factor. Los factores que explican la mayor parte de
la varianza son cuatro: el primero (F1), con un 26% del peso total de la varianza, corresponde a
los óxidos MgO, SiO2 y FeOT, siendo los dos primeros cercanos al eje F1 (correlación positiva),
pero en oposición al FeOT (correlación negativa con los anteriores). El segundo factor (F2), con
un 14.6% del peso total de la varianza, corresponde a Na2O, CaO y, en menor medida, K2O, más
separados y distanciados de la circunferencia que aquellos óxidos antes mencionados. Es
importante señalar también la oposición entre CaO y K2O (correlación negativa. Fig. 5.25.a). El
factor F3 explica un 11% de la varianza y está determinado por la correlación positiva entre
Al2O3, Cr2O3 y K2O, moderadamente definida en el círculo de correlación F3-F4; y el factor F4,
con un 8.5% de la varianza explicada, se relaciona con BaO (Fig. 5.25.b). Al graficar los
resultados respecto de las tres variables que explican más del 50% de la varianza, se distinguen
tres grupos con mezcla parcial entre sí. Lo anterior es corroborado por la proyección de los
puntos en el plano F1-F2, correspondiente a los factores de mayor varianza (Fig. 5.25.c y d).
185
Si4+
AlIV
AlVI
Ti4+
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Zn2+
Ni2+
Ca2+
Na+
K+
Ba
OH*
F
Cl
Fe/Fe+Mg
5.71
2.29
0.84
0.23
0.00
1.78
0.02
3.03
0.00
0.00
0.01
0.02
1.78
0.01
3.83
0.14
0.04
0.37
5.63
2.37
0.69
0.28
0.00
1.83
0.02
3.01
0.00
0.01
0.00
0.04
1.83
0.00
3.73
0.24
0.03
0.38
5.83
2.17
0.87
0.20
0.01
1.94
0.02
2.70
0.00
0.00
0.02
0.02
1.73
0.00
3.78
0.19
0.03
0.42
5.80
2.20
0.76
0.25
0.00
1.97
0.00
2.71
0.02
0.00
0.01
0.02
1.80
0.00
3.78
0.20
0.02
0.42
ETM0302A
01-00
01-01
38.60
38.38
1.79
2.16
17.07
16.65
15.34
15.63
0.19
0.00
11.98
12.04
0.10
0.04
0.07
0.06
8.97
9.36
0.00
0.00
0.00
0.22
0.40
0.42
0.10
0.07
0.08
0.00
0.04
0.02
3.79
3.78
0.19
0.19
98.30
98.65
Fórmula estructural en base a 22 oxígenos
SiO2
TiO2
Al2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
BaO
ZnO
F
Cl
Cr2O3
NiO
H2O*
O=F,Cl
TOTAL
% Óxidos 05a-01
ETM1501A
00a-01
37.81
37.27
2.05
2.51
17.59
17.18
14.10
14.50
0.15
0.16
13.47
13.38
0.03
0.02
0.08
0.13
9.23
9.50
0.17
0.00
0.00
0.00
0.29
0.49
0.14
0.14
0.02
0.01
0.03
0.05
3.86
3.74
0.15
0.24
98.86
98.85
5.90
2.10
0.58
0.23
0.00
1.86
0.02
3.20
0.00
0.00
0.00
0.01
1.68
0.00
3.90
0.07
0.03
0.37
186
5.70
2.30
0.64
0.24
0.00
1.80
0.01
3.14
0.01
0.00
0.01
0.03
1.81
0.01
3.97
0.00
0.03
0.36
ETM1601A
00-01
05-00
39.06
37.71
1.99
2.08
15.02
16.56
14.74
14.22
0.14
0.11
14.22
13.95
0.02
0.06
0.04
0.09
8.70
9.42
0.03
0.16
0.00
0.11
0.16
0.00
0.10
0.10
0.03
0.00
0.00
0.00
3.90
3.98
0.09
0.02
98.06
98.51
6.09
1.91
0.81
0.19
0.00
1.32
0.01
3.86
0.00
0.00
0.01
0.00
1.76
0.00
3.99
0.00
0.01
0.25
5.92
2.08
0.67
0.19
0.02
1.36
0.02
3.75
0.01
0.00
0.03
0.01
1.70
0.00
3.69
0.28
0.02
0.27
ETE2602B
02-01
03a-03
40.33
39.18
1.65
1.66
15.28
15.46
10.44
10.74
0.11
0.17
17.16
16.66
0.08
0.17
0.00
0.03
9.11
8.84
0.00
0.04
0.00
0.12
0.00
0.59
0.03
0.09
0.02
0.16
0.00
0.04
4.09
3.73
0.01
0.27
98.31
97.42
Tabla 5.4: Análisis seleccionados de biotitas asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina.
5.64
2.36
0.53
0.35
0.00
1.58
0.01
3.45
0.00
0.02
0.00
0.01
1.84
0.00
3.62
0.34
0.05
0.31
5.68
2.32
0.67
0.24
0.00
1.53
0.02
3.56
0.00
0.00
0.02
0.02
1.90
0.00
3.73
0.25
0.02
0.30
PDT1403B
05a-04
00a-02
37.34
37.59
3.11
2.11
16.22
16.81
12.50
12.14
0.06
0.13
15.30
15.81
0.01
0.10
0.03
0.05
9.55
9.87
0.04
0.00
0.00
0.00
0.70
0.52
0.18
0.08
0.00
0.00
0.16
0.00
3.64
3.77
0.34
0.24
98.50
98.77
5.79
2.21
0.43
0.15
0.01
1.54
0.01
3.35
0.00
0.01
0.03
0.03
1.78
0.00
3.83
0.15
0.0
0.32
ETR0201
01-01
38.31
1.36
14.85
12.22
0.08
14.87
0.17
0.09
9.22
0.00
0.00
0.32
0.07
0.10
0.04
3.75
0.15
95.31
Figura 5.25: Gráficos de correlación de variables asociados a la proyección en el espacio de los vectores propios
obtenidos por ACP. (a) Factor F1 v/s F2, en donde se observa la fuerte correlación del MgO y SiO2 y su
correspondiente correlación negativa con el FeO respecto a la variable F1, mientras que para la variable F2 esta
definición no es tan clara (está más alejada de la circunferencia), presumiblemente relacionado a CaO, Na2O y K2O
(b) El gráfico F3 v/s F4 muestra una buena correlación entre K2O, Cr2O3 y Al2O3 respecto a la variable F3, pero en
relación al factor 4 sólo aparece el BaO cerca de este eje, volviendo innecesaria su interpretación. (c) Gráfico en 3D
de las variables F1, F2 y F3 relacionadas a los porcentajes en óxidos de biotitas de los sectores muestreados. Existen
tres grupos: el primero, mucho más homogéneo que el resto, comprende predominantemente análisis del sector
Teniente Sub-6, incluyendo en menor medida resultados de otros muestreos. El segundo grupo es una mezcla
mayoritariamente compuesta por análisis de biotita del sector Regimiento y Esmeralda. El tercer grupo, con un
número de puntos más escaso, está definido por muestras del sector Dacita Teniente. (d) Proyección en el plano F1F2 de los puntos, que corrobora el análisis de grupos previo.
187
Lo anterior se traduce en que la discriminación entre diferentes familias debe basarse en los
elementos con mayores diferencias, específicamente el Mg, Fe, Si, K y Al, y, si bien su
correlación es menos definida, Ti y Cl. Aquellas muestras con mayores valores de Fe (entre 1416%) y menores valores de MgO (12-13%) corresponden al sector Teniente Sub-6. Para el SiO2
(36-37%) los resultados son similares a los obtenidos en los sectores Dacita Teniente y
Esmeralda. Los menores valores de FeO y TiO2 (entre 11-10% y 1.7-1% respectivamente) se
asocian al sector Regimiento, mientras que los mayores valores de MgO se observan en el sector
Esmeralda (16-18%).
De los diagramas ternarios de composición para los óxidos mayores (FeO, MgO y Al2O3;
Nockolds, 1947; Neiva, 1993) se deduce que todas las biotitas analizadas pertenecen al campo de
biotitas sin asociación con otros minerales máficos. Adicionalmente, las biotitas de los sectores
Dacita Teniente, Regimiento y Esmeralda podrían, eventualmente, coexistir con muscovita (Fig.
5.26.a y b). Los gráficos de composición catiónica (Fe2++Mn, Mg, AlVI+Fe3++Ti; Elliot, 2001) las
clasifican como Biotitas Magnésicas, cuyas variaciones permiten definir tres grupos: el primero,
más cercano al campo de las biotitas ricas en Fe, corresponde principalmente a las biotitas del
sector Teniente Sub-6, mientras que los restantes (Regimiento y Esmeralda) son más cercanos al
campo de la flogopita (Fig. 5.26.c). Esta discriminación es corroborada por el diagrama de
miembros extremos flogopita, anita y oxianita deficiente en protones (Beane, 1974), donde la
mayor parte de los resultados se ubican en el campo de las biotitas de alteración, a excepción de
aquellas correspondientes al sector Teniente Sub-6, que, aunque cercanas a este dominio, se
localizan fuera de su límite (Fig. 5.26.d).
188
Figura 5.26: Diagramas ternarios de clasificación para biotitas, donde en (a) y (b) asignan asociaciones
características de este mineral con minerales máficos, topacio o muscovita y/o sin asociación mineralógica. En (c),
los campos representan la composición predominante de la biotita respecto a su contenido catiónico y (d) muestra la
clasificación entre biotitas primarias o de alteración asociada al porcentaje de los miembros extremos calculados con
el programa MICA+.
189
En relación a los miembros extremos de la serie de solución sólida correspondiente a las
biotitas (gráfico Fe/[Fe+Mg] versus AlIV, Fig. 5.27.a), las biotitas analizadas se ubican en los
campos intermedios entre la eastonita y la flogopita, relativamente más próximos al primer
mineral. Esto es consecuente con los contenidos de Mg y Fe que presentan y con los gráficos ante
descritos. La razón Fe/Fe+Mg se ubica entre 0.20-0.40, siendo las biotitas con mayor valor para
este parámetro (más cercanas al miembro siderofilita) del sector Teniente Sub-6, mientras que
aquellas de menor valor se asocian al sector Esmeralda. Cabe destacar que en este gráfico los
análisis del último sector definen una sub-tendencia positiva en función del AlIV.
El diagrama de Tischendorf et al. (1999), también clasifica las biotitas en el campo de las
biotitas magnésico-férricas (ferroanflogopita-biotitas magnésicas). Cabe mencionar que el
cálculo del Li depende directamente de los contenidos de SiO2, como de los rangos de variación
para Fe y Ti en las biotitas estudiadas (Fig. 5.27.b).
Figura 5.27: Gráficos de discriminación de biotitas, respecto a (a) razón Fe/Fe+Mg versus AlIV y (b) Mg-Li versus
FeTOTAL+Mn+Li. En el gráfico (a) se observan las fórmulas idealizadas de cada uno de los miembros extremos.
190
La composición de los halógenos calculada por medio del programa MICA+ muestra
igualmente diferencias basadas en los contenidos de Fe y Mg de las biotitas, si bien los grupos
identificados previamente no son tan definidos como en diagramas previos. En este caso, los
resultados tienden a presentar una distribución lineal de correlación positiva o negativa
dependiendo del catión estudiado (Fig. 5.28). Para el cloro, el coeficiente XCl/XOH (X: fracción
molar del elemento), tiene una correlación positiva con el Fe, pero una distribución más
compacta, y negativa con el Mg. Los análisis que poseen mayor valor de Cl y Fe corresponden al
sector Teniente Sub-6, mientras que los menores valores de Cl pertenecen al sector Esmeralda
(Fig. 5.28.a y b). Es necesario mencionar que en el segundo diagrama se excluyeron algunos
resultados del sector Dacita Teniente, dada su compleja interpretación. En el caso del fluor, a
pesar que la relación es, en general, a la inversa que la anteriormente descrita, los análisis del
corte ETE2602B presentan una conducta anómala en relación a la esperada, con una correlación
positiva poco pronunciada entre XFe y F (Fig. 5.28.c y d).
Figura 5.28: Gráficos de fracción molar de halógenos respecto a composición de Fe y Mg en biotita (Muñoz, 1984).
(a) Cl v/s Fe. (b) Cl v/s Mg. (c) F vs Fe y (d) F v/s Mg. La leyenda es la misma que en figuras previas.
191
5.4.3 FAMILIA III: CLORITIZACION+MAGNETITA GRUESA
EVIDENCIAS OPTICAS
La asociación de alteración a la que se relaciona este tipo de magnetita es
cuarzo+clorita+<sericita-rutilo-anhidrita. De naturaleza penetrativa, este evento oblitera parcial a
totalmente rocas previamente biotitizadas, en las que ocasionalmente aún se distingue la textura
porfírica. Corresponde a una recristalización difusa de la masa fundamental, que cuando es más
intensa observa microcristales de cuarzo+<sericita (Fig. 5.29.a). También se evidencia alteración
de biotita por clorita-rutilo-magnetita y sericitización ocasional. Dada algunas coincidencias
texturales con eventos hidrotermales definidos en el yacimiento, podría interpretarse como un
halo de alteración, considerando que en algunos cortes se observó la presencia de vetillas de
sericita-cuarzo muy fino con bordes irregulares, pero de tendencia recta (Fig. 5.29.b). Esta
alteración está registrada principalmente en especímenes del sector Regimiento.
La magnetita es abundante, predominantemente euhedral-subhedral, con bordes irregulares, de
tamaños entre 100-30 Pm y con una marcada presencia de microinclusiones de rutilo y menor
cuarzo-monazita (Fig. 5.30).
Figura 5.29: Evidencias texturales de alteración cuarzo-clorita-magnetita. (a) Recristalización de la masa
fundamental, relacionada a microtexturas de mosaico y entrecrecimiento con menor sericita. En la microfotografía
aún es posible observar la textura porfírica de la roca. (b) Vetilla de sericita-cuarzo con halo de opacos y clorita.
Corte ETR3101A, microfotografías luz transmitida, nícoles cruzados.
192
Figura 5.30: Asociación de alteración clorita-magnetita, que en (a) se evidencia como reemplazo de biotita
penetrativa. (b) mismo sector del corte, a luz reflejada (ETR-1901C). (c) Ojos de cuarzo+clorita diseminada + opacos
regulares correspondientes a magnetita (ETR-3101A). (d) coexistencia directa de clorita +opacos+ anhidrita (ETR1901C). (e) y (f) Magnetita anhedral-subhedral con microinclusiones relacionadas al evento de alteración
hidrotermal analizado. (a), (c), (d) Luz transmitida. (e) y (f) Microfotografías BSEM.
193
EVIDENCIAS QUIMICAS
Considerando que las evidencias de este tipo de alteración son escasas dentro del muestreo de
los sectores dentro de la mina, sólo se realizaron algunos análisis EDS a cloritas en vetillas
asociadas con sulfuros de Cu-Fe y clorita diseminada asociada a magnetita. Este tipo de análisis,
auque de forma cualitativa, evidencia que existen diferencias entre ambos tipos texturales
respecto a los contenidos de Al, Fe y Mg. Estos resultados no son los suficientemente numerosos
y concluyentes para determinar su clasificación de manera exhaustiva (Fig. 5.31).
Figura 5.31: Microfotografías BSEM y análisis EDS de clorita. (a) Vetilla de clorita-sulfuros de Cu-Fe. (b) clorita
en asociación con pirita con inclusiones de calcopirita. (c) clorita asociada a clorapatito y magnetita con inclusiones
de rutilo y monazita. Muestra ETR-1901C.
194
5.4.4 FAMILIA IV: MAGNETITA GRUESA ASOCIADA CON TURMALINA
EVIDENCIAS OPTICAS
Este tipo de magnetita es escasa, pero de mayor ocurrencia que la anterior y evidenciado
igualmente en el sector Regimiento. Las evidencias mineralógico-texturales indican que
corresponde a dos asociaciones diferentes, donde la primera es muy similar a la previamente
descrita, es decir, cuarzo+<turmalina-sericita-magnetita y escasa anhidrita, otorgándole a la masa
fundamental una textura grisácea difusa en la que todavía se distinguen los fenocristales de
plagioclasa, que, cuando la recristalización es más intensa, evidencia textura microgranular (Fig.
5.32.a). La segunda forma en que se desarrolla la turmalinización es como alteración de biotitas
previas, con un pleocroismo de verde turquesa a pardo, extinción N-S y, ocasionalmente, con
gran desarrollo cristalino, cuyos tamaños pueden superar los 0.5 mm. Ocasionalmente está
acompañada de rutilo (Fig. 5.32.b). La magnetita ligada al evento descrito se encuentra en
coexistencia directa con la turmalina. Es subhedral-anhedral, irregular, entre 200-10 Pm
dependiendo del tamaño y abundancia de los minerales asociados, ya que cuando la
turmalinización es débil, la cantidad de magnetita también lo es. Posee inclusiones de rutilo y
menor clorapatito (Fig. 5.33).
Figura 5.32: Evidencias texturales del evento hidrotermal descrito. (a) En la microfotografía se observa en contacto
de una zona con presencia de recristalización de la masa fundamental, relacionada a microtexturas de mosaico y
entrecrecimiento con menor sericita, donde se evidencia un cristal de turmalina en la esquina superior izquierda, con
una zona aún biotitizada. Eventualmente este efecto podría relacionarse al halo de alteración correspondiente a la
vetilla de cuarzo-anhidrita entre ambos sectores descritos (ETR-3102B). (b) Alteración de biotita por turmalinamagnetita (ETR-0401B). Microfotografías a luz transmitida, nícoles cruzados y paralelos, respectivamente.
195
Figura 5.33: (a) Cristal bien desarrollado de turmalina en coexistencia con magnetita, relacionado a un evento
hidrotermal penetrativo que afecta a una biotitización previa. (b) Magnetita gruesa con inclusiones de rutilo
relacionada a glomerocúmulos de este mineral (a y b, ETR0201B). En (c) la alteración mencionada se sobreimpone a
una biotitización previa con desarrollo de abundante magnetita. (d) La textura de la masa fundamental, así como la
presencia de clorita se evidencia a nícoles cruzados (ETR-0401A). (e) y (f) Magnetita anhedral-subhedral con
microinclusiones de rutilo. (a), (c), (d) Luz transmitida. (b) Luz reflejada. (e) y (f) Microfotografías BSEM.
196
5.5 DIFERENCIAS QUIMICAS ENTRE MAGNETITAS CORRESPONDIENTES A
LAS ASOCIACIONES MINERALOGICAS PREVIAS
Dadas las diferencias texturales presentadas respecto a los óxidos de Fe cúbicos y su relación
con ciertos eventos hidrotermales, un estudio químico-composicional de magnetitas puede
mejorar la clasificación de este mineral dentro de una asociación mineralógica determinada.
Algunos resultados seleccionados (con corrección de Fe2+/Fe3+) se presentan en la tabla 5.5. En
general, los porcentajes de FeO(t) se encuentran dentro del intervalo 89-92% wt., complicando el
análisis de los otros óxidos componentes debido a sus bajos valores y, por ende, la poca
representatividad en el cálculo de la fórmula estructural.
Para la comparación de los resultados, éstos fueron clasificados en el diagrama ternario de
óxidos de Fe-Ti, en base a la coexistencia con plagioclasa, cuarzo, biotita y turmalina. Estos
gráficos (Fig. 5.34) indican la presencia de magnetita predominante (Fe3O4), con escasos valores
intermedios en la solución sólida de las titanohematitas (sector Regimiento, Fig. 5.34), con una
fuerte señal de Mn relacionado a cristales muy irregulares que coexisten con la asociación
turmalina+cuarzo+anhidrita+rutilo+magnetita (Fig. 5.35).
En general, las magnetitas analizadas son pobres en TiO2, indicando que su composición
mayor (en relación a la metodología utilizada) es independiente de la alteración hidrotermal. Sin
embargo, aquellas magnetitas asociadas a plagioclasa poseen las mayores concentraciones
relativas de V2O3, así como la magnetita gruesa ligada a biotitización muestra gran
homogeneidad respecto a los valores de V2O3 y Al2O3. Para la familia de magnetita
correlacionada con turmalina, sólo son destacables los porcentajes accesorios de Al2O3 y MnO
(tabla 5.5).
197
Tabla 5.5: Análisis seleccionados de magnetita asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina.
Los resultados incluyen la corrección Fe2+-Fe3+.
ETM1501A
N°Análisis
SiO2
TiO2
Al2O3
V2O3
*
Fe2O3
*
FeO
CuO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Cr2O3
TOTAL
7
0.25
0.01
0.17
0.58
66.04
31.56
0.02
0.07
0.03
0.23
0.06
0.09
0.09
99.19
17
0.31
0.02
0.21
0.44
65.70
30.98
0.03
0.18
0.02
0.28
0.08
0.04
0.04
98.33
Fórmula normalizada a 4 oxígenos
0.01
0.01
Si4+
0.00
0.00
Ti4+
0.01
0.01
Al3+
0.03
0.02
V3+
0.00
0.00
Cr3+
1.92
1.93
Fe3+
1.02
1.01
Fe2+
0.00
0.00
Cu2+
0.00
0.01
Mn2+
0.00
0.00
Mg2+
0.01
0.01
Ca2+
0.00
0.01
Na+
0.00
0.00
K+
TOTAL
3.01
3.01
ETM0302A
ETR0201
ETM1601A
22
0.55
0.38
0.21
0.27
65.63
31.82
0.00
0.00
0.05
0.19
0.09
0.00
0.00
99.20
26
0.00
0.04
0.11
0.09
68.18
30.90
0.00
0.06
0.00
0.14
0.00
0.01
0.01
99.52
31
0.03
0.00
0.11
0.21
67.84
31.04
0.02
0.00
0.02
0.11
0.03
0.04
0.04
99.49
43
0.10
0.09
0.13
0.27
67.50
31.55
0.01
0.08
0.00
0.08
0.00
0.04
0.04
99.88
47
0.22
0.12
0.26
0.21
66.78
31.60
0.02
0.00
0.00
0.04
0.00
0.03
0.03
99.31
109
0.14
0.09
0.09
0.23
67.65
31.51
0.00
0.00
0.04
0.02
0.00
0.08
0.08
99.93
89
0.14
0.16
0.13
0.25
67.01
31.46
0.00
0.11
0.00
0.05
0.00
0.05
0.05
99.42
0.02
0.01
0.01
0.01
0.00
1.91
1.03
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.00
3.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
1.98
1.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
3.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.00
1.97
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.01
0.00
0.00
0.01
0.01
0.00
1.95
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.01
0.01
0.00
0.01
0.01
0.00
1.94
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.01
0.01
0.00
0.00
0.01
0.00
1.96
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.01
0.01
0.00
0.01
0.01
0.00
1.95
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.01
198
Figura 5.34: Diagrama ternario de clasificación para óxidos de Fe-Ti, donde se muestra que los datos en general
ocurren en el miembro extremo correspondiente a magnetita de la serie de solución sólida de las titanomagnetitas. (a)
Magnetita asociada a reemplazo de plagioclasa. (b) Magnetita en coexistencia con cuarzo. (c) Magnetita relacionada
a biotitización. (d) Magnetita en coexistencia con turmalina. En este caso se observan además datos que se ubican
dentro de la serie de las titanohematita.
199
200
Figura 5.35: Mapeo de elementos para asociaciones de óxidos de Fe-Ti encontrados en los cortes transparentes del yacimiento, donde los colores más intensos se
relacionan a mayor concentración del elemento estudiado. En ellos se evidencia una coexistencia con rutilo-magnetita y menor esfeno. (a) Muestra ETR-0201. (b)
Muestra ETR-0902.
5.6 DISCUSIONES
Dada la superposición de fenómenos hidrotermales registrada en el yacimiento El Teniente, es
necesario proponer cuál es el origen de las diferentes generaciones de minerales magnéticos
identificados, lo que permite determinar cuál puede ser el efecto específico que produce cierta
alteración hidrotermal sobre las propiedades magnéticas de la mina. Aunque los análisis
petrográfico-geoquímicos indican un predominio de la magnetita, sus características y relación
con asociaciones mineralógicas específicas permite clasificarlas en 5 GRUPOS, cuya génesis
probable se sugiere a continuación
A. MAGNETITA FINA-MUY FINA en PLAGIOCLASA ( Tipo Ia )
Los dos intervalos de tamaño reconocidos para este tipo de magnetita probablemente se
generen en respuesta a procesos magmático-hidrotermales superpuestos o bien, en función de la
evolución de las condiciones de oxidación asociadas a la alteración hidrotermal. La magnetita fina (<1
Pm) que sigue el patrón de zonaciones en plagioclasa podría ser magmática, en base a la
composición de la roca huésped de la mineralización (Complejo Máfico El Teniente: gabros y
diabasas. Burgos, 2002), ya que trabajos previos en intrusivos máficos asignan este origen a las
microinclusiones de titanomagnetita-magnetita en silicatos (Ishihara et al., 2005). Considerando
también que el óxido de Fe-Ti primario predominante en la Formación Farellones corresponde a
titanomagnetita (este estudio) y los valores de Ti4+ descritos en magnetitas asociadas a gabros
(Natland et al., 1991), es probable que, si la roca huésped tiene una composición similar a las
unidades mencionadas, ambos minerales magnéticos hayan sufrido un reequilibrio. Lo anterior se
puede concluir en base a la variación de las condiciones de temperatura y estado de oxidación (Eh)
que involucran algunas asociaciones hidrotermales presentes en el yacimiento (como la
biotitización, Jacob & Parry, 1979). Es necesario tener en cuenta asimismo que un moderado
aumento de la fugacidad de oxígeno [fO2] podría promover la formación de magnetita muy fina en
base al Fe2+ y Fe3+ componente de las plagioclasas. Feinberg et al. (2005) mencionan que las
microinclusiones de minerales ferromagnéticos en silicatos están “protegidas” de la circulación de
fluidos hidrotermales, lo que permite sugerir que, para el CMET, la gradación de los contenidos de
magnetita fina en plagioclasas (nalbita œnmagnetita) podría relacionarse a un halo de alteración
hidrotermal capaz de producir un desequilibrio diferencial entre las condiciones químicas del bordecentro del cristal (alteración Na-Ca-Fe?, biotitización?).
201
Aquella magnetita de mayor tamaño (1-15Pm) podría relacionarse, a su vez, a una alteración
temprana tipo Na-Ca-Fe. Esto había sido interpretado previamente por Skewes et al. (2002;
2005) y Cannell et al. (2005), en función de ciertas evidencias petrográficas que presentan las
plagioclasas afectadas por alteración temprana. Los argumentos geoquímicos obtenidos a partir de
este estudio parecen corroborar esta interpretación, ya que los “parches composicionales”
observados en plagioclasas se correlacionan con variaciones catiónicas de Na+ y Ca2+ susceptibles de
generar irregularidades en el patrón de zonación magmática y la neoformación de magnetita. Una
alteración hidrotermal de este tipo ha sido reconocida en sectores profundos de otros sistemas
tipo pórfido cuprífero (Carten, 1986; Arancibia & Clark, 1996) y en yacimientos de óxidos de Fe-CuAu (Marschik & Fontboté, 1996) en conjunto con actinolita, mineral que en las muestras estudiadas
no se presenta (posible reemplazo total por biotita).
B. MAGNETITA FINA + CUARZO DIFUSO ± (SERICITA): Reemplazo Masa Fundamental ó en Vetillas
( Tipo Ib )
Auque esta magnetita es similar respecto a su forma y dimensiones con el grupo previamente
descrito (“magnetita en parches”), su principal diferencia corresponde a su asociación de minerales
hidrotermales, reconociéndose con cuarzo difuso en la masa fundamental y/o con cuarzo-sericita en
vetillas. Respecto a su origen, esta familia magnética podría generarse en relación a (i) alteración
hidrotermal Na-Ca-Fe, o bien (ii) un segundo pulso hidrotermal posterior al evento Na-Ca-Fe.
Respecto a la primera alternativa, si bien Skewes et al. (2002, 2005) no muestran evidencias
directas de la cristalización de magnetita asociada con cuarzo en la masa fundamental de la roca
huésped, interpretaron la presencia de una alteración temprana magnetita-actinolita, con cantidades
subordinada de cuarzo+clorita+epidota+anhidrita. Además, Cannell et al. (2005) interpretaron esta
asociación de alteración hidrotermal como una etapa pre-mineralización, correlacionado con el
emplazamiento de vetillas tipo 1 (magnetita+plagioclasa-Ca+cuarzo+actinolita+anhidrita). Ambos
supuestos permiten proponer que tanto las evidencias de recristalización de cuarzo-magnetita
(identificadas principalmente en el sondaje SG-184), así como los reemplazos por parches en
plagioclasa se interpretan aquí como “relictos” de una alteración hidrotermal temprana dentro de la
evolución temporal del yacimiento.
La segunda alternativa se basa en escasas relaciones de corte identificadas en las muestras
estudiadas, donde vetillas de cuarzo-magnetita-sericita cortan vetillas tipo 2 (cuarzo+anhidrita+sulfuros
202
±[clorita]), en base a análisis de Cannell et al. (2005). Esto parece indicar que el emplazamiento de
aquellas estructuras con magnetita es posterior a la biotitización registrada en el yacimiento, en
función de los modelos genéticos propuestos por Villalobos (1975), Cuadra (1986), Cannell et al.
(2005) y Klemm et al. (2007). Tampoco se puede descartar que ambas alteraciones hidrotermales
sean cogenéticas, como en yacimientos tipo pórfidos de Cu-Au (Ulrich & Heinrich, 2001; Muntean
& Einaudi, 2001).
C. MAGNETITA GRUESA + BIOTITA ( Tipo II )
Considerando que esta familia de magnetita se relaciona a un tipo específico de biotita, las
condiciones de alteración hidrotermal indicadas por esta asociación mineralógica permiten
caracterizar aquellas del mineral ferromagnético. Los análisis petrográficos y químicos permiten
discriminar, a lo menos, tres grupos de biotita, generados en respuesta a fluidos hidrotermales de
distinta naturaleza y/o la evolución de un mismo fluido en función de su roca huésped. La
BIOTITA TIPO 1 (+magnetita±[menor cuarzo-anhidrita]) probablemente sea la más temprana entre las
diferentes biotitas identificadas a partir de las muestras estudiadas, corroborado por sus altos
contenidos catiónicos de Fe-Ti y menores valores de Mg. Esto es consecuente con los resultados
obtenidos por Speer (1987) y Henderson & Foland (1996) para biotitas magmáticas y/o
hidrotermales tempranas. La BIOTITA TIPO 2 (+cuarzo+rutilo±[menor anhidrita]), fina y penetrativa,
es la que posee una composición más cercana a la flogopita (mayor contenido de Mg), indicando una
génesis tardía en comparación a los otros tipos de biotita reconocidos. Interpretaciones similares
respecto a la naturaleza magmática y/o hidrotermal de biotitas en intrusivos cenozoicos estériles y
mineralizados de la zona central de Chile han sido planteadas por Miranda (2002) y Villegas
(2004); así como por Selvy & Nesbitt (2000) y Yavuz (2002, 2003) asociadas a estudios de
sistemas porfíricos en Turquía y Canadá. La BIOTITA TIPO 3 (+anhidrita+cuarzo+sulfuros±[menor
rutilo]) es más oscura y posee una composición química intermedia entre los dos tipos antes descritos.
Esta tendencia se observa también para los contenidos de halógenos de cada grupo, ya que la
BIOTITA TIPO 1 tiene los mayores valores de Cl y menor F, mientras que la relación en la BIOTITA
TIPO 2 es a la inversa, consecuente con lo señalado por Muñoz (1984) y Jacob & Parry (1976),
respecto a la correlación positiva entre el Fe-Ti y Cl, así como entre el Mg y F. Los traslapes entre
resultados químicos para los diferentes grupos de biotita son resultado de la superposición de pulsos
hidrotermales potásicos y, por ende, del reequilibrio de este mineral a las nuevas condiciones químicas
203
de alteración (Beane, 1974; Jacob & Parry, 1979). Por lo tanto en el yacimiento existen, a lo
menos, tres tipos de alteración biotítica, en acuerdo a la discriminación propuesta por Maksaev et
al. (2004) en base a edades Re-Os y Ar-Ar. Otro argumento que apoya la hipótesis de una génesis
polifásica de los diferentes tipos de biotita reconocidos son las variaciones de fugacidad de oxígeno
y azufre del sistema fluido-roca deducibles a partir de las asociaciones mineralógicas coexistentes con
este mineral. Para la BIOTITA TIPO 1, la magnetita indica que las condiciones de fugacidad de
oxígeno al producirse esta alteración hidrotermal fueron moderadamente más altas que para los
otros tipos descritos. A su vez, la BIOTITA TIPO 3 (con anhidrita+sulfuros) probablemente se
correlacione con una mayor disponibilidad de azufre en el sistema fluido-roca al momento de la
cristalización de este mineral (Fig. 5.36: Hedenquist & Richards, 1998).
Figura
5.36:
Gráfico
temperatura versus fugacidad
de oxígeno. El diagrama ilustra
las
condiciones
probables
asociadas a depositación de
biotita en función del contenido
de sulfuros del sistema.
Modificado de Hedenquist &
Richards (1998).
204
La segunda hipótesis (variabilidad en función de la roca huésped) puede utilizarse como
argumento para explicar que ciertos resultados químicos en biotitas son capaces de generar líneas
de tendencia (gráfico contenido catiónico v/s halógenos). El problema principal de esta interpretación
radica en que un resultado de esta naturaleza debe apoyarse en un muestreo sistemático de mayor
envergadura respecto a la distancia a un pórfido determinado, permitiendo establecer los
parámetros que controlan la variación composicional de las biotitas (Kusakabe et al, 1984; 1990).
Ejemplos de este tipo de estudios han sido realizados en biotitas correspondientes a diferentes
facies metamórficas (granulita versus anfibolita; Dymek, 1983).
D. MAGNETITA GRUESA IRREGULAR + CLORITA ( Tipo III )
La ocurrencia de este tipo de magnetita en las rocas estudiadas es ocasional, constriñendo las
interpretaciones respecto a su naturaleza hidrotermal. Su origen podría asociarse a una
depositación previa a la cloritización de la roca huésped (asociada a biotitización) y/o generada
en relación a directa a la cloritización. Como ya fue descrito, existe una relación directa entre la
BIOTITA TIPO 1 y la formación de magnetita (Villalobos, 1975; Zúñiga, 1982; Skewes et al., 2002).
Además Skewes et al. (2005) señalaron la probable coexistencia de biotita con clorita-magnetitafeld.K-cuarzo-anhidrita-rutilo y apatito, sin establecer una paragénesis absoluta entre estos minerales.
Si bien las evidencias petrográficas obtenidas en este estudio (remanentes de biotita alterados a
clorita) permiten deducir una secuencia de formación para las asociaciones de alteración hidrotermal,
eventualmente la magnetita podría ser estable en presencia de un halo de alteración propilítico, en
acuerdo con la primera hipótesis. La segunda interpretación se fundamenta principalmente en las
interpretaciones de Camus (1975), que menciona la existencia de óxidos de Fe-Ti (i.e., magnetita)
en la denominada Zona de Transición Biotítica-Clorítica y Clorítica. A su vez, este mineral
ferromagnético se asocia con clorita-albita en zonas profundas de pórfidos auríferos (Franja de
Maricunga, Muntean & Einaudi, 2001), por lo tanto también podría cristalizar en relación a la
cloritización identificada en el yacimiento.
E. MAGNETITA GRUESA IRREGULAR + TURMALINA ( Tipo IV )
Esta asociación mineralógica posee escasa representación en las muestras estudiadas. Su
génesis es incierta, aunque probablemente corresponde a una fase retrógrada distal de alteración
hidrotermal relacionada al emplazamiento de los pórfidos constituyentes del yacimiento (Sillitoe
205
& Sawkins, 1971). Esta hipótesis se basa en los reemplazos parciales por turmalina-magnetita de
ciertas biotitas; sin embargo Skewes et al. (2005) indicaron la coexistencia de los tres minerales
antes mencionados.
El mayor desarrollo esporádico de la asociación turmalina-magnetita-cuarzo probablemente se
correlaciona con el emplazamiento de la unidad de la mina denominada Brechas de Turmalina,
consecuente con la caracterización del pórfido cuprífero Los Pelambres (Atkinson et al., 1996) y
sectores profundos de las brechas constituyentes del yacimiento Río Blanco-Los Bronces (Donoso y
Sur-Sur: Waalnars et al., 1985; Vargas et al., 1999; Skewes et al., 2003; Frikken et al., 2005). Las
diferencias petrográfico-texturales de la turmalina en la mina El Teniente sugieren que este mineral
puede tener diferentes orígenes, como lo plantearon King et al. (1999; 2003) para yacimientos de
la misma franja; y Yavuz et al. (1999; 2002) para depósitos porfíricos en Turquía.
5.7 CONCLUSIONES
Las observaciones petrográfico-geoquímicas de la mineralogía magnética y asociaciones de
alteración hidrotermal permiten clasificar, a lo menos, CINCO familias de MAGNETITA en base a
consideraciones de tamaño y asociación mineralógica. Aquella magnetita menor a 1 Pm Tipo Ia
(fina-muy fina siguiendo el patrón de zonación en plagioclasa) podría tener un origen magmático, en
función de la composición de la roca huésped de la mineralización (Complejo Máfico El
Teniente: gabros y diabasas), y/o hidrotermal, en respuesta al aumento del estado de oxidación (Eh)
del sistema fluido-roca que involucra los fenómenos hidrotermales ocurridos en el yacimiento. La
relación textural entre la magnetita Tipo Ia «en parches» (entre 1-15 Pm) con variaciones de sodio
y calcio en plagioclasa sugieren que su cristalización se produce por alteración hidrotermal temprana
Na-Ca-Fe, probablemente asociada a la intrusión de la Diorita-Tonalita Sewell. Para la magnetita
Tipo Ib (magnetita fina + cuarzo difuso [± sericita]), si bien presenta similaridades en cuanto a forma y
tamaño con la familia antes mencionada, no puede deducirse una relación genética evidente. Por
lo tanto su cristalización podría ser cogenética con alteración hidrotermal Na-Ca-Fe, o bien posterior
a la biotitización penetrativa reconocida en el depósito.
206
La magnetita subhedral gruesa Tipo 2 se relaciona a biotitización, coexistiendo con BIOTITA TIPO
1, cuya concentración de Fe-Ti-Cl y asociación mineralógica (+ magnetita [± << anhidrita-cuarzo])
permiten clasificarla como la «más temprana» y de mayor fugacidad de oxígeno del fluido entre los
tres grupos identificados. La BIOTITA TIPO 2 (± << cuarzo-anhidrita-rutilo) presenta altos valores de
Mg y F, siendo entonces la más tardía, en base a lo señalado por Muñoz (1984). La fugacidad de
azufre del fluido que produce la depositación de la BIOTITA TIPO 3 (+anhidrita+cuarzo+sulfuros) es
más alta en comparación a los tipos de biotita antes mencionadas, si bien su composición química es
intermedia.
La génesis de la magnetita gruesa y anhedral Tipo 3 no es clara debido a su coexistencia con
clorita + cuarzo difuso + anhidrita + rutilo. Aunque podría relacionarse a una fase retrógrada de alteración
hidrotermal (propilítica), las evidencias de cloritización de biotita sugieren que esta magnetita podría
ser previa a la depositación de la asociación mineralógica descrita. Es necesario señalar que
también aparece clorita en vetillas de anhidrita + cuarzo granular + sulfuros de Cu-Fe y en sus halos de
alteración respectivos; sin embargo, es probable que, químicamente, difiera de la anterior. La
magnetita Tipo 4 también tiene un origen incierto, ya que su coexistencia con turmalina determina
dos asociaciones mineralógicas distintivas. El reemplazo de biotita por turmalina-magnetita podría
correlacionarse con la fase retrógrada distal de alteración ligada a la intrusión de los pórfidos
constituyentes del yacimiento; sin embargo, la asociación turmalina + cuarzo difuso + anhidrita (± rutilo)
que oblitera la masa fundamental posiblemente se genera en respuesta al emplazamiento de la Brecha
de Turmalina (tardía).
207
CAPITULO 6:
PROPIEDADES
MAGNETICAS
DE
ROCAS
MINERALIZADAS EN EL YACIMIENTO TIPO PORFIDO
CUPRIFERO EL TENIENTE
-Resultados magnético-mineralógicos de las unidades muestreadas en el
yacimiento
- Análisis de distribución y variabilidad del Magnetismo Remanente Natural
y susceptibilidad en los sectores de muestreo de la mina
-Análisis de Intensidad de Magnetismo Remanente Natural versus
susceptibilidad para el muestreo dentro de la mina
208
6.1 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA
Del capítulo 5 se puede deducir que los eventos de alteración hidrotermal presentes en el
yacimiento eventualmente pueden modificar las propiedades magnéticas de la roca huésped,
especialmente en respuesta a la generación y/o destrucción de magnetita. Para determinar las
características magnético-mineralógicas en función del sector de muestreo, como de las
diferentes unidades litológicas definidas en la mina, a continuación se presentan los resultados
asociados a las propiedades físicas de la mineralogía magnética, para así establecer una
correlación con aquellos de naturaleza petrográfico-químicos previamente descritos.
6.1.1 ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM)
La figura 6.1.a y b ilustran las curvas IRM respecto a los sectores de muestreo y la litología
respectivamente. En ambos casos se observa que los minerales magnéticos son de baja
coercividad, sin una diferenciación clara respecto a los parámetros analizados. La magnetización
de saturación (Js) se alcanza entre 180-270 mT, de lo que se interpreta la presencia predominante
de magnetita, cuyas variaciones probablemente están vinculadas al tamaño de la mineralogía
magnética, siendo más bajo para los cristales de mayor dimensión, y la alteración hidrotermal que
presentan (ver Cap. 5). Para aquellas muestras que presentan un Js mayor al rango indicado
(00ETE0101A, 01ETE3401A, 03PDT1401B), se puede asumir un reemplazo parcial de
magnetita por hematita, de mayor coercividad, en respuesta a una oxidación débil.
Figura 6.1: Curvas IRM (a) por sector de muestreo y (b) por unidad litológica, indicando la presencia predominante
de magnetita, si bien la alteración hidrotermal de la roca huésped es, en general, heterogénea (e.g. stockwork). Se
observa también una pequeña diferencia entre el campo magnético de saturación de las muestras analizadas.
209
6.1.2 ANALISIS DE CAMPO COERCITIVO REMANENTE (Hcr)
Complementario al análisis anterior, los valores de Hcr se ubican entre 11-45 mT, indicando la
presencia de un mineral de baja coercividad (magnetita), de diversos tamaños (fig. 6.2.a). Este
rango puede dividirse en dos sub-intervalos: entre 12 y 20 mT y entre 25-45 mT, indicando que, a
lo menos, existen dos intervalos de tamaño representativos para este mineral, sin una correlación
directa con un sector y/o litología específica, porque las cuatro unidades muestreadas (Pórfido
Dacítico Teniente, Pórfido Diorítico-Cuarcífero, CMET y Brechas Hidrotermales) los presentan
(fig. 6.2.b). Las muestras de la Fm. Farellones-Colon Coya indiferenciadas (Complejo Volcánico El
Teniente) se ubican justamente en el medio de ambos grupos descritos, permitiendo dividir las
rocas alteradas en dos campos: (i) rocas con magnetita menos coercitiva de mayor tamaño, y (ii)
rocas con magnetita más coercitiva de menor tamaño. Lo anterior queda claramente ilustrado por
las figuras 6.2.c y d, para muestras del CMET asociadas a un mismo sector y para todas las
muestras de esta unidad respectivamente, reconociéndose en ambos casos esta distribución
bimodal. Los especimenes de menor coercividad se encuentran principalmente sector Teniente
Sub-6 y Esmeralda (11-12 mT), siendo el sector Regimiento aquel que posee las muestras con
mayor valor de Hcr, a excepción de dos muestras separadas del grupo principal, que
probablemente indican la hematitización parcial de la magnetita.
Figura 6.2: Diagramas de
magnetización inducida v/s
variación de la intensidad
magnética
adquirida
normalizada para muestras
asociadas al yacimiento El
Teniente. (a) Por sector. (b)
Por litología. En las figuras
(c) y (d) se observan los
dos
grupos
definidos
respecto a Hcr: por sector
(Regimiento) y litología
(CMET) respectivamente.
210
6.1.3 CICLOS DE HISTERESIS EN EL COMPLEJO MAFICO EL TENIENTE (CMET)
Para distinguir las heterogeneidades del tamaño de la mineralogía magnética (magnetita) en
función de alteración hidrotermal sobre la roca huésped, este análisis se realizó sólo para
muestras representativas del CMET. Sus resultados y los parámetros obtenidos a partir de los
ciclos de histéresis se ilustran en la figura 6.3 y la tabla 6.1.
Tabla 6.1: Parámetros magnéticos relacionados al ciclo de histéresis obtenido en las muestras mencionadas (JS, JrS,
Hc, Hcr). Para la magnetización de saturación (Js) se descartó el aporte de los minerales paramagnéticos.
Muestra
Magnetización de Remanencia
Saturación
Corregida (JS)
[Am2/kg]
Campo
Coercitivo
(Hc)
Campo Coercitivo
Remanente (Hcr)
Mrs/Ms
Hcr/Hc
TE26
0.197301
8.95E-03
4.7982
31.612
4.54E-02
6.5883
TE2001
5.70803
8.19E-02
1.5022
9.4729
1.43E-02
6.3058
TM1202
0.603744
1.07E-02
2.2173
26.547
1.77E-02
11.973
TM1602
5.00355
7.82E-02
1.8942
14.672
1.56E-02
7.746
TR1102
5.39E-02
7.13E-03
16.197
48.071
0.132234
2.968
TR1803
0.429094
7.36E-03
1.9623
15.105
1.72E-02
7.6977
En general, estas curvas indican principalmente la presencia de minerales tipo multidominio
(MD), correspondientes a magnetita de gran tamaño (sobre 10 µm?), a excepción de la muestra
00ETR1102, donde la separación de la curva en el origen se relaciona a magnetita de menor
tamaño (tipo pseudo-dominio simple, PSD). Esto es consecuente con el valor obtenido para su
razón Mrs/Ms, más baja en comparación al resto de las muestras, y su mayor coeficiente Hcr/Hc.
Lo anterior se deduce también desde el gráfico Mrs/Ms versus Hcr/Hc (Day et al., 1977, fig.
6.3.g). Por lo tanto se puede concluir que, dentro de esta unidad litológica, existe una variabilidad
del tipo de magnetita desde multidominio a pseudos-dominio simple, consecuente con las
evidencias de diferentes intervalos de tamaño asociada a los experimentos anteriores.
211
212
Figura 6.3: (a)-(f) Gráficos de ciclos de histéresis para muestras asociadas al CMET. (g) Diagrama Hr/Hs versus Jr/Js para los especímenes de la misma unidad.
Modificado de Day et al. (1977).
6.1.4 CURVAS SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) VERSUS TEMPERATURA (T)
Las curvas k-T corroboran los resultados previos respecto a la presencia predominante de
magnetita en las unidades muestreadas (fig. 6.4), lo que se deduce directamente de la
Temperatura de Curie (TC) indicada por cada curva, asociada al quiebre de la susceptibilidad
entre los 575-585qC (fig. 6.5.a y b). Las diferencias de susceptibilidad inicial entre los
especímenes analizados se relacionan con la concentración de magnetita en el material
seleccionado para el experimento, parámetro que depende directamente de la alteración
/mineralización que registra la roca y la litología de las muestras.
El descenso a los 350qC y la no reversibilidad al producirse enfriamiento que muestran ciertas
curvas se correlaciona con la presencia de cantidades variables de maghemita. Una importante
evidencia de este mineral se observa en los especímenes correspondientes al Complejo Volcánico
El Teniente, con alteración propilítica y/o metamorfismo regional, siendo la abundancia de este
mineral mayor en el muestreo Superficie que el muestreo Coya (fig. 6.4.e). Esto puede sugerir
que ambos muestreos son representativos de paquetes volcánicos diferentes, en función de la
capacidad de respuesta a la maghemitización de los minerales ferromagnéticos constituyentes; o
bien, que estas diferencias se producen a consecuencia de un estado de oxidación y/o
meteorización más intenso en el caso del muestreo Superficie.
Ciertas muestras con valores iniciales bajos de susceptibilidad evidencian un fuerte aumento
de este parámetro posterior a los 400-450qC, consecuente con la formación de minerales
magnéticos en base a sulfuros de Cu-Fe (bornita, calcopirita y pirita preferentemente), considerando
el cambio del estado de oxidación y el aumento de temperatura que involucra la realización de
este experimento.
213
Figura 6.4: Gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para diferentes muestras respecto a los
sectores de muestreo dentro y fuera de la mina. (a) Teniente Sub-6; (b) Regimiento; (c) Esmeralda; (d) Dacita
Teniente; (e) Teniente Superficie y (f) Coya. Cabe destacar las diferencias entre curvas, las que pueden corresponder
a diferentes pulsos mineralizadores, litología y/o una combinación de ambos, considerando la dependencia parcial
que posee una asociación de alteración de la roca huésped.
214
Figura 6.5: Ejemplos de gráficos de temperatura versus susceptibilidad magnética (k) para muestras dentro de la
mina ilustrando (a), (b) y (d): presencia de maghemita. Si bien la alteración hidrotermal que presentan estas muestras
es variable, poseen evidencias de alteración fílica débil, asociada a stockwork o como halos de alteración. Para (c),
aunque la susceptibilidad es baja, se ilustra el quiebre de temperatura relacionado a magnetita. (e) y (f): Formación
de una nueva fase magnética.
215
6.2 MINERALES PORTADORES DE LA MAGNETIZACION REMANENTE: CURVAS
DE DEMAGNETIZACION
En las rocas del yacimiento se pueden clasificar, a lo menos, dos grupos distintivos de curvas
de demagnetización, determinados en base al lavado magnético por campo alternante (AF) y
termal (D), permitiendo identificar los minerales portadores de la magnetización. El primer grupo
se relaciona a un mineral pequeño y coercitivo (trayectoria AF cóncava, Dunlop & Özdemir,
1997) y temperatura de desbloqueo (TB) |580qC, probablemente correlacionado con magnetita
dominio simple (SD), responsable también la estabilidad de la magnetización remanente
(magnetización remanente termoquímica?). Estas características han sido observadas principalmente
en ciertos bloques correspondientes al sector Regimiento y sondajes representativos del CMET
(SG-184 y DDH-1830), sin descartar su presencia en otros sectores analizados (Fig. 6.6. a y d).
El segundo grupo ilustra una demagnetización lineal y/o oscilatoria de tendencia lineal, con
una temperatura de desbloqueo variable, pero menor a 500qC, consecuente con la presencia de un
mineral portador de la magnetización remanente de baja coercividad. Considerando los resultados
magnético-mineralógicos previos probablemente este mineral es magnetita multidominio (MD), a
la que se relaciona una magnetización termoviscosa de fácil remoción (Fig. 6.6.b y d). Estas
propiedades predominan en aquellas muestras obtenidas a partir de unidades alteradas de
composición félsica (Pórfido Diorítico-Cuarcífero y Pórfido Dacítico Teniente), con una gran
inestabilidad de la magnetización remanente; sin embargo también se reconocen en ciertos
especímenes del CMET con alta susceptibilidad magnética.
A su vez, existen algunas curvas que evidencian una rápida disminución de magnetización en
las primeras etapas del lavado magnético (AF), estabilizándose posteriormente en torno a un
valor de magnetización variable (Fig. 6.6.c y f). Esto puede correlacionarse con una mezcla de
cristales multidominio (MD)+dominio simple (SD), en función de los diferentes tamaños de magnetita
cristalizado en base a alteración hidrotermal, capaces de generar una magnetización compuesta
(termoviscosa+ termoremanente). Cabe mencionar que en la mayor parte de los análisis la
demagnetización por campo alternante tiende a ser más estable que la termal.
El aumento de la susceptibilidad posterior a los 400ºC sugiere la presencia de sulfuros de CuFe, como ya fue explicado en el caso de las curvas k v/s T (ver subsección 6.1.4).
216
217
Figura 6.6: Gráficos de intensidad magnética versus etapa del lavado magnético, ilustrando las diferentes trayectorias mencionadas en el texto. En (a) la forma cóncava
de las curvas permite correlacionarlas con magnetita SD. (b) Pérdida rápida de magnetización en las primeras etapas del experimento, característica asociada a magnetita
MD. (d) Curvas de demagnetización termal, de las que se puede inferir una temperatura de desbloqueo | 580ºC. (e) Muestras seleccionadas para las que se ilustra una
demagnetización < 580ºC. En (c) y (f) las curvas probablemente se relacionan a tamaños intermedios SD-MD y/o mezcla de granos.
6.3 DISTRIBUCION
DEL
MAGNETISMO
REMANENTE
NATURAL
(MRN),
SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k) Y POLARIDAD MAGNETICA EN LOS
SECTORES DE MUESTREO DE LA MINA EL TENIENTE
La configuración del muestreo realizado en el yacimiento (bloques orientados), siguiendo
túneles y galerías, permite analizar la distribución del MRN y susceptibilidad magnética « in situ »,
así como la polaridad magnética predominante en los diferentes sectores estudiados y, por lo tanto,
en las unidades litológicas que afloran dentro de los mismos. Para lo anterior, es importante
considerar que la mineralización se relaciona principalmente al emplazamiento de « stockworks »,
cuya heterogeneidad influye directamente en los parámetros estudiados. Este análisis se realizó
en los sectores Esmeralda (lineal), Regimiento y Teniente Sub-6 (areal), excluyéndose sólo el
sector Dacita Teniente debido a su densidad (e irregularidad) de muestreo.
6.3.1 SECTOR ESMERALDA
Para esta línea de muestreo los menores valores de MRN y kPROMEDIO se relacionan al Pórfido
Diorítico-Cuarcífero, mientras que los más altos corresponden a muestras del CMET. En el caso
de la Brecha Marginal poseen valores intermedios entre las unidades antes mencionadas,
sugiriendo un control litológico para ambos parámetros magnéticos (fig. 6.7). Su variabilidad
dentro de un mismo bloque es baja en el Pórfido Diorítico-Cuarcífero y la Brecha Marginal,
mientras que para el CMET pueden existir diferencias de hasta de dos órdenes de magnitud. La
heterogeneidad a esa escala puede relacionarse con la presencia de microvetillas vetillas
susceptibles de destruir parcialmente magnetita previa. En términos generales, existe una
correspondencia entre los valores de MRN y susceptibilidad dentro de una misma unidad, es
decir, a mayor MRN, mayor susceptibilidad y viceversa, sin bien en el CMET esta relación no
siempre se cumple.
La polaridad magnética predominante para este sector es NORMAL, a excepción de ciertas
muestras correspondientes al Pórfido Diorítico-Cuarcífero y (TE08, TE06, parte TE07-TE02) y
CMET (TE22), siendo el bloque aquel que posee mayor MRN, si bien su susceptibilidad
magnética es intermedia (| 0.03 SI).
218
Figura 6.7: Gráficos de MRN y susceptibilidad magnética (k) respecto a la línea de muestreo relacionada al sector
Esmeralda del yacimiento. En verde claro se observa el intervalo definido por los valores máximo y mínimo para
aquellos bloques de los que se obtuvieron 2 o más testigos paleomagnéticos. Se ilustra además la polaridad
magnética relacionada a cada bloque orientado.
219
6.3.2 SECTOR TENIENTE SUB-6
Los resultados de MRN y kPROMEDIO asociados a este sector son similares a aquellos
previamente descritos, tanto para el Pórfido Diorítico-Cuarcífero como para el CMET. La
polaridad dominante también es NORMAL, a excepción de muestras asociadas a los bloques TM08
y TM07, correlacionándose con los menores valores de susceptibilidad magnética en el intrusivo
(fig. 6.8).
Cabe señalar que para la realización de los mapas de distribución magnética se utilizaron
mediciones asociadas a dos galerías no contiguas, lo que permite suponer que, eventualmente, la
interpolación utilizada podría no representar el comportamiento de los parámetros en estudio,
dada la aleatoriedad que presentan.
6.3.3 SECTOR REGIMIENTO
Este sector permite el análisis de los parámetros magnéticos dentro de una misma unidad
litológica (CMET.) La distribución de MRN no es homogénea, presentando incluso variabilidad
a nivel centimétrico. Lo anterior es ilustrado por la no coincidencia entre los mapas de valores
promedio, máximo y mínimo asociado a cada parámetro mencionado (fig. 6.9).
Las diferencias a escala métrica sugieren la importancia de la alteración hidrotermal y
emplazamiento de « stockworks » ocurridos en el yacimiento, susceptibles de producir diferencias
entre las propiedades magnéticas relacionadas a una misma litología. Aunque existen fenómenos
hidrotermales capaces de generar magnetita multidominio (MD) y, por ende, una señal
magnética inducida potente (susceptibilidad), no necesariamente capta magnetización remanente
(ver Cap.5 y subsección 6.1), como se observa entre los bloques TR07 y TR10 (fig. 6.9.a y b).
Coincidentemente esta zona constituye una anomalía de polaridad INVERSA en comparación al
resto de las muestras obtenidas a partir del sector analizado.
220
221
Figura 6.8: Mapas de (a) Magnetismo Remanente Natural (MRN) y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la
distribución de los bloques orientados relacionada al sector Teniente Sub-6 del yacimiento. Los zooms asociados a la
zona especifica de muestreo corresponden desde arriba hacia abajo al mapeo del valor promedio, mayor y menor de
MRN y k respectivamente. Se ilustra también la polaridad magnética.
222
223
224
Figura 6.9: Mapas de (a) Magnetismo Remanente Natural y (b) susceptibilidad magnética (k) respecto a la distribución de los bloques orientados relacionada al sector
Regimiento del yacimiento. Cada figura ilustra el MRN y susceptibilidad magnética (i) promedio; (ii) máxima y (iii) mínima. También se muestra el signo de la
polaridad magnética.
6.4 INTENSIDAD DE MAGNETISMO REMANENTE NATURAL (NRM) VERSUS
SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA (k)
La figura 6.10 ilustra el MRN versus la susceptibilidad para todos los especímenes
correspondientes al muestreo Interior Mina. El gráfico asociado a los testigos paleomagnéticos
por sector evidencia una transición entre muestras con mayor MRN y susceptibilidad respecto a
las de menor valor para estos parámetros magnéticos, sin una clara definición en relación a su
litología y/o alteración hidrotermal presente (fig. 6.10.a). Esto implica que no se puede
caracterizar grupos distintivos como en el caso de CHUQUICAMATA (ver Cap.2).
Los menores valores de MRN y susceptibilidad se correlacionan con el Pórfido Dacítico
Teniente y las muestras del Pórfido Diorítico-Cuarcífero en el sector Esmeralda (0.00002-0.001
[A/m] y 0.00001-0.0003 [SI], respectivamente, tabla. 6.2), corroborado por el gráfico de las
medias para cada unidad litológica por sector (fig. 6.10.c y d), aunque el Pórfido Dacítico
Teniente presenta un MRN promedio algo mayor. En este análisis se debe tener en cuenta
también que su densidad de muestreo es menor, influyendo en la representatividad de la media.
Dentro del grupo definido por ambas litologías, se ubican también algunas muestras del sondaje
DDH-2426 (CMET) con alteración hidrotermal de naturaleza más penetrativa.
La unidad con mayor valor de MRN y susceptibilidad es el CMET, específicamente aquellas
muestras de los sondajes DDH-1830 y SG-184 (tabla 6.2). Si bien ambos grupos de muestras son
bastante homogéneos en comparación al resto, el sondaje DDH-1830 presenta mayor variabilidad
para el MRN, mientras que para el sondaje SG-184 este valor se concentra en torno a 0.3 [A/m],
siendo la susceptibilidad el parámetro de más amplia distribución. Esto se observa igualmente en
el gráfico 6.10.c, con un intervalo de error horizontal más amplio para el sondaje DDH-1830
respecto al sondaje SG-184, que posee mayor error en la vertical. El resto de las muestras del
CMET se distribuyen linealmente entre los grupos antes mencionados.
Las muestras asociadas a las Brechas Hidrotermales presentan valores de MRN y
susceptibilidad homogéneos e intermedios de MRN y susceptibilidad (Esmeralda y Dacita
Teniente), relacionados a alteración hidrotermal de naturaleza penetrativa; o bien, resultados
magnéticos más altos y dispersos que en el caso anterior (Teniente Sub-6; 6.10.a y b).
225
Para el análisis de la razón de Koenigsberger (Q=M0/kH) se debe considerar la distribución en
el gráfico de aquellos puntos que se ubican por sobre (Q<1) y por debajo (Q>1) de la línea de
Koenigsberger (Q=1, entonces M0=kH). Para efectos de cálculo, H=19.6612, correspondiente al
campo geomagnético local en diciembre del año 2003, fecha del último muestreo dentro de la
mina (tabla 6.2). Sobre el 80% de los especímenes estudiados se ubican por sobre la línea de
Koenigsberger (Q<1), es decir, con un predominio de la componente de magnetización inducida
respecto a la remanente. Aquello puntos ubicados bajo esta línea (Q>1), con valores de MRN
cercanos o mayores a 0.01 [A/m], corresponden a ciertas muestras del CMET, Brechas
Hidrotermales y, en menor medida, el Pórfido Dacítico Teniente (fig. 6.10.a y b). Las medias de
las diferentes unidades muestreadas por sector confirman el análisis anterior, ya que, en general,
se encuentran por sobre la línea de Koenigsberger, a excepción del sondaje DDH-2480 y el
Pórfido Dacítico Teniente, distribución controlada por su baja susceptibilidad.
Respecto de la contribución del MRN y susceptibilidad a la razón de Koenigsberger, se puede
deducir que, a pesar de que la correlación de Q con ambos factores es baja, es más alta y positiva
para el MRN (R2=0.2691, fig. 6.10.e). Para la susceptibilidad esta conclusión no es tan directa,
dada la baja correlación que presentan ambos parámetros (R2=-0.0073, fig. 6.10.f). Los resultados
del CMET tienden a concentrarse en el intervalo de Q entre 0.05-1, con valores variables de
MRN (fig. 6.10.e).Si bien los pórfidos alterados muestran una tendencia positiva de Q versus
MRN, no presentan una relación clara entre la susceptibilidad y el factor Q (fig. 6.10.f).
226
Tabla 6.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (CX) respecto de los
sectores de muestreo y la unidad litológica respectiva. El Q=M0/kH es calculado en base a los datos presentados. N
corresponde al número de datos utilizados en el cálculo de la media.
Litología
N MRN
CX MRN
(A/m)
Nk
CX k
(SI)
Q
sitio
00ETM01 a 03
00ETM05 a 11
CMET
7
0.0746
7
0.0062
0.615
00ETM13 a 15
Brecha Hidrotermal
6
0.1070
6
0.0042
1.310
00ETM04
00ETM12
00ETM16
Pórfido Diorítico-qz
17
0.0030
17
0.0007
0.206
CMET
85
0.0179
85
0.0030
0.306
00ETE04-05
00ETE10 a 28
CMET
25
0.0486
25
0.0021
1.16
00ETE34-35
Brecha Hidrotermal
4
0.0021
4
0.0003
0.361
00ETE01 a 03
00ETE06 a 09
00ETE28-32
Pórfido Diorítico-qz
15
0.0003
12
0.0000
0.301
03PDT01 a 05
03PDT12 a 15
CMET
12
0.0056
10
0.0022
0.130
03PDT06 a 08
Brecha Hidrotermal
10
0.0065
9
0.0005
0.699
03PDT09 a 11
03PDT16-17
Pórfido Dacítico
Teniente
6
0.0024
5
0.0000
3.040
DDH-1830
CMET
13
0.4550
13
0.0732
0.316
DDH-2426
CMET
6
0.0013
6
0.0005
0.130
DDH-2450
CMET
6
0.1520
6
0.0298
0.259
DDH-2480
CMET
5
0.0683
5
0.0015
2.400
SG-184
CMET
44
0.2450
42
0.0176
0.708
Código
Teniente Sub-6
Regimiento
01TR
Esmeralda
Dacita Teniente
Sondajes
227
Figura 6.10: Magnetismo Remanente Natural (MRN) versus susceptibilidad magnética (k) para el muestreo
realizado dentro de la mina. (a) Todas las muestras por sector. (b) Todas las muestras según litología. (c) Medias por
litología para cada sector. (d) Medias por litología. La diagonal punteada representa la Línea de Koenigsberger.
Gráfico Q=M0/kH versus (e) MRN y (f) k. En este caso, la línea azul representa a Q=1.
228
6.5 DISCUSIONES
6.5.1 RELACION
ENTRE
RESULTADOS
MAGNETICO-MINERALOGICOS
Y
PETROGRAFICO-GEOQUIMICOS PARA LAS UNIDADES DEL YACIMIENTO
Los resultados obtenidos a partir de los experimentos magnético-mineralógicos confirman las
observaciones petrográfico-químicas respecto a la mineralogía magnética de las unidades
litológicas estudiadas, corroborando la abundancia relativa de magnetita, indicando además que
en los intrusivos félsicos (Pórfido Diorítico-Cuarcífero, Pórfido Dacítico Teniente) y brechas
constituyentes del yacimiento existen menores cantidades de maghemita y hematita. Estos
minerales se forman en base a oxidación parcial de magnetita y/o sulfuros de (Cu-)Fe y su
identificación óptica puede ser compleja, en base a su escasa ocurrencia y la resolución de los
microscopios utilizados.
Los valores de susceptibilidad magnética y la Temperatura de Curie obtenida a partir de las curvas
susceptibilidad v/s T (TC |580°C) se correlacionan con el principal mineral ferromagnético
presente en las muestras (magnetita). Sin embargo, la forma de los ciclos de histéresis en conjunto
con el diagrama Mrs/Ms vs. Hcr/Hc correspondiente (Day et al., 1977), así como los resultados de
campo coercitivo remanente (HcR entre 9-20 y 30-50 mT), permiten reconocer, a lo menos, dos
intervalos de tamaño para este mineral: (i) magnetita fina de alta coercividad (MFAC), y (ii) magnetita
gruesa de baja coercitividad (MGBC, Fig. 6.11).
Para aquellas muestras con predominio de magnetita MFAC, los experimentos de naturaleza
magnética indican la presencia de un mineral ferromagnético cuyos cristales son de tipo pseudodominio simple (PDS) y, eventualmente, monodominio (SD). Las curvas de demagnetización por
campo alternante en este caso son cóncavas, correlacionándose también con estabilidad de la
magnetización remanente y temperatura de desbloqueo (TB) |575-580°C. Propiedades similares han
sido señaladas por Dunlop et al. (2006) y Özdemir & Dunlop (2006) para inclusiones de magnetita
en cristales de biotita y hornblenda.
Los rangos de tamaño y la génesis propuesta para las diferentes familias de magnetita
determinadas en este estudio, permiten sugerir que el origen de las propiedades magnéticas en
estas rocas podría correlacionarse con la presencia dominante de magnetita TIPO Ia (magmática
y/o asociada a alteración Na-Ca-Fe) y TIPO Ib (+ cuarzo ± [sericita]). Esta interpretación se basa en
229
los resultados magnético-mineralógicos obtenidos a partir de los sondajes DDH-1830 y SG-184,
donde se presentan ambos tipos de magnetita; y para ciertas muestras de baja susceptibilidad
asociadas al CMET en los sectores Regimiento y Esmeralda, donde la biotitización penetrativa
(BIOTITA TIPO 3) y vetillas de cuarzo-anhidrita-clorita (±calcopirita) con halo fílico pueden destruir
parcialmente la magnetita previa. En este caso se observan vestigios de magnetita fina en áreas
internas de plagioclasa y, ocasionalmente, en la masa fundamental con cuarzo difuso.
En las rocas donde la magnetita es principalmente tipo MGBC, los experimentos magnéticos
indican que los cristales son multidominio (MD), responsables de la inestabilidad de la magnetización
remanente en ciertas muestras, dada su facilidad para captar / remover magnetización viscosa (Kelso
& Banerjee, 1994) y la superposición de ciertos eventos hidrotermales susceptibles de producir
cambios en las condiciones fisicoquímicas del sistema fluido-roca. La presencia de esta magnetita
es responsable, en gran medida, de la variabilidad de la susceptibilidad magnética registrada en el
CMET, fenómeno controlado por la génesis / destrucción de magnetita TIPO 2 (+biotita [±anhidritacuarzo]), TIPO 3 (+clorita + anhidrita +cuarzo [± rutilo]) y TIPO 4 (+turmalina+anhidrita [±rutilo]). Para
ciertas muestras, la presencia de magnetita MGBC eventualmente enmascara la señal magnética
de la magnetita MFAC identificada a partir del análisis petrográfico.
La magnetita asociada a intrusivos félsicos (Pórfido Diorítico-Cuarcífero, Pórfido Dacítico
Teniente) podría tener un origen post-cristalización (como en CHUQUICAMATA). Sin embargo, la
alteración fílica sobreimpuesta que presentan ambas unidades (sericita+cuarzo+anhidrita) no permite
distinguir evidencias petrográficas que sustenten esta interpretación, controlando además su baja
susceptibilidad e inestabilidad de la magnetización remanente.
La hematita observada en la Brecha Braden podría relacionarse a alteración supérgena,
indicando la circulación de fluidos meteóricos (Rose, 1976), dada su asociación con crisocola y la
presencia de texturas de oxidación en magnetita previa correspondiente a clastos de intrusivos y del
CMET alterado. La maghemita puede generarse en respuesta a variaciones de la fugacidad de
oxígeno del fluido hidrotermal, probablemente relacionadas al emplazamiento de intrusivos tardíos
dentro de la evolución del yacimiento y/o en función de la ocurrencia del evento supérgeno antes
mencionado.
230
231
Figura 6.11: Características petrográfico-magnéticas para las familias de magnetita identificadas en este estudio.
6.5.2 APLICACION DE LOS RESULTADOS MAGNETICO-MINERALOGICOS DEL
YACIMIENTO EL TENIENTE: zonación areal de polaridad magnética en relación
a la edad de los intrusivos componentes y los eventos de alteración hidrotermal
En general, las rocas estudiadas en la mina EL TENIENTE presentan ambas polaridades
magnéticas, con una polaridad normal predominante en la zona S-SE, y polaridad inversa hacia
el N-NW, con superposiciones locales (sector Regimiento). Esta zonación areal permite proponer
que la adquisición de la magnetización remanente depende de la ubicación y temporalidad de las
unidades en el yacimiento, en acuerdo con las edades publicadas por Maksaev et al. (2004), las
cuales sugieren que las rocas dentro del yacimiento son más antiguas hacia el SE.
La correlación entre el intervalo de tiempo asociado a la formación del yacimiento (|7-4 Ma) con
la columna magnética representativa de este periodo (Fig. 6.12), las propiedades magnéticas,
características petrográficas y geoquímicas de las muestras analizadas permiten inferir lo
siguiente:
(a) Si bien Maksaev et al. (2004) determina una relación entre la edad U-Pb en circón asignada a la
Diorita-Tonalita Sewell (entre 6.46 ± 0.10 Ma y 6.11 ± 0.13 Ma, Fig. 6.13.b) y el primer evento de
mineralización (6.30 ± 0.10 Ma, Re-Os en molibdenita), éste podría haber sido de mayor duración.
Para lo anterior es necesario considerar que la correlación de esta edad con la columna magnética
sugiere su ocurrencia en un periodo de polaridad inversa (Fig. 6.12); sin embargo, la edad mínima
obtenida para el intrusivo indica que, probablemente, los últimos estadios de cristalización de la
Diorita-Tonalita Sewell ocurrieron en un periodo de polaridad normal (Fig. 6.12). Lo anterior es
corroborado por los trabajos de Cannell et al. (2005) y Skewes et al. (2005) quienes señalan que
el origen de la magnetita fina en plagioclasa y masa fundamental se relaciona a alteración hidrotermal
Na-Ca-Fe temprana ligada a la Diorita-Tonalita Sewell. Si esto es correcto, en aquellos testigos
paleomagnéticos con un predominio de polaridad normal (sondaje SG-0184; tramos del sondaje
DDH-1830 y sector Regimiento), la alta coercividad característica de la magnetita pequeña (pseudodominio simple-dominio simple) impediría la remagnetización posterior que podría producirse en
función del emplazamiento de las vetillas identificadas en estas muestras (cuarzo-anhidritacalcopirita).
(b) Para realizar interpretaciones respecto a la polaridad inversa en estas rocas se debe considerar
las edades asignadas a la Diorita Cuarcífera Norte y Central (5.63 ± 0.12 a 5.47 ± 0.12 Ma, Fig
232
6.12.b), su consecuente mineralización (propuesta por edades Re-Os, Ar-Ar y pérdidas de Pb;
Maksaev et al., 2004), y la edad del Pórfido Dacítico Teniente (5.28 ± 0.10 Ma, Fig. 6.12.b y 6.13).
Si consideramos que la comparación de estos rangos de edad con la columna magnética
determina una polaridad inversa para ambos intrusivos, y la existencia de muestras con alteración
fílica (cuarzo-sericita-anhidrita) obtenidas desde el Pórfido Dacítico Teniente con esta polaridad,
probablemente esta propiedad magnética no sea consecuencia del mismo fenómeno hidrotermal.
Sin embargo, la superposición de alteración generada por el emplazamiento de vetillas de cuarzoanhidrita-calcopirita-bornita-clorita y la abundancia de magnetita multidominio (MD), podrían controlar la
adquisición de magnetización de polaridad inversa, como es el caso de ciertas muestras del sector
Regimiento. Esta interpretación se basa en la relación que establece Cannell et al. (2005) entre
alteración fílica, susceptible de generar vetillas como las descritas, y el emplazamiento del Pórfido
Dacítico Teniente, aunque la coexistencia de magnetita gruesa con cuarzo-clorita-rutilo podría
sugerir igualmente la relación de esta polaridad con una fase retrógrada correspondiente a alguno
de los eventos de alteración biotítica documentados en el yacimiento (Zona de Transición biotíticoclorítica: Camus et al., 1975).
(c) La polaridad normal determinada para el sector Esmeralda posee un origen incierto. Dada su
ubicación en la mina, podría corresponder a un sub-dominio de alteración temprana generada por
la Diorita-Tonalita Sewell; sin embargo el predominio de BIOTITA TIPO II (alto contenido de MgF), la asociación de alteración cuarzo-sericita-anhidrita-clorita-turmalina y la presencia de magnetita
gruesa distribuida irregularmente en las muestras sugieren una posible relación con el
emplazamiento de los Diques de Latita en anillos y la Brecha Braden. Lo anterior se basa en la
correlación de las edades asignadas por Maksaev et al. (2004) a ambas unidades (4.82 ± 0.09 Ma,
Fig 8.9) y a la subsecuente alteración / mineralización (4.89 ± 0.08 y 4.78 ± 0.03 Ma, Re-Os en
molibdenita,
Fig. 6.13.b y 6.14) con la columna magnética, asignando una polaridad normal
predominante para este intervalo temporal. Es necesario considerar además que entre los 5.0-4.0
Ma se registran repetidas inversiones de polaridad magnética (Fig. 6.12), así como el amplio
espectro de edades Ar-Ar en biotita y sericita en acorde con los eventos de alteración hidrotermal
(Maksaev & Munizaga, 2000), lo que podría hacer perder validez a las interpretaciones aquí
expuestas.
233
234
Figura 6.12: Columna magnética
simplificada del yacimiento El Teniente,
mostrando la temporalidad asociada a
las edades de emplazamiento para los
intrusivos,
pórfidos
y
brechas
constituyentes, así como los eventos de
alteración hidrotermal involucrados en
su génesis. En NEGRO: periodo de
polaridad normal; BLANCO: periodo de
polaridad inversa.
235
Figura 6.13: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a: (a) resultados asociados a este estudio por sector y sondaje; (b) Edades U-Pb en circón para las
unidades constituyentes y Re-Os en molibdenita consecuente con edades de mineralización. Modificados de Maksaev et al. (2004).
236
Figura 6.14: Mapas de distribución de polaridad magnética en base a edades Ar-Ar plateau (a) en biotita; (b) en sericita. Modificados de Maksaev et al. (2004).
6.6 CONCLUSIONES
Los resultados obtenidos a partir de los análisis magnético-mineralógicos realizados en las
muestras de las diferentes unidades estudiadas en la mina EL TENIENTE (Complejo Máfico El
Teniente, Pórfido Dacítico Teniente, Diorita-Cuarcífera Central, Brecha Marginal y Brecha
Braden), permiten reconocer TRES minerales ferromagnéticos: MAGNETITA, y cantidades
subordinadas de MAGHEMITA y HEMATITA. En función de sus características magnéticas la
magnetita se puede dividir en DOS grupos: (1) magnetita gruesa multidominio de baja coercividad
(MGBC), responsable de las principales variaciones de susceptibilidad dentro de la roca huésped
mineralizada; y (2) magnetita fina pseudo-dominio simple o monodominio de alta coercividad (MFAC),
que controla la estabilidad de la magnetización remanente. Estas características sugieren que la
magnetita MGBC es análoga a la magnetita Tipo 2 (+ biotita), Tipo 3 (+ clorita) y Tipo 4 (+ turmalina)
clasificadas previamente según criterios petrográfico-químicos; mientras que la magnetita MFAC
corresponde a la denominada magnetita Tipo 1a y Tipo 1b. (Capítulo 5).
Los valores más altos de magnetismo remanente natural (MRN) y susceptibilidad magnética (k) se
relacionan al CMET; sin embargo, no existe una buena correlación entre ambos parámetros. En
el caso del MRN se explica por su dependencia de aquellos fenómenos hidrotermales susceptibles
de producir la cristalización de magnetita pequeña (alteración Na-Ca-Fe y cuarzo-magnetita: sector
Regimiento; sondajes DDH-1830, SG-184) y/o la destrucción-oxidación parcial de magnetita
multidominio (MD), que reduce su tamaño y, por ende, el número de dominios magnéticos (sector
Dacita Teniente). La susceptibilidad, en cambio, es función más bien de la biotitización y/o de la
superposición de alteración hidrotermal clorita-magnetita y/o turmalina-magnetita (sector Teniente
Sub-6 y Esmeralda). El Pórfido Dacítico Teniente es la unidad con los menores valores de MRN
y susceptibilidad magnética, en respuesta a las condiciones de actividad de azufre del fluido que
produce la depositación de biotita-sulfuros y/o a la destrucción total de magnetita a consecuencia de
alteración fílica identificada en el sector.
Existe una zonación areal de las polaridades magnéticas en el yacimiento que se interpreta en
función de la alteración hidrotermal de la roca huésped. En el sector S-SE hay un predominio de la
POLARIDAD NORMAL, probablemente adquirida en relación a dos intervalos temporales: el
primero, correspondiente al emplazamiento y alteración post-magmática de la Diotita-Tonalita
237
Sewell, si bien la correlación con la edad asignada por Maksaev et al. (2004) al intrusivo y su
consecuente mineralización sólo es parcial; y el segundo, relacionado a los Diques de Latita en
anillos y Brecha Braden (sector Esmeralda). El sector N-NE, por el contrario, evidencia una
POLARIDAD INVERSA, lo que sugiere su relación con la intrusión del Pórfido Diorítico Cuarcífero
y el Pórfido Dacítico Teniente, así como con la alteración / mineralización asociada, que a su vez
también podrían explicar la presencia de esta polaridad en el sector Regimiento.
238
CAPITULO 7:
PALEOMAGNETISMO EN EL YACIMIENTO EL TENIENTE:
Interpretación de los resultados paleomagnéticos en función
de las características petrográfico-químicas y magnéticas
obtenidas a partir de las rocas alteradas.
239
7.1 RESUMEN
A continuación se presenta el manuscrito en preparación “Magnetic polarity zonation within
the El Teniente Cu-Mo giant porphyry deposit” de los autores ASTUDILLO, Natalia; ROPERCH,
Pierrick; TOWNLEY, Brian y ARRIAGADA, César. En esta futura publicación se efectúa la integración
de los resultados paleomagnéticos y magnético-mineralógicos con las observaciones petrográficas
derivadas del estudio de las muestras correspondientes a la mina El Teniente y sectores aledaños.
Un resumen de los tópicos principales del mismo se presenta a continuación.
Los análisis paleomagnéticos fueron realizados en muestras orientadas obtenidas desde cuatro sectores
de la mina y dos sondajes geotécnicos (200 y 400 mt, respectivamente). Las unidades consideradas en
este estudio son rocas máficas (CMET), stocks dioríticos e intrusivos dacíticos afectados por múltiples
eventos de alteración/mineralización (biotitización y cloritización). Los análisis magnéticos evidencian la
presencia predominante de magnetita. Las observaciones microscópicas permiten identificar dos familias
de magnetita: (1) cristales grandes multidominio, asociados con biotita y clorita, probablemente
correlacionadas a dos pulsos de alteración hidrotermal diferentes. A su vez, las plagioclasas contienen
ciertas cantidades de magnetita de grano medio-pequeño (<10 µm) cristalizada en respuesta a alteración
Na-Ca-Fe o incorporada durante el crecimiento del cristal.
Las intrusiones félsicas poseen susceptibilidad (k) y Magnetismo Remanente Natural (MRN) bajo
(10-4-10-3 Am-1 y <0.0005SI, respectivamente), mientras que el Complejo Máfico El Teniente (CMET)
posee alta susceptibilidad (>0.01 y sobre 0.2SI) y magnetización univectorial durante demagnetización
termal o alternante. Dentro de la mina la polaridad magnética está espacialmente distribuida. En la parte
norte del depósito, la Dacita Teniente, brechas hidrotermales asociadas y las zonas del complejo máfico
cercanas a la primera unidad registran una polaridad inversa, identificada localmente en el sector Teniente
sub-6. Sin embargo, hacia el este del depósito se observa polaridad normal para los dos sondajes
estudiados, a excepción del centro del Stock Diorítico (SG185), con polaridad inversa. Dentro de cada
muestra no hay evidencias de magnetización superpuesta o polaridades opuestas. La magnetización
remanente anhisterética (ARM) y la MRN poseen una magnitud y espectro de microcoercividad similares
entre si y por sobre el campo alternante de demagnetización. La fuerte y bien definida magnetización
remanente relacionada con alta temperatura de desbloqueo (>500°C) indica una adquisición de
magnetización remanente durante mineralización por fluidos hidrotermales a temperatura mayor que
500ºC. La zonación de polaridad magnética dentro del pórfido cuprífero el Teniente sugiere que los
sucesivos eventos de mineralización tienen una distribución espacial y temporal diferente en el depósito.
Finalmente, las direcciones características indican que no existen evidencias de deformación post
mineralización.
240
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE EL TENIENTE CU-MO GIANT
PORPHYRY DEPOSIT
ASTUDILLO, Natalia 1, 2, ROPERCH, Pierrick 3, TOWNLEY, Brian 1, ARRIAGADA, César 1
1
Departamento de geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago. [email protected]
IRD-UR154, LMTG 14, Avenue Edouard Belin 31400 Toulouse. France.
3
IRD-UR154 & Géosciences Rennes, 35542 Rennes. France
2
Abstract
El Teniente porphyry copper deposit, the world’s greatest intrusion related Cu-Mo orebody
(central Chile) is hosted within basaltic-andesitic volcanic and gabbroic rocks. This orebody is
strongly affected by multiple events of alteration/mineralization with pervasive potassic and
chloritic alteration. We present paleomagnetic results obtained from oriented samples at four
locations within the mine and from two drill-cores of 200m and 400m long respectively. Both the
mafic rocks and the intrusive dacitic and dioritic stocks were sampled. Magnetic experiments
(hysteresis loop, IRM, k-T curves, thermal and AF demagnetization) show the presence of
prevailing magnetite. Pyrrhotite is not observed. Microscope and SEM observations show two
families of magnetite. Large multidomain magnetite grains, associated with biotite and chlorite
are related to different hydrothermal alteration pulses. Plagioclases contain a large amount of
small to medium grain-size magnetite (<10µm) either related to an early Na-Ca-Fe alteration or
incorporated in the plagioclase during crystal growth. While the felsic intrusions have low
magnetic susceptibility (<0.0005SI) and low Natural Remanent Magnetization (NRM 10-4-10-3
Am-1), the mineralized mafic rocks have usually high susceptibility (>0.01 and up to 0.2SI) with
NRM in the range 0.1-2 Am-1. Within the mafic complex, most samples have univectorial
magnetizations during alternating field or thermal demagnetization. Within the mine the magnetic
polarity is spatially distributed. In the northern part of the deposit, the Teniente dacite unit, the
associated hydrothermal breccias and the nearby mafic complex record a reverse polarity
magnetization. A reverse polarity is also observed in Teniente sub6. In the eastern part of the
deposit, a normal polarity is observed in the two long drill cores except in the center of the diorite
stock where a reverse polarity magnetization is observed. Within each sample, there is no
241
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
evidence for superposed magnetization of opposite polarity. Anhysteretic remanent
magnetization in a dc field of 40µT (ARM) and NRM have similar magnitude and comparable
microcoercivity spectra upon alternating field demagnetization. The well-defined strong
remanent magnetizations associated with high unblocking temperatures (>500°C) indicate an
acquisition of remanent magnetization during mineralization by hot magmatic fluids at
temperatures > ~400°C during Cu-Fe sulfide deposition.
The magnetic polarity zonation within the Teniente Cu-deposit suggests that the successive
mineralization events have a distinct spatial and temporal distribution within the deposit. There is
no paleomagnetic evidence for post-mineralization deformation.
1. Introduction
Numerical modelings suggest that cooling of hydrothermal systems can occur during a timeperiod of short duration often beside the resolution (<100ka) of the majority of the
geochronologic methods (Cathles et al., 1997; Seedorff et al., 2005). In cupriferous porphyries,
subvolcanic porphyritic intrusions are apophyses of deeper magmatic chambers at the origin of
the magmatic fluids enriched in metal elements such as copper (Dilles and Einaudi 1992).
Mineral deposits at high temperatures can be of short duration, while the transformations at low
temperature may last during the cooling of the system associated possibly with the circulation of
meteoric water (Hedenquist and Richards 1998). The history of cooling of large hydrothermal
systems can be deciphered by using complementary isotopic-age determinations from U-Pb and
40
Ar39Ar methods. The isotopic system U-Pb in zircon has a closure temperature over 900°C and
an U-Pb age on zircon gives the age of crystallization of zircon in the magma (Lee et al., 1997).
The closure temperature of argon in biotites is approximately 300°C. It is thus theoretically
possible to establish the cooling history of an intrusion and its associated hydrothermal systems.
Even if radiochronological studies show that the duration of the magmatic-hydrothermal activity
in some deposits can be very short, significant differences (1 to 2Ma) are sometimes observed
between the U-Pb ages on zircons of the intrusions and 40Ar39Ar ages on hydrothermal biotites
(for example EL Teniente, Maksaev et al.. 2004; Escondida, Chile, Padilla-Garza et al., 2004; Río
Blanco, Deckart et al.. 2005; Bajo la Alumbrera, Harris et al, 2007). Within the large porphyry
deposits characterized by multiple intrusions, differences in ages are often attributed to
superimposed phases of mineralization occurring during a time interval longer than one My.
242
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
An interpretation in term of cooling can however be complicated by the systematic differences
sometimes observed between the ages obtained by different isotopic systems. These differences
are indeed also attributed to times of residence of several 100ka of zircons in the magma (Reid
and al, 1997) or to an uncertainty in the constant of decrease of 40K (Palfy and al, 2007).
Magnetostratigraphy, in favorable circumstances, can be an interesting complement to better
constrain the ages obtained by radiometric dating. For example, paleomagnetic studies decisively
demonstrated the short duration of emplacement of the large volcanic plateaus like the Deccan
flood basalts (Courtillot et al., 1988).
The history of magnetic minerals during processes of mineralization is however likely complex
and few paleomagnetic studies have been applied to hydrothermal systems (Townley et al., 2007;
Alva-Valdivia et al., 2006). For example, paleomagnetism was used to date some old deposits by
comparison of the observed paleomagnetic poles with the expected apparent polar wander path
(Symons et al., 2002; Symons and Arne, 2005). In non-altered volcanic rocks or intrusive, natural
remanent magnetization (NRM) is mainly a thermoremanent magnetization and is recorded at the
time of cooling below the Curie temperature of the magnetic minerals in the rocks (580°C for
magnetite). During strong hydrothermal alteration, remagnetization by heating, or new
destruction or formation of new magnetic minerals must occur during the circulation of the
hydrothermal fluids at temperatures sometimes lower than the Curie temperatures of magnetite. If
it is possible to isolate well defined components of remanent magnetization, paleomagnetism is
then likely to bring additional information to the isotopic dating methods.
El Teniente is a typical porphyry Cu-Mo deposit—in terms of its alteration and sulfide
assemblage zonation, association with felsic intrusions, and predominance of quartz vein-hosted
copper mineralization. This world’s largest known porphyry Cu deposit with >94 million metric
tons (Mt) of contained fine copper is located in the Mio-Pliocene Andean cordillera of Central
Chile (Figure 1). High-resolution radiogenic datings (Maksaev et al., 2004) have significantly
improved our knowledge of the timing and duration of hydrothermal and magmatic activity of the
El Teniente supergiant porphyry Cu-Mo deposit. Most of the mineralization is hosted in a
complex of rocks including altered basalts, diabases, andesites and gabbros often referred to as
the “Andesites of the mine”. The “andesites” are intruded by the Teniente Dacite Porphyry and a
number of quartz diorite to tonalite stocks of which the largest is the Sewell quartz diorite in the
243
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
southeastern section of the orebody (Figure 2 and 3). Skewes et al. (2005) argue that the
mineralization within the andesites mostly occurred before the emplacement of the felsic
intrusions.
We have undertaken a detailed paleomagnetic study with the aim to bring possible new constraint
on the timing of mineralization. Here we report paleomagnetic results at several locations within
the altered andesites as well as within the Dacite Teniente Porphyry and quartz diorite-tonalite
intrusions. The felsic intrusions and associated mineralization in the mafic complex encompass a
time interval (6.5-4.5 Ma) covering several geomagnetic polarity reversals.
Figure 1: Geological map of the El Teniente mine area and paleomagnetic sampling sites. a) Fluidal-glacial backfill
and debris; b) Debris flow; c) Crystalline-litic-brecciated tuffs with sandstone, breccias and lavas intercalations;
d)Volcanic breccias with sandstone and mudstone intercalations; e) Volcanic-andesitic breccias with lavas
intercalations; f) Fluidal hematitized lavas and red-brown tuffs/ breccias ; g) Teniente porphyry, Latite dyke; h)
Diorite, porphyritic diorite and medium to coarse-grained diorite porphyry; i) Fine-grained Diorite porphyry,
porphyritic andesite and andesite porphyry; j) Braden Breccia; k) Hydrothermal breccias with quartz, sericite, alunite
or turmaline.
244
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 2: Simplified geological map of the El Teniente copper deposit. Rectangles correspond to sampling of
oriented blocks (Figure 3). The drill cores SG184 and SG185 are shown with thick lines. Scale in mine coordinate in
meter.
245
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 3: Detailed sampling maps (location in Figure 2). Each star corresponds to an oriented block.
246
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
2. Geology
MINERALIZATION AT EL TENIENTE
Most of the mineralization is hosted in a pervasively biotite-altered and mineralized mafic
intrusive complex composed of gabbros, diabases, and porphyritic basalts and basaltic andesites
(El Teniente Mafic Complex, ETMC) often correlated to the early to middle Miocene Farellones
volcanic formation (Ossandón, 1974; Camus, 1975; Villalobos, 1975; Cuadra, 1986; Burgos,
2002; Maksaev et al.,2004; among others) (Figure 3, 4).
The textural and geochemical features of the mine andesites have been obscured by widespread,
pervasive, texturally destructive biotite alteration. In agreement with Lindgren and Basting
(1922) and Skewes et al. (2002), Cannell et al. (2005) interpret the mine andesite package as a sill
and stock complex containing crystal-supported, feldspar±hornblende-phyric to aphanitic
andesite sills that have intruded andesitic lava flows and volcaniclastic units of the Farellones
Formation.
Figure 4: Photographs of drill-core section (6cm in diameter) of 5 samples from the El Teniente Mafic complex.
These samples show pervasive and large veins of chalcopyrite.
247
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Although the age of the ETMC is controversial, a Fission Track age of 8.9 Ma is attributed to a
mafic sill west from El Teniente (Maksaev et al., 2004). Most authors indicate that there is an
intimate spatial and temporal association between all stages of mineralization and latest Miocene
to early Pliocene felsic intrusions at Teniente (Camus, 1975; Maksaev et al., 2004). Maksaev et
al. (2004) report numerous new radiometric ages (U-Pb of the felsic intrusions, 40-39Ar-Ar in
biotite and sericite, Molybdenite Re-Os dating). The oldest intrusive is the Diorite-Tonalite
Sewell Stock (6.5-6.0 Ma). An U-Pb age of 5.28±0.1 Ma was obtained for the Teniente dacite
while the dacite-ring dikes related to the central Braden breccia pipe are slightly younger (U-Pb
age of 4.82±0.09Ma) (Maksaev et al., 2004). The central Braden Pipe is a Cu-poor
phreatomagmatic polymictic breccia that cuts the entire deposit.
According to the traditional model, the alteration and mineralization in the deposit are divided in
4 stages: (i) late magmatic, (ii) main hydrothermal, (iii) late hydrothermal and (IV) posthumous
stage (Ojeda et al., 1980; Cuadra, 1986; Arevalo et al., 1998). Most of the copper was emplaced
during the late magmatic stage (6.5–4.9 Ma), contemporaneously with felsic intrusion into a
mafic to intermediate sill-stock complex. Mineralization of the late magmatic stage is mainly
hosted by a quartz-anhydrite–dominated stockwork associated with K-feldspar alteration in the
dacites and Na-K-feldspar, biotite, and propylitic alteration of the mafic intrusive package
(Skewes et al., 2002; 2005; Maksaev et al., 2004, Cannell et al., 2005). Minor copper-mineralized
hydrothermal biotite-cemented breccias formed at this time. The late magmatic stage was
followed by two stages of mineralized phyllic alteration, referred to as the principal hydrothermal
(4.9–4.8 Ma) and late hydrothermal (4.8-4.4 Ma) stages, during which thicker, Cu-rich veins
were emplaced. A 1,200-m-wide breccia pipe, the Braden Breccia, formed during the late
hydrothermal stage and appears to have destroyed a large amount of ore from the center of the
deposit. The last hypogene alteration event is within the Braden Formation pipe and includes
anhydrite, siderite and gypsum.
Cannell et al. (2005), on the basis of the composition of mineralized veins, added a premineralization stage, related to partial replacement of plagioclase by fine magnetite (< 8 Pm,
Skewes et al., 2005) (Figure 5a,c,g,i) and veins of magnetite and actinolite, predominantly
preserved in the margins of the ETMC. Cannell et al. (2005) also combine the posthumous stage
with the hydrothermal stage.
248
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 5: Microphotographs of thin sections in samples from the El Teniente Mafic Complex. a) Sample SG18445.5: fine-grained magnetites in plagioclase, magnetite is not associated with biotite; b) sample SG184-171.0: Finegrained magnetites associated with quartz in some parts of the ground mass. c) Sample ETM1602 (sub6): fine–
grained magnetite in plagioclase and coarse-grained magnetite associated with biotites. d) Sample SG184-222.45
same as in c; e &f) sample ETM0302 (sub6): fine grained anhedral crystals of magnetite. g) Sample ETM1501
(sub6): medium to fine-grained magnetites, h) sample ETM1601: coarse grained magnetite; i) sample ETM1602:
very fine-grained magnetite in plagioclase rims. (a, b, c, d) transmitted light. (e, f, g, h, i) Backscatter SEM images.
Adjacent to the deposit, a zone of transitional biotitic-chloritic alteration has been defined, with
veins of quartz-chlorite-anhydrite-pyrite and chloritization of secondary biotite (Camus, 1975;
Skewes et al., 2002; 2005). Outside the deposit is a zone of propilitic alteration (Villalobos, 1975;
Camus, 1975; Zúñiga, 1982), with weak replacement of primary minerals by epidote-chloritecalcite-hematite. Finally, towards the surface of the deposit exists a zone of leaching and
249
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
supergene enrichment, with thicknesses between 100-500 mts., controlled by the topography and
the permeability of the Teniente dacite and the Braden breccias.
In contrast with the most accepted model linking the copper to hydrothermal fluids associated
with the felsic intrusions, Skewes et al. (2005) argue that Cu mineralization at El Teniente
spanned a time period of >2My between >7.1 and 4.4 Ma during a multistage emplacement of
breccias and alteration. Skewes et al. (2005) indicate that the amount of copper at El Teniente is
too large to be associated with the small volume late felsic intrusions. According to Skewes et al.
(2005) the felsic stocks cut both the mineralized breccias and their mafic intrusive host rocks, and
have truncated and redistributed pre-existing copper mineralization.
TECTONIC SETTING
The possible role of active tectonic structures controlling the location of the Teniente deposit is
still debated. Emplacement occurred during a time of regional E-W contraction, associated with
the intersection of sub-vertical faults oblique to the continental margin. The Teniente fault zone
(TFZ) is dextral, sub-vertical, of approximately 14 km in length and 3 km wide and trends NEENE (Garrido et al., 1994). Four subvolcanic intrusive centers are aligned along the TFZ. Garrido
al., (1994, 2002) suggest that the TFZ controls the location of the Sewell Tonalite slightly
elongated along a NE direction, as well as later events of brecciation in the deposit.
Within the deposit, the largest structures (a few meters up to 30-40m long) correspond to a set of
subvertical fractures of direction N-S, similar to the Teniente dacite and the apophyses related to
the Sewell Tonalite (Cuadra, 1986). An other set of fractures is arranged concentrically to the
Braden pipe with up to 40 structures by meter in the neighborhoods of the pipe (Zúñiga, 1982).
Also a secondary system of subvertical radial dikes and diaclases are included in this group. The
smallest structures form a three-dimensional grid of veins, faults and diaclasas (stockwork)
without preferential direction. Cannell et al., (2005) found no clear structural control to the
different stages of hydrothermal alteration.
3. Paleomagnetic sampling and methods
The El Teniente mine is an underground mine where classic paleomagnetic sampling techniques
like portable gazoline drill or solar azimuth orientation cannot be deployed. For this reason, only
blocks oriented with a magnetic compass were taken from the wall of several tunnels (Figure 3)
250
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
at 4 different locations within the mine (Figure 2 and Figure 3a,b,c,d,e) (Teniente Dacite, labels a,
b; Mine-sub6, label c; Esmeralda, label d and Regimiento, label e). Taking into account the
precise orientation of the tunnels used for mining operation, no large magnetic anomalies was
detected. However, errors in the magnetic orientation of each block because of the numerous
metallic artefacts used to maintain tunnel’s stability and the difficulty to orient blocks, might
likely exceed 5°. However, we believe that most of these errors are random and should average
out.
In general, it was not possible to clearly recognize the rock lithology within the tunnel because of
the dark light and the thick dust cover. The location of each block was easily obtained thanks to
the detailed mapping of the underground galleries.
Four distinct sectors of the Teniente mining district were sampled. Sixteen blocks were taken in
Teniente sub-6, 35 blocks in the Esmeralda sector, 31 blocks in the Regimiento sector and 16
oriented blocks were also taken in the Teniente Dacite porphyry (Figure 3).
One or two one inch cores were later drilled from the selected blocks and oriented following the
original orientation of the block.
Two long mine drill cores were also sampled (24 standard minicores over a 190m depth interval
for SG184 with a plunge of 45° toward the west and 115 standard minicores over a 400m depth
interval for SG185 with a 45° plunge toward the east).
Finally eight sites were also drilled to the west and to the north of the mine (Figure 1) in volcanic
rocks from the Colon-Coya formation to check the existence of tectonic rotations.
All samples were later cut to standard samples of 2.2 cm, properly marked and prepared for
processing. Natural Remanent Magnetization (NRM) for each sample was measured with Spinner
type magnetometers either with the Molspin (10-4 - 500 A/m) or Agico JR5A (10-5 - 1500 A/m).
Samples from Drill core SG185 were all measured with the 2G cryogenic magnetometer and
demagnetized by alternating field (AF) with the 2G online demagnetizer. Additionally,
volumetric magnetic susceptibility (k) was measured with a Bartington susceptibilimeter.
In general one or two specimens from each core were subjected to progressive demagnetization
either thermal or with the AF method.
251
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Isothermal remanent magnetizations (IRM) were given in field up to 1200mT with an ASC pulse
magnetizer. Curie temperatures were determined with the Agico kappabridge (KLY3S) and
associated CS3 furnace. Anhysteretic remanent magnetizations (ARM) were given in a dc field of
40µT under an ac field of 110mT using the 2G AF demagnetizer. Acquisitions of a laboratory
chemical remanent magnetization (CRM) during heating were performed on samples showing
large increase in magnetic susceptibility upon heating in the laboratory. The samples were heated
in a dc field of 40µT and kept at 450 or 460°C during 3 hours and then cooled to room
temperature in zero field.
4. Paleomagnetic results
MAGNETIC PROPERTIES
In the ETMC, magnetic susceptibility and NRM intensity increase with decreasing phyllic
alteration (Figure 6, 7a). Many samples have magnetic susceptibility above 5. 10-2 SI with a few
samples above 10-1 SI. These values are slightly higher than non-mineralized rocks of the
Farellones (Goguitchaivili et al., 2000) or Colon-Coya Formation.
Figure 6: Log-log plot of
magnetic susceptibility versus
intensity of NRM for all
samples in the orebody. Altered
rocks are compared with
country rocks of the volcanic
Colon-Coya and Farellones
Formations (Goguitchaichvili et
al., 2000). Samples from the
intrusive stocks (dacite and
quartz diorite) have low
magnetic susceptibility while
the mineralized mafic rocks
have
high
magnetic
susceptibility similar or higher
than the Farellones volcanics.
Magnetic
susceptibility
decreases
with
increasing
phyllic alteration.
252
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Most samples from the Teniente dacite and Quartz diorite stocks have magnetic susceptibility
lower than 10-4 SI and NRM in the range 10-4 – 10-3 Am-1 (Figure 6). The contrast in magnetic
properties between the intrusive rock and the ETMC is sharper along the drill core SG185
(Figure 7) than along the Esmeralda E-W profile. Sampling of the drill cores SG184 and SG185
was slightly biased toward core pieces with a more mafic composition and possibly less
pervasive alteration (Figure 4). A denser sampling is needed to better image the alteration in
magnetic properties nearby the felsic stocks (Figure 7). All the thermomagnetic experiments in
samples of the ETMC show pure magnetite as the main magnetic mineral present in these rocks
(Figure 8a,b,c,d). During thermal demagnetization, there is a large increase in magnetic
susceptibility after heating above 400°C in the laboratory for the samples from the felsic stocks
(Figure 8f) and some of the hydrothermal breccias with low initial magnetic susceptibility. The
increase in magnetic susceptibility is related to the formation of magnetite above 400°C. Samples
from the mafic rocks with high initial magnetic susceptibility do not show major changes in
magnetic susceptibility after heating up to 580°C (Figure 8e). It was not possible to determine the
characteristic direction after thermal demagnetization above 400°C for most samples with low
NRM (<10-3 Am-1) and low magnetic susceptibility because of the acquisition of spurious
component of remanent magnetization in the laboratory associated with the formation of
laboratory grown new magnetites (see also the experiments on CRM acquisition).
IRM acquisition in samples from the ETMC show complete saturation above 250mT while
saturation is not always attained for samples with low magnetic susceptibility (Figure 9a). Backfield demagnetization of saturation IRM (Figure 9b) provide evidence for relatively high Hcr
values (>20mT) for some samples suggesting the possible contribution of single domain or
pseudo-single domain magnetite grains in agreement with optical and SEM observations showing
numerous small grains of magnetite in plagioclases associated with an early Na-Ca-Fe alteration.
For a few samples, MDF values above 100mT and non-saturation of IRM above 300mT indicate
the contribution of high coercivity minerals possibly hematite. Hysteresis experiments in ETMC
samples show low Jrs/Js values with multidomain magnetite dominating the magnetic signal
(Figure 9c, d).
253
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 7: top) Plots of NRM intensity and susceptibility variation along the Esmeralda profile from east to west.
Bottom) Plots of NRM intensity and susceptibility variation versus depth for drillcores SG184 and SG185.
254
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 8: Magnetic susceptibility versus temperature experiments (K-T). Pure magnetite (580°C) is the main
mineral identified during K-T experiments (a,d). A second phase (400°C) is observed in some samples (b,d) upon
heating but not during cooling (green curves). Thick (thin) lines correspond to heating (cooling) curves. Arbitrary
units for the susceptibility not corrected for mass or volume. (e & f) Variation of magnetic susceptibility measured at
room temperature after each step of thermal demagnetization in air. (e) Samples from the felsic stock in drillcore SG185, (f) samples from the mafic complex from drillcores SG-184 and SG-185.
255
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 9: (a) Examples of IRM acquisition for samples from Drillcore SG185 (sample number corresponds to the
position within the drillcore. b) Back-field IRM experiments showing Hcr values in between 10 and 50mT.
Multidomain magnetite is the dominant magnetic phase in most samples with high magnetic susceptibility
(hysteresis curve (c) and Day plot (d).
CHARACTERISTIC DIRECTIONS
Teniente dacite
Although the NRM intensity is low, several samples exhibit well-defined characteristic
component in the course of the thermal or AF demagnetization (Figure 10). The magnetization is
of reverse polarity (Figure 11a). The same reverse polarity is also observed in the ETMC nearby
the dacite.
256
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Table 1. Paleomagnetic results
Site
N
Outside the mine
CY01
10
ET04
11
CY02
9
ET02
9
CY04
10
ET03
5
Mean
6
Within the mine
Esmeralda
10
Dacita
13
Sub6
17
Regimiento
8
Regimiento 18
Mean
5
Expected
Drill cores
SG185 (R)
15
SG185 (N) 102
SG184 (N)
33
Dec
In situ
Inc
95
k
Tilt corrected
Dec
Inc D95
192.9
345.3
190.2
355.5
11.9
353.9
1.7
63.1
-71.4
57.5
-45.9
-61.1
-50.2
-58.6
3.5
9.5
4.2
7.1
3.8
4.0
9.0
188
23
149
53
158
361
57
358.9
164.3
177.4
184.0
5.6
358.6
356.3
-48.0
61.0
61.2
53.6
-54.3
-55.8
-55.3
9.2
11.5
6.2
6.1
7.7
6.8
28
13
34
83
21
128
42.0
-38.0
-32.6
3.0
1.6
1.4
159
79
325
192.9
350.8
190.2
19.0
11.9
353.9
6.4
63.1
-63.7
57.5
-55.5
-61.1
-50.2
-58.9
3.5
9.5
4.2
6.1
3.8
4.0
6.5
k
18
23
149
71
158
361
106
N: number of samples; Dec: Declination; Inc: Inclination, D95: semi angle of confidence; k:
Fisher concentration parameter.
257
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 10: Orthogonal plots of
thermal and AF demagnetizations.
Samples
03DT1602B
&
03DT1601A: Teniente dacite;
sample 00ETM1602A: MCET
sector
Mina;
sample
00ETE2302A: MCET sector
Esmeralda. Open (filled) circles
are projections in the vertical
(horizontal) planes.
Mine Sub-6
Samples from the intrusive stock have low magnetization and low magnetic susceptibility (about
10-4 SI) and it was not possible to isolate a characteristic magnetization. In contrast, samples
within the breccia or within the andesite have a reverse polarity magnetization (Figures 10,11b).
Regimiento
In Regimiento, both magnetic polarities are found. The samples closest to the Braden breccia
(TR01 – TR06) or the Sewell stock (samples TR12-TR27) have magnetization with intensity
lower than 0.1 A/m and normal polarity. In contrast, samples TR07 to TR11 located within 30
meters have a well-defined characteristic magnetization with reverse polarity carried by
magnetite (Figure 11c). Some samples from this group have the highest intensity of remanent
magnetizations above 0.1 A/m.
258
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 11: Equal-area projections of ChRM directions determined in the different mine sectors; a) Teniente dacite;
b) Teniente sub6; c) Regimiento; d) Esmeralda. e) Plot of the mean directions. Open (filled) circles are projections in
the upper (lower) hemisphere.
Esmeralda
The sampling corresponds to a 350m profile between the Braden breccia pipe and a dioritic stock.
All samples within and nearby the contact with the intrusive stocks have low magnetization
(Figure 7a) and it is not possible to clearly define a stable component of magnetization. A
characteristic direction was determined in 11 samples (Figure 11d). Only one has a reverse
polarity magnetization (sample ETE08).
259
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Drill cores
DRILLCORE SG0184: Except 3 samples with low magnetization in the depth range 38.3538.9m; all the samples have magnetization with intensity between 0.1-1A/m (Figure 7). During
thermal and AF demagnetization a single component of magnetization is observed. Unblocking
temperatures in the temperature range 500-580°C (Figure 12a, b) confirm that magnetite is the
magnetic carrier and MDF values above 30mT that the characteristic magnetization is carried by
single domain or pseudo-single domain magnetite. All the characteristic directions have the same
negative inclination in drill core coordinate. Taking into account the orientation of the drill core
(269°,-45°), the magnetization is of normal polarity.
DRILLCORE SG185: Except in the depth interval corresponding to the felsic stock where the
magnetization is low (<10-3 A/m), most samples have high magnetization with several samples
above 1A/m (Figure 7). A characteristic direction was identified after AF and thermal
demagnetization in mot samples of drillcores SG185 especially in the ETMC samples (Figure 12
and 13). Within the drillcore SG185, there is evidence for a vertical zonation of the MDF values
with for example low MDF values in the depth interval 220-260m and high MDF from 260 to
300m (Figure 13). These variations in MDF values reflect magnetite grain size variation with low
MDFs indicating more multidomain grains. It is unclear whether this magnetic variation is related
to changes in lithology of the country rock prior to mineralization or to a different type of
alteration. Samples from the ETMC with NRM intensity above 1A/m have in most cases MDF
values above 30mT indicating that the stable characteristic magnetization is likely carried by a
significant content of single domain or pseudo single domain grains. In order to understand the
nature of NRM, ARM acquisition was performed on several samples of the drill cores. There is a
good correlation between ARM and NRM intensity (Figure 14a). AF demagnetization curves of
NRM and ARM are also similar (Figure 14b).
All the samples have negative inclinations, except in the depth interval 101-117m where both
polarities are observed. In two samples with positive inclination, the residual high coercivity
magnetization has negative inclination (Figure 12g, h).
260
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 12: Examples of orthogonal plots of thermal (a, b, c, e, f, h) and AF (d, g) demagnetization of samples from
drillcores SG184 and SG185 (same convention as Fig. 8). i) Variation of intensity of magnetization during thermal
demagnetization for samples from the mafic complex in drillcores SG184 and SG185.
The two drill cores SG184 and SG185 correspond to oriented cores. For SG184, all the samples
in the depth interval 66.95-222.45m have the same declination around 300° that is close to the
expected direction when the drill core is rotated to the in situ position (Figure 15). The dispersion
recorded in the upper part of the core in the depth interval 37.35-55.9m shows that the upper part
of the core is not properly oriented (Figure 15). In drill core SG185, the orientation was not
261
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
clearly marked in several pieces of cores and in order to have more continuous sampling, samples
were taken with and without orientation. This explains the more or less random distribution of the
declination in core coordinate (Figure 15). However, as for SG184, there is also a significant
dispersion for the oriented samples indicating the incomplete reliability of the orientation
technique for these two cores. The intersections of the two small circles provide two solutions for
the in-situ mean characteristic direction. One of the intersections is close to the expected direction
for normal polarity directions (Figure 15g).
Figure 13: Variation of MDF values, intensity of NRM and ARM, inclination of characteristic direction in drillcore
coordinate versus depth for samples from drillcore SG185. The characteristic directions determined after progressive
thermal and AF demagnetization are respectively shown with white and black circles. Note that samples from the
depth interval 100-120m have the opposite inclination.
Farellones Formation
Characteristic directions were determined at 6 sites. Normal polarity is observed at sites located
to the west of the mine while the two sites CY01-CY02 located to the north of the mine record a
reverse polarity magnetization. Magnetization is carried by magnetite with unblocking
temperatures in the range 450-580°C (Figure 16).
262
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 14: a) Log-log plot
of ARM intensity versus
NRM intensity for samples
of drillcores SG184 and
SG185. The ARM was
given with a DC field of
40µT and an AC field of
110mT. b) Comparison of
the AF demagnetization of
NRM (filled symbols) and
ARM (empty symbols) for
three samples of drillcore
SG185.
c)
AF
demagnetization
of
laboratory induced CRMs
at 460°C with a dc field of
40µT.
263
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 15: Equal-area projection of characteristic magnetizations in drillcore coordinates (a, samples from Drill core
SG184; b,c) samples with normal (reverse) polarity from drill core SG185; d,e,f ) same as a,b, and c with the drill
core rotated. e) Plot of the two small circles determined from the mean inclination of the characteristic
magnetizations of normal polarity and plotted after rotation of the drill cores. The most likely common direction of
ChRM in both drill cores is likely the intersection close to the expected direction.
264
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 16: Examples of orthogonal
plots of thermal (a,b) and AF (c,d)
demagnetization of samples from
the sites outside the mine. Equalarea projections of ChRM directions
with the 95% confidence angle
determined at six sites (left: in situ;
right: tilt corrected). Open (filled)
circles are projections in the upper
(lower) hemisphere. The mean is
highlighted in grey
5. Discussions
The paleomagnetic study of the mineralized units of the El Teniente deposit reveals the existence
of stable well-defined characteristic remanent magnetizations either of normal or reverse polarity.
The characteristic magnetization could be (1) a thermoremanent magnetization acquired by
cooling below the Curie point of magnetite which is the main magnetic carrier or (2) a chemical
remanent magnetization acquired during the alteration and crystallization of magnetic carrier or
more likely related to both processes. Cairanne et al. (2003, 2004) performed laboratory
experiments of CRM acquisition in opposite field and concluded that one should be cautious
when using natural CRM apparent polarity to infer timing of the corresponding chemical event.
We will first discuss the origine of the remanent magnetization and then attempt to interpret the
magnetic polarity changes with respect to the evolution of the magmatic and hydrothermal
system.
265
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
MAGNETIC MINERALOGY AND NATURE OF THE REMANENT MAGNETIZATION
One of the characteristics of the El Teniente deposit is that most of the Cu-mineralization is
hosted by a mafic rock complex containing a large amount of magnetite occurring mainly as a
secondary mineral associated with the different phases of alteration (Figure 5). Pyrrhotite is never
observed. Large grains of magnetite are common in the ETMC and usually associated with
biotitization (Figure 5c, d) and contribute to the high magnetic susceptibility. Some samples with
magnetic susceptibility < 0.01 SI do not show this association (Figure 5a) but have natural
remanent magnetization intensities of the same order of magnitude than those with high magnetic
susceptibility. Optical observations (Figure 5a, 5c) and backscattered SEM images reveal the
existence of numerous small magnetite grains (<10µm) often located within plagioclase crystals
(Figure 5g, h, i). In rock magnetism, large magnetite crystals are multidomain grains that are
unlikely to record a significant stable remanent magnetization. Titanomagnetite inclusions in
pyroxenes and plagioclases of mafic intrusive and metamorphic rocks have been known to record
stable magnetizations consistent with expected geomagnetic field orientations (Evans and
McElhinny, 1966; Hargraves and Young, 1969; Renne et al., 2002; Feinberg et al., 2005 and
references herein). The silicate host isolates the magnetic inclusions against chemical alteration
by hydrothermal fluids and protects the titanomagnetite from oxidation. In a Cu-porphyry deposit
like El Teniente hydrothermal alteration is however likely to involve high temperature magmatic
fluids capable to alter the silicate host. Although some of the magnetite crystals may have been
incorporated in the plagioclases during the plagioclase crystallization, Skewes et al. (2005) and
Cannell et al. (2005) attribute the formation of these magnetite crystals to an early phase of
alteration prior to the late magmatic alteration phase carrying the main mineralization. Taking
into account the high unblocking temperatures of magnetite, the magnetization of the smallest
grains within the plagioclase could thus be contemporaneous of the pre-mineralization alteration
phase. However, the same highly stable magnetization was observed in samples without and with
large chalcopyrite veins (Fig. 4) and this observation suggests that any magnetization acquired
prior to the formation of the mineralized veins was almost totally resetted by the hot fluids
(>400°C) circulation. We speculate that the stable magnetization was recorded during copper
mineralization and likely postdates the formation of magnetites in plagioclases. In the ETMC, the
magnetic carrier is magnetite with unblocking temperatures in the range 500-580°C and MDF
values in the range 30-40mT. Within the El Teniente deposit and especially within the ETMC,
the main magnetic difference between samples with similar magnetic properties is the change in
266
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
magnetic polarity spatially within the deposit. For example, samples from the ETMC with the
fine-grained magnetite crystals record normal polarity in the drill cores but a reverse polarity is
observed in Teniente sub6 samples having the same apparent alteration or petrology.
We speculate that the initial magnetization of the ETMC, if any, was likely fully resetted.
Because several geomagnetic polarity reversals occurred during the expected time interval of
magmatic and hydrothermal alteration at El Teniente (~ 6.5-4.5Ma), we should however expect
that samples from the ETMC were altered during successive normal and reverse polarity time
intervals and that the magnetization within a sample should be a complex sum of normal and
reverse polarity magnetization. Except in a few samples like in two samples of drillcore SG185
where there is some evidence for a component of magnetization of opposite polarity after AF
demagnetization at 100 mT, there is no evidence during AF or thermal demagnetization for
superposed dual polarity magnetization within the samples. NRM intensity is also comparable to
ARM intensity in a laboratory field of 40µT (Fig. 14a) and NRM and ARM behave similarly
upon AF demagnetization. These experiments suggest that variations in NRM intensities between
samples are mainly controlled by changes in content and nature of magnetic mineralogy rather
than the result of superposed magnetization overprints of opposite polarities. In drillcore SG185,
a complex pattern of reverse and normal polarity magnetizations is however observed in a very
short depth interval in the center of the intrusive where a large clast of mafic rocks is reported at
106m. The magnetic properties of the samples with opposite polarities are however not
significantly different and they all share the same apparent lithology and alteration. During
thermal heating in air in the laboratory, most samples from the felsic stocks record large magnetic
susceptibility increase above 400°C. Preliminary experiments of laboratory induced CRM were
performed on several samples which were heated in air up to 450°C and held at that temperature
during 3 hours. Samples from the mafic complex without magnetic susceptibility changes during
heating do not record significant CRM. However samples from the felsic stocks with a 10 to 20
fold increase in magnetic susceptibility record a strong CRM (about 0.1 A/m). When the
experiment is repeated at 460°C with the samples rotated 90° with respect to the applied
laboratory field, a new CRM is recorded removing nearly 2/3 of the previous CRM. The
laboratory-acquired CRMs present the same magnetic stability versus AF demagnetization than
the ARM and the NRM (Figure 14c). Although it is not possible to extrapolate laboratory
experiments, these experiments demonstrate that CRM acquisition at temperature lower than the
Curie point could be significant enough to reset partially or totally previous magnetizations in
267
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
samples from the altered felsic stocks like the Central Quartz Diorite.
There are two alternative interpretations to the apparent record of a unique polarity in the
samples. One possibility is that mineralization and cooling were rapid enough to enable only the
record of one polarity in these samples. The second interpretation is that the polarity of CRM
magnetization corresponds mainly to the main polarity interval during the chemical reactions
leading to the formation of new secondary magnetites or transformation of primary magnetite
grains or the last polarity interval prior to cooling to lower temperature. Sulfur isotope
geothermometry from El Teniente indicates temperature of sulfide deposition of 456±41°C for
the potassic alteration (Kusakabe et al. 1984). Recent studies of 18O and D in Cu porphyry
deposits indicate the dominant role of magmatic over meteoric fluids with the consequence of
high temperature alteration for both the early potassic and main-stage phyllic alteration with
temperatures from 600 to 550°C (Harris and Golding, 2002). Studies of melt inclusions in veins
at the Cu Porphyry Bajo de la Alumbrera also clearly indicate very high temperatures of
magmatic fluids from which Cu is deposited (Harris et al., 2003). Stern et al. (2007) report high
temperatures (> 600°C) calculated from oxygen isotopes of quartz-magnetite and magnetiteanhydrite mineral pairs within the Porphyry A microdiorite but a lower range of temperatures
(455-495°C) was determined from sulfur isotopes. Microthermometric data for fluid inclusions
from Klemm et al. (2007) indicate that copper sulfides precipitated upon cooling between 410°C
and 320°C. We can thus speculate that the temperature of the hydrothermal fluids was
sufficiently high (>450°C) to reset any previous magnetization in the mafic complex El Teniente
unit and that the NRM is likely a combination of CRM and TRM acquired during mineralization
and cooling.
MAGNETIC POLARITY ZONATION WITHIN THE DEPOSIT
Maksaev et al. (2004) interpret molybdenite Re-Os dating at El Teniente as evidence for ore
deposition at 6.30 ± 0.03, 5.60 ± 0.02, 5.01 to 4.96, 4.89 ± 0.08 to 4.78 ± 0.03, and 4.42 ± 0.02
Ma, concurrent with five intrusive episodes and suggest that the Re-Os system for molybdenite
was unaffected by the various hydrothermal episodes. In contrast, Maksaev et al. suggest that the
40
Ar/39Ar system of micas was reset by high-temperature (>350°C) fluid circulation and provides
only a partial record of the latest history of development of this supergiant ore-forming system;
biotite, sericite, and altered whole-rock samples collected throughout the orebody yielded 40
40
Ar/39Ar plateau ages ranging from 5.06 ± 0.12 to 4.37 ± 0.10 Ma.
268
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
In the Teniente dacite, the less altered samples record a well-defined reverse polarity
magnetization that is interpreted to record the cooling of Teniente dacite. All the samples with a
stable characteristic magnetization nearby the Teniente dacite have also the reverse component of
magnetization. The same behavior is observed in Teniente sub-6. While an U-Pb age of
5.28±0.10 Ma is obtained on zircon of the Teniente dacite, 40Ar/39Ar ages on biotite and sericite
are not statistically different and provide a mean-age of 4.67±0.07 Ma for the dacite. A similar
age is also found in the biotitized andesite (samples TT-15 and TT-56 from Maksaev et al.,
2004).
In the Regimiento sector to the south-west of the Braden pipe (Figure 2), both polarities are
observed but both groups correspond to defined sectors within the mine. Within the two drill
cores, a normal polarity is observed except within the center of the felsic stock in drill core
SG185. The two drill cores SG184 and SG185 are located near or cross the Central quartz dioritetonalite. The spread in U-Pb ages in the Sewell, northern and central quartz diorites were
interpreted to represent partial Pb loss produced by potassic hydrothermal overprint at 5.67 to
5.48Ma. Maksaev et al. (2004) separated arbitrarily the U-Pb spot ages into two groups of U-Pb
ages (~6.3±0.15Ma and ~5.6±0.1Ma) for the Sewell stock and the central quartz diorite. The
youngest U-Pb ages are not different from 40Ar/39Ar ages in unaltered magmatic biotites from the
Sewell stock but the
40
Ar/39Ar ages in hydrothermal biotites and sericites are significantly
younger and are not statistically different from those observed in the Braden pipe or around the
Teniente dacite porphyry.
There is a systematic difference between the U-Pb ages and the 40Ar/39Ar ages in hydrothermal
biotites and sericites. For the Teniente dacite porphyry, the difference is of ~0.6Ma and up to
1Ma for the Sewell stock. Such differences are interpreted to represent the time of cooling of the
hydrothermal system from about ~800°C (closure of the U-Pb system) to ~300°C (closure of the
argon system). Blocking of the remanent magnetization likely occurred in a temperature interval
bounded by the Curie point of magnetite (580°C) and about 350-400°C associated with sulfide
deposition and CRM acquisition . The reverse polarity of the Teniente dacite thus implies that
cooling below 580°C should have occurred either from 5.28 to 5.235Ma, from 4.997 to 4.896Ma
or in the time interval 4.799 - 4.631 Ma (Figure 17). This last interval is in agreement with the
mean 40Ar/39Ar ages reported in the northern part of the deposit.
269
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Figure 17: Plot of the
radiometric ages obtained for
different rock units at El
Teniente (Maksaev et al. 2004).
Circles are 40Ar/39Ar ages while
rectangles are U-Pb ages. U-Pb
ages in the diorites correspond
to the two groups of ages from
the Northern and Central quartz
diorites and the Sewell stock
(Maksaev et al., 2004).
Geomagnetic polarity time
scale (Gradstein et al., 2004).
There is no evident interpretation of the normal polarity encountered in the Esmeralda,
Regimiento and drill cores, except that the acquisition of the magnetization cannot be associated
with an eventual hydrothermal event related to the intrusion of the Teniente dacite porphyry. In
the time interval 4-6.5my, the normal polarity intervals have a length of 97ky to 238ky. The
tentative correlation of magnetic polarities with the isotopic ages is also hampered by
uncertainties in the absolute ages. Significant time difference (~1My) between U-Pb ages and
40
Ar/39Ar ages determined by laser step heating of biotite on the same intrusions have been often
reported indicating that the U-Pb ages may not always correspond to the time of emplacement as
suggested by Halter et al. (2005) for the oldest intrusive stocks in the Alumbrera deposit (Harris
et al., 2004, 2007).
270
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Skewes et al. (2005, 2007) suggest that there is an intimate spatial and temporal association of
different stages of mineralization at El Teniente with the emplacement of multiple hydrothermal
breccia complexes and that mineralization was not emplaced by the small felsic porphyries.
Although a more systematic paleomagnetic sampling is needed to map magnetic polarity changes
within the mine, the preliminary data are in better agreement with magmatic fluids associated
with felsic stock intrusion as suggested by the preliminary results nearby the Teniente dacite or in
the mine Sub6. In drill core SG185, samples from the mafic rocks within a few meters of the
quartz diorite intrusive record a very stable remanent magnetization that demonstrates that the
characteristic magnetization is acquired during the mineralization associated with the intrusion of
the felsic stock supporting the interpretations from Cannell et al. (2007) that brecciation occurred
either synchronously with or after felsic magmatism. Finally, the complex polarity pattern in the
center of the Central Quartz Diorite sampled in drill core SG185 (Figure 14) is likely related to
the very low magnetic signal in the felsic stocks more easily affected by possible localized late
alteration. In contrast, the strong magnetic signal in the ETMC associated with a large magnetite
content as shown by the high magnetic susceptibility is probably less affected by late alteration
events.
The mean-direction calculated for the sites inside and outside the mine are close to the expected
direction at 5Ma (Figures 11 & 14). There is no paleomagnetic evidence for a tilt or tectonic
rotation of the El Teniente district. This observation is in good agreement with the lack of
evidence for significant displacement (>40m) along the main faults observed within the mine and
the main activity of the Teniente Fault Zone to have ended before emplacement of the intrusions
and mineralization (Garrido et al., 2002). Besides, these results do not show a tilt proposed by
Lingren and Bastin (1922) for the block of mine.
6. Conclusions
Despite the presence of a large amount of multidomain magnetites, a stable characteristic
remanent magnetization with high unblocking temperatures is observed. MDFs above 30mT in
most samples indicate that the remanent magnetization is carried by pseudo single domain or
single domain grains. Very fine-grained magnetite is indeed observed especially in plagioclase
affected by an early Na-Ca-Fe alteration.
271
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Radiometric dating suggests a period of hydrothermal activity, which extended either
continuously or episodically, for at least 0.69 ± 0.22 m.y. and that comprises a succession of
episodes of ore deposition. The present paleomagnetic study shows natural remanent
magnetization of both polarities in agreement with a time interval of mineralization
encompassing several polarity reversals. However, most if not all the samples show evidence for
a dominant magnetization of either polarity with well defined spatial distribution rather than a
complex pattern of dual-polarity magnetizations within a sample or between nearby samples. For
example the Teniente dacite, associated breccias and nearby mineralized mafic rocks record a
reverse polarity magnetization. In contrast a normal polarity magnetization is systematically
observed in the ETMC samples of the two long drill cores SG184 and SG185. The apparent
complete reset of the remanent magnetization carried by the fine-grained magnetites included in
plagioclases indicates temperatures of the magmatic fluids above or near the Curie point of
magnetite (580°C). The lack of evidence of successive magnetic overprints by different episodes
of ore deposition can be interpreted as evidence for spatially localized short-lived events of
mineralization. The duration of the localized hydrothermal events is constrained by the short
duration (~100ky) of the normal polarity magnetic subchrons in the time interval (5.06 ± 0.12 to
4.37 ± 0.10 Ma). A systematic mapping of the remanent magnetization using the numerous
diamond cores drilled at El Teniente would help understand the spatial and temporal evolution of
this giant deposit.
Acknowledgements: We would like to thank the “Superintendencia de Geologia El Teniente” for
their logistical support for sampling within the mine. Ludovina Burgos and other geologists from
El Teniente are thanked for assistance for sampling the drill cores and discussion about the El
Teniente geology.
References
Arevalo, A., Floody, R. & Olivares, A., 1998. Modelo Geometalúrgico. Estudio geometalúrgico del mineral a
explotar a mediano y largo plazo. Superintendencia Geología de El Teniente, CODELCO-CHILE. Internal
Report GL-133/98, 76 p.
Burgos, L., 2002. Petrografía y Geoquímica de la Diabasa y Diques Basálticos que constituyen las “Andesitas de la
Mina”en el yacimiento El Teniente, VI región, Chile. Memoria de Título (inédita), Departamento de Ciencias
de la Tierra, Universidad de Concepción, 108 p.
Cairanne, G., Brunet, F., Pozzi, J.P., Besson, P., & Aubourg, C., T, 2003. Magnetic Monitoring of Nucleation and
Growth of Magnetite: The Record Of Magnetic Reversal: American Mineralogist, v.88, p.1385-1389.
272
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Cairanne, I., Aubourg, C., Pozzi, J.P., Moreau, M.G., Decamps, T., & Marolleau, G., 2004. Laboratory chemical
remanent magnetization in a natural claystone: a record of two magnetic polarities: Geophysical Journal
International, v.159, p.909-916.
Camus, F., 1975. Geology of the E1 Teniente Orebody with Emphasis on Wall-Rock Alteration: Economic Geology,
v.70, p.1341-1372.
Cannell, J., Cooke, D., Walshe, J., & Stein, H., 2005. Geology, Mineralization, Alteration, and Structural Evolution
of the El Teniente Porphyry Cu-Mo Deposit: Economic Geology, v.100, n.5, p.979-1003. DOI:
10.2113/100.5.979
Cannell, J., Cooke, D., Walshe, J., & Stein, H., 2007. Geology, Mineralization, Alteration, and Structural Evolution
of the El Teniente Porphyry Cu-Mo Deposit – A reply: Economic Geology, v.102, n.6, p.1071-1190.
Cathles, L.M., Erendi, A.H.J., Theyer, J.B., & Barrie, C.T., 1997. How long can a hydrothermal system be sustained
by a single intrusion event?: Economic Geology, v.92, p. 766-771.
Courtillot, V., Féraud, G., Malski, H. Vandamme, D., Moreau, M.G., & Besse, J., 1988. Deccan Flood basalts and
the Cretaceous/Tertiary boundary: Nature, v.333, p.843-846.
Cuadra, P., 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes: Revista Geológica de Chile,
v.27, p.3-26.
Deckart, K., Clark, A.H., Aguilar, A.C., Vargas, R.R., Bertens, N.A., Mortensen, J.K, & Fanning, M., 2005.
Magmatic and hydrothermal chronology of the giant Rio Blanco porphyry copper deposit, Central Chile;
implications of an integrated U–Pb and 40Ar/39Ar database: Economic Geology, v.100, p.905–934.
Dilles, J.H., and Einaudi, M.T., 1992. Wall-rock alteration and hydrothermal flow paths about the Ann-Mason
porphyry copper deposits, Nevada—a 6-km vertical reconstruction: Economic Geology, v.87, p.1963–2001.
Evans, M.E., & McElhinny, M.W., 1966. The paleomagnetism of the Modipe gabbro: Journal of Geophysical
Research, v.71, p.6053–6063.
Feinberg, J.M., Scott, G.R., Renne, P.R, & Wenk, H.R., 2005. Exsolved Magnetite Inclusions in Silicates: Features
Determining Their Remanence Behavior: Geology, v.33, p.513-516.
Garrido, I., Riveros, M., Cladouhos, T., Espiñeira, D, & Allmendinger, R., 1994. Modelo geológico estructural
yacimiento El Teniente. In: Actas VII Congreso Geológico Chileno, Concepción, v.2, p.1553-1558.
Garrido, I., Cembrano, J., Siña, A., Stedman, P., & Yañez, G., 2002. High magma oxidation state and bulk crustal
shortening: key factors in the genesis of Andean porphyry copper deposits, central Chile (31-34°S): Revista
Geológica de Chile, v.29, N.1, p.43-54.
Goguitchaichvili, A., Chauvin, A., Roperch, P., Prevot, M., Aguirre, L, & Vergara, M., 2000. Paleomagnetic results
from the Miocene Farellones formation: a possible highest paleosecular variation during the Miocene:
Geophysical Journal Interior, v.140, n.2, p.357-373.
Gradstein, F.M., Ogg, J.G., Smith, A.G., Agterberg, F.P., Bleeker, W., Cooper, R.A., Davydov, V., Gibbard, P.,
Hinnov, L., House, M.R. (†), Lourens, L., Luterbacher, H.P., McArthur, J., Melchin, M.J., Robb, L.J.,
Shergold, J., Villeneuve, M., Wardlaw, B.R., Ali, Brinkhuis, J.H., Hilgen, F.J,. Hooker, J., Howarth, R.J.,
Knoll, A.H., Laskar, J., Monechi, S., Powell, J., Plumb, K.A., Raffi, I., Röhl, U., Sanfilippo, A., Schmitz, B.,
Shackleton, N.J., Shields, G.A., Strauss, H., Van Dam, J., Veizer, J., van Kolfschoten, Th., & Wilson, D.,
2004. A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, ~ 500 p.
Halter, W.E., Heinrich, C.A, & Pettke, T. 2005. Magma evolution and the formation of porphyry Cu–Au ore fluids:
evidence from silicate and sulfide melt inclusions: Mineralium Deposita, v.39, p.845–863.
Hargraves, R.B., & Young, W.M., 1969. Source of stable remanent magnetism in Lambertville diabase: American
Journal of Science, v.267, p.1161–1177.
Harris, A.C, & Golding, S.D., 2002. New evidence of magmatic-fluid-related phyllic alteration: Implications for the
genesis of porphyry Cu deposits: Geology, v.30, p.335-338.
Harris, A.C, Kamenetsky, V.S., White, N.C., Van Achterbergh, E., & Ryan, C.G., 2003. Melt inclusions in veins:
linking magmas and porphyry Cu deposits: Science, v.302, p.2109-2111.
Harris, A.C., Allen, C.M., Bryan, S.E., Campbell, I.H., Holcombe, R.J., & Palin, J.M., 2004. ELA-ICP-MS U-Pb
zircon geochronology of regional volcanism hosting the Bajo de la Alumbrera Cu-Au deposit: implications
for porphyry-related mineralization: Mineralium Deposita, v.39, p.46–67.
273
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Harris, A.C., Dunlap, W.J., Reiners, P., Allen, C.M., Cooke, D.R., & White, N.C., 2007. Multimillion year thermal
history of a porphyry copper deposit: application of U–Pb, 40Ar/39Ar and (U–Th)/He chronometers, Bajo de
la Alumbrera copper–gold deposit, Argentina: Mineralium Deposita, DOI 10.1007/s00126-007-0151-5
Hedenquist, J.W. & Richards, J.P., 1998. The Influence of Geochemical Techniques on the Development of Genetic
Models for Porphyry Copper Deposits. In: Richards, J.P. and Larson, P.B. (eds.) Techniques in Hydrothermal
Ore Deposits Geology. Society of Economic Geologists, Reviews in Economic Geology, v.10, p. 235-256.
Kusakabe, M., Nakagawa, S., Hori, M., Matsuhisa, Y., Ojeda, J.M., & Serrano, L., 1984. Oxygen and sulfur
isotopic composition of quartz, anhydrite and sulfide minerals from the El Teniente and Rio Blanco porphyry
copper deposits, Chile: Bulletin of the geological society of Japan, v.35, p.583-614.
Lindgren, W., & Bastin, E.S., 1922. Geology of the Braden mine, Rancagua, Chile: Economic Geology, v.17, p.863905.
Lee, J.K.W., Williams, I.S., & Eillis, D.J., 1997. Pb-U-Th diffusion in natural zircon: Nature, v.390, v.159–162.
Maksaev, V., Munizaga, F., McWilliams, M., Fanning, M., Mathur, R., Ruiz, J., & Zentilli, M., 2004. New
chronology for El Teniente, Chilean Andes, from U-Pb, 40Ar/39Ar, Re-Os and fission-track dating:
Implications for the evolution of a supergiant porphyry C-Mo deposit. Society of Economic Geology, Spec.
Publ., v.11, p.15-54.
Ossandón, G., 1974. Petrografía y alteración del pórfido dacítico, yacimiento El Teniente. Memoria de Título
(inédita), Depto de Geología, Universidad de Chile, Santiago. 116 p.
Padilla-Garza, R.A., Titley, S.R., & Eastoe, C.J., 2004. Hypogene evolution of the Escondida porphyry copper
deposit, Chile: Society of Economic Geology, Spec. Publ., v.11, p.141–165.
Palfy, J., Mundil, R.. Renne, P.R., Bernor, R.L, Kordos, L., & M. Gasparik, 2007. U-Pb and 40Ar/39Ar dating of
Miocene fossil track site at Ipolytarnoc (Hungary) and its implications: Earth Planet. Sci. Lett., v.258, p.160-174.
Reid, M.R., Coath, C.D., Harrison, T.M., & McKeegan, K.D., 1997. Prolonged residence times for the youngest
rhyolites associated with Long Valley Caldera: 230Th-238U ion microprobe dating of young zircons. Earth Planet.
Sci. Lett., v.150, p.27-39
Renne, P.R., Scott, G.R., Glen, J.M.G., & Feinberg, J.M., 2002. Oriented inclusions of magnetite in clinopyroxene:
Source of stable remanent magnetization in gabbros of the Messum Complex, Namibia: Geochem., Geophys.,
Geosys., v.3, (12), p.1079.
Seedorff, E., Dilles, J.H., Profett, J.M., Einaudi, M.T., Zurcher, L., Stavast, W., Johnson, D.A., & Barton, M.D,
2005. Porphyry deposits: Characteristics and Origin of hypogene features. Economic Geology 100th Anniversary,
v.l., p.251-298.
Skewes, A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P., & Stern, C.R., 2002. The giant El Teniente breccia deposit:
hypogene copper distribution and emplacement. In: Goldfarb, R.J. and R.L. Nielsens eds. Integrated methods for
discovery: global exploration in the twenty-first century: Soc. Econ. Geol. Spec. Publ., N.9, p.299-332.
Skewes, M.A., Holmgren, C., & Stern, C.R., 2003. The Donoso copper-rich, tourmaline-bearing breccia pipe in
central Chile: petrologic, fluid inclusion and stable isotope evidence for an origin from magmatic fluids.
Mineralium Deposita, v.38, p.2-21.
Skewes, M.A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P., & Stern, C., 2005. The El Teniente Megabreccia Deposits, The
world’s largest copper deposit. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global
Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v.1, p.83-113.
Skewes, A., & Stern, C.R., 2007. Geology, Mineralization, Alteration, and Structural Evolution of the El Teniente
Porphyry Cu-Mo Deposit – A discussion: Economic Geology, v.102, n.6, p.1171-1180.
Stern, C.R., Funk, J., Skewes, A., & Arevalo, A., 2007. Magmatic anhydrite in plutonic rocks at The El Teniente CuMo Deposit, Chile, and the role of sulfur- and copper-rich magmas in its formation: Economic Geology,
v.102, p.1335-1344.
Symons, D., Smethurst, M., & Ashton, J.H., 2002. Paleomagnetism of the Navan Zn-Pb Deposit, Ireland: Economic
Geology, v.97, p.997-1012.
Townley, B., Roperch, P., Oliveros, V., Tassara, A., & Arriagada, C., 2007. Hydrothermal Alteration and Magnetic
Properties of Rocks in the Carolina de Michilla Stratabound Copper District, Northern Chile: Mineralium
Deposita. DOI: 10.1007/s00126-007-0134-6.
274
PROYECTO DE PUBLICACION
CAPITULO 7
Villalobos, J., 1975. Alteración hidrotermal en las andesitas del yacimiento El Teniente, Chile. Memoria de Título
(inédita), Departamento de Geología, Universidad de Chile, 125 p.
Zuñiga, P., 1982. Alteración y mineralización hipógenas en el sector oeste del yacimiento El Teniente. Memoria de
Título (inédita), Departamento de Geología y Geofísica, Universidad de Chile, 102 p.
275
CAPITULO 8:
DISCUSION GENERAL
-Diferencias entre la señal magnética obtenida en ambos yacimientos tipo
pórfido cuprífero
o CHUQUICAMATA versus EL TENIENTE.
-Magnetismo Remanente Natural versus Magnetismo Inducido en rocas
granodioríticas con evidencias de alteración hidrotermal versus rocas
menos alteradas o CHUQUICAMATA
-Magnetismo Remanente Natural versus Magnetismo Inducido para rocas
volcánicas y/o intrusivos máficos alterados versus rocas menos alteradas
o EL TENIENTE
276
8.1 COMPARACION DE LA SEÑAL MAGNETICA ASOCIADA A YACIMIENTOS
TIPO PORFIDO CUPRIFERO
Las diferencias respecto a la geología y contexto geodinámico asociadas a los depósitos tipo
pórfido cuprífero CHUQUICAMATA y EL TENIENTE (ver ANEXO B) sugieren un grado de
especificidad para sus propiedades magnéticas. Esta interpretación se basa principalmente en (i)
las diferencias composicionales de la roca huésped de la mineralización; y (ii) tipo y naturaleza de la
alteración hidrotermal registrada en cada yacimiento. Sin embargo, el gráfico Magnetismo
Remanente Natural (MRN) versus Magnetismo Inducido (MI=k*H) NO muestra un contraste
evidente (Fig. 8.1.a), probablemente porque los valores de estos parámetros magnéticos en ambos
depósitos son controlados por la abundancia y el tamaño de la MAGNETITA presente en las rocas
mineralizadas (Fig. 8.1.a).
En general, la susceptibilidad magnética (k) se utiliza para identificar unidades geológicas a
escala regional y distrital (Clark & Emerson, 1991) y/o variaciones composicionales dentro de
intrusivos en función de la relación de este parámetro magnético con contenidos de TiO2 y FeO(T)
de la roca (Ishihara, 1979; Natland et al., 2002). Considerando que en Chuquicamata la roca
huésped de la mineralización corresponde a una Granodiorita-Monzodiorita (Aracena, 1981) y
que en El Teniente ha sido interpretada como Gabros y Diabasas (Burgos, 2002; Skewes et al.,
2005), la similaridad de los parámetros magnéticos “in situ” para ambos yacimientos
posiblemente responde a la superposición de los diferentes tipos de alteración hidrotermal
susceptibles de generar, modificar y/o destruir MAGNETITA. Lo anterior puede deducirse de la
figura 8.1.b, donde los valores representativos de MRN y MI correspondientes a alteración potásica
de fondo en rocas de la mina Chuquicamata (Pórfido Este y Granodiorita Fiesta) son comparables
con aquellos asociados a alteración [biotita ó clorita ó turmalina]-magnetita en El Teniente. Estos
tipos de alteración hidrotermal producen la cristalización de magnetita multidominio (MD); sin
embargo, las respectivas características petrográficas para este mineral ferromagnético no son
equivalentes.
Para los pórfidos constituyentes de cada uno de estos yacimientos la interpretación es análoga,
en función de la destrucción de magnetita que involucra la ocurrencia de alteración cuarzo-sericita
(±anhidrita) presente en estos intrusivos. Este fenómeno hidrotermal, en ciertos casos, puede
producir la reducción de tamaño de magnetita previa (MDSD), muestras en las cuales los valores
277
de MRN y MI son similares a aquellos obtenidos en el Complejo Máfico El Teniente alterado por
biotita fina penetrativa y/o cuarzo-anhidrita-clorita-sulfuros. En este caso, aún se reconoce magnetita
residual muy fina en plagioclasas y/o en la masa fundamental.
Cabe destacar que la distribución de los parámetros magnéticos en la roca huésped félsica con
evidencias de alteración supérgena, K-sil y clorítica en Chuquicamata es semejante a aquella
asociada a una roca huésped máfica con presencia de vetillas y/o stockwork (El Teniente). Esto
sugiere que la existencia de una ZONA DE TRANSICION en el gráfico MRN versus MI (Fig. 8.1.b),
es función de la abundancia de magnetita y, por ende, de la ocurrencia y/o superposición de los
fenómenos hidrotermales mencionados.
La propiedad magnética que permite distinguir entre estos yacimientos tipo pórfido cuprífero
es la ESTABILIDAD de la MAGNETIZACION REMANENTE registrada en El Teniente en comparación
a la gran INESTABILIDAD que presenta este parámetro en Chuquicamata. Ya que la señal
magnética de estas rocas mineralizadas se correlaciona principalmente con magnetita,
probablemente son sus características específicas las que controlan esta diferencia. Si bien en El
Teniente existen varios tamaños para este mineral (multidominio y dominio simple); es la magnetita
fina (<1 µm) responsable de la fuerte retención de la magnetización en función de su coercividad
(Dunlop, 2002). En Chuquicamata, por el contrario, en los intrusivos félsicos menos alterados
predomina la magnetita multidominio, grande e irregular, asociada a biotitización. Su capacidad de
adquirir magnetización viscosa en función de su baja coercividad produce perturbaciones de la
señal remanente previa a cualquier fenómeno hidrotermal y, por ende, inestabilidad (Özdemir et
al., 2002; Williams & Muxworthy, 2006).
278
Figura 8.1: Contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas correspondientes al yacimiento CHUQUICAMATA,
EL TENIENTE y el COMPLEJO INTRUSIVO FORTUNA. (a) MRN versus k para todas las unidades muestreadas
pertenecientes a cada uno de estos depósitos. (b) Clasificación respecto a la mina y/o pórfido cuprífero analizado.
También se indican los procesos a los cuales se relacionan los valores obtenidos para los parámetros magnéticos, así
como las características del mineral ferromagnético predominante.
279
8.2
CONTRASTES
MAGNETICOS
DE
ROCAS
MINERALIZADAS
CON
RESPECTO A UN “BACKGROUND” DISTRITAL
¾ CASO CHUQUICAMATA
Al estudiar la relación entre propiedades magnéticas-tipos de alteración hidrotermal para rocas
félsicas mineralizadas (Pórfido Este), pueden explicarse las diferencias entre el magnetismo
remanente (MRN) e inducido (MI) obtenido para este tipo de rocas respecto a un fondo magnético
litológicamente similar, sin y/o con menor alteración. Estas comparaciones se realizaron en base
a los contextos que se indican a continuación, virtualmente “localizados” en el distrito
CHUQUICAMATA: (a) CONTEXTO I: Granodiorita Fiesta-Antena (CIF) y Diorita Los Picos
(Arriagada, inédito); (b) CONTEXTO II: Intrusivos Mezo-Cenozoicos del Norte de Chile
(Arriagada et al., 2000; 2006); y (c) CONTEXTO III: Intrusivos Mesozoicos de la Zona Central
(Córdova, 2007). Para el cálculo de la componente inducida se utilizó el campo magnético del
sector mencionado en diciembre del 2000, a una altura de 2.850 m.s.n.m (18.7420 A/m).
Del gráfico 8.2.a que ilustra el MRN versus Magnetismo Inducido (MI) para el CONTEXTO I se
deduce que, tanto en la Granodiorita Antena como en la Diorita Los Picos existe un predominio
de la componente remanente sobre la inducida. Sin embargo, en el Pórfido Este menos alterado
y la Granodiorita Fiesta, litológicamente comparables a las rocas anteriores, esta relación es a la
inversa (MI < MRN). Sin embargo, ciertas muestras correspondientes a la última unidad
probablemente registran remagnetización por rayos (MRN entre 1-10 A/m).
Los valores de magnetismo inducido obtenidos para el Pórfido Este menos alterado y la
Granodiorita Fiesta se generan en base a la ocurrencia de magnetita grande (MD) cuyo origen es
atribuible a cristalización post-magmática (biotitización). Esto implica un aumento de la susceptibilidad
magnética (k). Su comparación con aquellos intrusivos constituyentes del CONTEXTO II y III,
(predominio de magnetita mineral portador de la magnetización, Arriagada et al., 2000; 2003;
Córdova, 2007), sugiere que no existe una contraste magnético apreciable respecto de un fondo
correspondiente a intrusivos no alterados (fig. 8.3.a y 8.4.a). El análisis del MRN (fig. 8.2, 8.3 y
8.4, b y c) indica que en la Granodiorita Fiesta estos valores son, a lo menos, un orden de
magnitud más pequeño (0.01-1 A/m) que para granitoides sin alteración (0.1-10 A/m). Las
observaciones en relación al parámetro Q=Mo/k*H son análogas a las ya mencionadas.
280
Otra deducción obtenida por medio de estos gráficos es la correlación positiva entre el MRN y el
parámetro Q en INTRUSIVOS MENOS ALTERADOS, así como la homogeneidad de sus valores de
susceptibilidad magnética (entre 0.1-0.01 SI, fig. 8.2, 8.4 y 8.5.c). Por lo tanto, intentar establecer
contrastes magnéticos utilizando sólo la susceptibilidad puede inducir errores, considerando que
la mineralización en ciertos prospectos se relaciona principalmente a alteración hidrotermal
temprana, pudiendo presentar estas rocas susceptibilidad magnética similar a su entorno.
En estos gráficos destaca también la heterogeneidad de las propiedades magnéticas asociada a
rocas con diferentes tipos de alteración hidrotermal penetrativa sobreimpuesta (destrucciónoxidación de magnetita-hematita en función de la cristalización de sulfuros de Cu-Fe). Esto sugiere que
aquellas rocas cuyos resultados magnéticos no sigan las tendencias magnéticas definidas para
granitoides no alterados, podrían corresponden a un eventual “blanco” de exploración dentro de un
contexto de intrusivos félsicos.
Cabe destacar además las características de las muestras correspondientes a los intrusivos
encajantes (Granodiorita Elena-Granito Este), las que, a pesar de que también evidencian
unpredominio de la componente inducida respecto de la remanente (MI > MRN), presentan sólo una
superposición parcial con aquellos resultados magnéticos obtenidos a partir de granitoides menos
alterados. Por lo tanto la cloritización, así como la cataclasis-milonitización, eventualmente podrían
producir desequilibrios susceptibles de modificar las propiedades magnéticas de un intrusivo. Esto
puede ser problemático al momento de interpretar anomalías, ya que un intrusivo cloritizado o
deformado puede entregar una señal magnética similar a un granitoide mineralizado, induciendo un
error respecto a la propuesta de futuros “blancos” de exploración.
281
282
Figura 8.2: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos Cenozoicos menos alterados del sector. (a) MRN
vs. MI. La diagonal punteada representa la Línea de Koenigsberger. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.
283
Figura 8.3: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos similares no alterados correspondientes al
CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.
284
Figura 8.4: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al Pórfido Este respecto a intrusivos similares no alterados correspondientes al
CONTEXTO III indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.
¾ CASO EL TENIENTE
Las interpretaciones respecto de la contribución del magnetismo remanente e inducido a una
anomalía magnética dependen fundamentalmente de la variabilidad litológica que muestran las
unidades constituyentes de este depósito (intrusivos máficos o “andesitas de la mina”, pórfidos félsicos
y brechas; Burgos, 2002), considerando que este parámetro por sí sólo puede controlar ciertos
contrastes magnéticos, lo que ha sido señalado anteriormente por Parra y Yañez (1988) al realizar
la definición de las diferentes provincias magnéticas en Chile Central.
Asumiendo que el CMET eventualmente podría corresponder a una sub-unidad dentro de la
Formación Farellones (Camus et al., 1975; Cuadra, 1986; Maksaev et al., 2004; entre otros), la
siguiente comparación se hizo en base a los escasos resultados paleomagnéticos disponibles para
la misma, definiendo los “backgrounds” mencionados a continuación. (a) CONTEXTO I: Rocas
volcánicas de la Formación Farellones en Sewell (zonas aledañas a la mina El Teniente, este
estudio); y (b) CONTEXTO II: Rocas volcánicas de la Formación Farellones a la altura de
Santiago (Valle Nevado, Goguitchaichvili, 2000). La metodología aplicada para comparar rocas
alteradas versus roca fresca es la misma que fue descrita para el yacimiento Chuquicamata, es
decir, se utilizó un campo magnético de 19.5655 A/m (marzo 2004, muestreo Coya) para una
altura promedio de 2.450 m.s.n.m.
Los gráficos correspondientes al CONTEXTO I permiten discriminar grupos representativos, si
bien ciertas rocas con evidencias de alteración hidrotermal podrían presentar traslapes parciales
con la roca huésped (Formación Farellones, fig. 8.5.a). El grupo de mayor susceptibilidad y
homogeneidad
(AH1) evidencia dominantemente alteración Na-Ca-Fe y vetillas de naturaleza
temprana. La variabilidad del segundo grupo (AH2) y sus valores de Q<1 son consecuentes con
biotitización y emplazamiento de vetillas de distinta naturaleza hidrotermal en el CMET (“TIPO 2, 3 y
4”: Cannell et al., 2005). El grupo AH3 tiene características particulares, dada su biotitización
penetrativa y ciertas asociaciones mineralógicas generadas probablemente en respuesta a un halo
fílico, sugiriendo que las propiedades magnéticas podrían correlacionarse con trazas de magnetita
SD residual ligada a alteración temprana y/o destrucción parcial de magnetita gruesa (Dunlop &
Özdemir, 1997).
285
Cabe destacar que la identificación de los grupos mencionados es más sencilla en los gráficos
MRN vs. Q y k vs. Q (Fig. 8.6.b y 8.6.c); sugiriendo que es fundamental tener en cuenta el
parámetro Q cuando se proponen interpretaciones respecto de la génesis de las rocas y su
alteración hidrotermal en base a parámetros magnéticos (Alva-Valdivia, 2000, 2003; Airo, 2002;
Musgrave et al., 2006).
Al comparar las rocas mineralizadas del yacimiento El Teniente con el CONTEXTO II se
acentúan las diferencias antes propuestas en el gráfico MRN versus MI (Fig. 8.13.a). Esto podría
explicarse en función del metamorfismo de bajo grado y/o alteración hidrotermal observada en las
rocas correspondientes a los muestreos Superficie y Coya, fenómenos susceptibles de generar
cambios en las propiedades magnéticas de la Formación Farellones (Sphrönle, 1992). A su vez,
los resultados magnéticos del CONTEXTO II son bastante más homogéneos, destacando la
correlación positiva en el gráfico MRN versus Q (Fig. 8.6.b) y su intervalo constreñido de
susceptibilidad (0.1-0.01 SI, Fig. 8.6.c).
286
287
Figura 8.5: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a rocas volcánicas de la Formación Farellones
correspondientes al CONTEXTO I indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.
288
Figura 8.6: Gráficos de contrastes magnéticos entre rocas mineralizadas asociadas al yacimiento El Teniente respecto a rocas volcánicas de la Formación Farellones
correspondientes al CONTEXTO II indicado en el texto. (a) MRN vs. MI. (b) MRN vs. Q. (c) k vs. Q.
CAPITULO 9:
CONCLUSIONES
289
El
análisis
conjunto
de
los
resultados
paleomagnéticos,
magnético-mineralógicos,
petrográficos y geoquímicos de las muestras obtenidas de los depósitos tipo pórfido cuprífero
CHUQUICAMATA y EL TENIENTE permiten concluir lo siguiente:
MINA CHUQUICAMATA
Las propiedades magnético-mineralógicas de las rocas correspondientes al BLOQUE ESTE de
la mina permiten clasificarlas en 4 grupos: (i) Pórfido Este menos alterado, (ii) Pórfido Este
alterado, (iii) Intrusivos encajantes (Granodiorita Elena-Granito Este), y (iv) Zona de Deformación
Este. Estas propiedades se generan en función de la existencia de cristales de magnetita
grande (> 50 µm) asociados con biotitización. La abundancia de este mineral ferromagnético,
sus particularidades y transformaciones mineralógicas dependen de los fenómenos de
alteración hidrotermal reconocidos en la roca huésped. A este mineral se relaciona además la
naturaleza de la magnetización remanente adquirida por las muestras, en base a
consideraciones de temperatura y volumen de bloqueo (termoviscosa o magnetita multidominio
[MD]; termoquímica remanente o magnetita pseudo-dominio simple [PSD] residual y/o hematita).
En CHUQUICAMATA, la roca huésped mineralizada y los intrusivos encajantes (Granodiorita
Elena-Granito Este) presentan una inestabilidad de la magnetización remanente característica (en
función de la baja coercividad de la magnetita multidominio). El vector magnético asociado a
las etapas de demagnetización de la mayoría las muestras correspondientes al BLOQUE ESTE
MINERALIZADO poseen un signo positivo. Asimismo, ciertos especimenes con evidencias de
alteración fílica y/o potásico-silícica presentan polaridad inversa relacionada a escasa magnetita
residual (pseudo-dominio simple) y/o hematita. Por lo tanto, la magnetización característica
observada en estas unidades probablemente fue adquirida en un periodo de POLARIDAD
INVERSA, en acuerdo con las edades asignadas a los Pórfidos Oeste y Banco, así como a su
consecuente alteración hidrotermal / mineralización (34.3-33.3 Ma y 34.4-33.0 Ma,
respectivamente. Ballard, 2002). Aunque los resultados paleomagnéticos en estas rocas son
escasos, sugieren la presencia de rotación y/o basculamiento local de bloques independientes
(relación con los dominios estructurales definidos en la mina?); sin embargo, no existen
evidencias de movimientos post-mineralización que involucren al BLOQUE ESTE de la mina
en su totalidad.
290
Las propiedades magnético-mineralógicas de las muestras provenientes de la GRANODIORITA
FIESTA y GRANODIORITA ANTENA (distrito CHUQUICAMATA) son producto principalmente
de la intensidad de la alteración selectiva que presentan (biotitización y cloritización), así como
dependientes de las texturas de exsolución generadas en titanomagnetita previa. En la
GRANODIORITA FIESTA, la presencia de magnetita multidominio controla los altos valores de
susceptibilidad magnética y, por consiguiente, de Anisotropía de Susceptibilidad Magnética
(ASM); sin embargo, la estabilidad de la magnetización remanente está asociada a
titanohematita dominio simple (< 1 Pm). Este mineral es producto de las sucesivas
exsoluciones (compósito-sandwich-lamellar) de titanomagnetita primaria, probablemente en
respuesta a las nuevas condiciones fisicoquímicas impuestas por la alteración hidrotermal. En
la GRANODIORITA ANTENA, la estabilidad de la magnetización remanente se correlaciona con
la presencia de magnetita dominio simple, así como con cristales de magnetita de mayor
tamaño (MD) que, en función de las evidencias de martitización, pueden desarrollar dominios
intramineral más pequeños (tipo pseudo-dominio simple), con aumento de coercividad.
Los resultados paleomagnéticos obtenidos en muestras de la GRANODIORITA FIESTA-ANTENA
indican que la magnetización característica fue adquirida en un periodo de polaridad normal,
lo que se correlaciona con la polaridad magnética en el sector al momento en que se produjo
el emplazamiento de ambos intrusivos (38-39.5 Ma). La variación espacial en la orientación
de la foliación magnética (rumbos entre aNS y aEW), en conjunto con el fuerte sesgo que
presenta la dirección de la magnetización remanente (D|230-330°) respecto de una polaridad
normal, pueden interpretarse como producto de rotaciones antihorarias de pequeños bloques
(¿200-300 m?), asociadas a un gran desplazamiento de rumbo sinestral a lo largo de la Falla
Oeste. Esta conclusión es consistente con modelos previamente propuestos para explicar la
cinemática asociada a esta estructura (Tomlinson & Blanco, 1997; Tomlinson et al., 2001;
Campbell et al., 2006).
291
MINA EL TENIENTE
En el yacimiento EL TENIENTE se pueden identificar, en función de su tamaño y asociación
mineralógica, a lo menos cinco familias de magnetita (tipo 1a y b, 2, 3 y 4). La magnetita fina
Tipo 1a tiene un origen magmático y/o hidrotermal dependiendo de la variaciones del estado
de oxidación en el sistema fluido-roca. Cuando este mineral se presenta «en parches»
(cristales entre 1-15 Pm), probablemente se relaciona a alteración hidrotermal temprana tipo
Na-Ca-Fe. La magnetita fina Tipo 1b (+ cuarzo difuso [± sericita]) no evidencia una relación
genética evidente con la familia anterior. La magnetita Tipo 2 probablemente cristalizó en
equilibrio con BIOTITA TIPO 1, cuyos valores de Fe-Ti-Cl y asociación mineralógica
respectiva (+ magnetita [± << anhidrita-cuarzo]) la identifican como la «más temprana» dentro
de tres tipos de biotita identificados. La magnetita Tipo 3 (+clorita) y Tipo 4 (+turmalina)
ocurren en relación a diferentes estadios hidrotermales retrógrados; sin embargo establecer su
temporalidad respecto a la génesis del yacimiento supera el alcance de este trabajo.
Los análisis magnético-mineralógicos realizados en muestras de la mina EL TENIENTE
(Complejo Máfico El Teniente [CMET], Pórfido Dacítico Teniente, Diorita-Cuarcífera
Central, Brecha Marginal y Brecha Braden), permiten discriminar tres minerales
ferromagnéticos: magnetita, maghemita y hematita. A su vez, la magnetita puede dividirse en
dos grupos: (1) magnetita gruesa multidominio de baja coercividad (MGBC), y (2) magnetita
fina pseudo-dominio simple o monodominio de alta coercividad (MFAC). La magnetita
MGBC es aquella clasificada como magnetita Tipo 2 (+ biotita), Tipo 3 (+ clorita) y Tipo 4 (+
turmalina) según criterios petrográfico-químicos; así como la magnetita MFAC es
correspondiente con aquella Tipo 1a (en plagioclasa) y Tipo 1b (+cuarzo).
La presencia de magnetita gruesa (MGBC) generada por biotitización y/o superposición de
alteración hidrotermal clorita-magnetita y/o turmalina-magnetita controla los valores de
magnetismo remanente natural (MRN) y susceptibilidad magnética (k) en el CMET; sin
embargo, en muestras de esta unidad no existe una correlación entre ambos parámetros
magnéticos y la estabilidad de la magnetización remanente en esta unidad, ya que ésta
depende de aquellos fenómenos hidrotermales susceptibles de generar magnetita
monodominio (MFAC). Si bien en la roca huésped de la mineralización esta propiedad
292
depende de la ocurrencia de alteración Na-Ca-Fe y cuarzo-magnetita, en el Pórfido Dacítico
Teniente y Pórfido Diorítico-Cuarcífero se correlaciona con alteración biotítica penetrativa
(TIPO 2 y 3) y/o alteración cuarzo-sericita, fenómenos capaces de producir la destrucción
parcial de magnetita multidominio (MD) previa y generar magnetita pseudos-dominio simple
residual.
En el yacimiento EL TENIENTE, existe una zonación areal de polaridades magnéticas,
consecuente con las sucesivas inversiones de polaridad registradas en el periodo de tiempo en
que se formó el depósito. Esta interpretación se basa en las edades asignadas por Maksaev et
al. (2004) para los diferentes fenómenos de alteración hidrotermal y unidades componentes de
la mina. En el sector S-SE hay un predominio de la POLARIDAD NORMAL, probablemente
adquirida en relación al emplazamiento y alteración post-magmática de la Diotita-Tonalita
Sewell; y/o a los Diques de Latita en anillos y Brecha Braden (sector Esmeralda). El sector NNE, por el contrario, evidencia una POLARIDAD INVERSA, lo que sugiere su relación con la
intrusión del Pórfido Diorítico Cuarcífero y el Pórfido Dacítico Teniente, así como su
alteración / mineralización asociada.
PROPIEDADES MAGNETICAS EN DEPOSITOS TIPO PORFIDO CUPRIFERO
Si bien CHUQUICAMATA y EL TENIENTE presentan obvias diferencias en relación a su
geología, edad de formación, configuración estructural y contexto geodinámico, existen muestras
correspondientes a cada uno de estos depósitos cuya respuesta magnética es similar. Lo
anterior indica que, en ambos yacimientos tipo pórfido cuprífero, las propiedades magnéticas
son controladas principalmente por el tamaño y abundancia de MAGNETITA. Estos parámetros
dependen a su vez, de la ocurrencia de ciertos tipos de alteración hidrotermal susceptibles de
generar, modificar y/o destruir este mineral. A modo de ejemplo, cabe destacar la estabilidad
de la magnetizacion remanente obtenida para las muestras de EL TENIENTE, donde la
presencia de magnetita fina (<1 µm) es responsable de la fuerte retención de la magnetización
(alta coercividad); mientras que en CHUQUICAMATA la inestabilidad de este parámetro se
correlaciona con el predominio de magnetita multidominio identificada en los intrusivos félsicos
menos alterados.
293
La comparación entre las propiedades magnéticas de rocas alteradas obtenidas para cada
depósito estudiado con las propiedades magnéticas asociadas a rocas encajantes menos alteradas
y/o de una composición similar a la roca huésped de la mineralización confirman la hipótesis
fundamental de esta investigación. Por lo tanto, los fenómenos de alteración hidrotermal
reconocidos en ambos yacimientos tipo pórfido cuprífero son capaces de modificar la mineralogía
ferromagnética y sus características petrográfico-magnéticas, generando así una señal magnética
distintiva para las rocas mineralizadas.
En CHUQUICAMATA, esta conclusión se basa en el análisis comparativo del Magnetismo
Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) para granitoides alterados (Pórfido Este,
Granodiorita Elena, Granito Este y Granodiorita Fiesta) y menos alterados (Granodiorita
Antena, Diorita Los Picos, Intrusivos Mezo-Cenozoicos del Norte de Chile), ya que sugiere una
correlación directa entre las evidencias de alteración penetrativa (fílica, K-sil, supérgena) y la
disminución de los valores de MRN y k (ya que implican destrucción de magnetita). Si bien
menos evidente que la característica anterior, aquellos granitoides con alteración selectiva
(biotitización) muestran un predominio de la magnetización inducida (MI) sobre la magnetización
remanente, relación que en granitoides no alterados es a la inversa.
En EL TENIENTE, sólo aquellas muestras donde la biotitización es menor evidencian un
traslape con los valores de MRN y k disponibles para la Formación Farellones, ya que, en
general, los tipos de alteración hidrotermal presentes en el yacimiento involucran la
destrucción de la mineralogía ferromagnética previa (andesita basáltica y/o gabros:
titanomagnetita o magnetita titanífera) y, por ende, una disminución de la susceptibilidad (k). En
las rocas mineralizadas de este depósito también existe un predominio de la magnetización
inducida (MI) sobre la magnetización remanente; sin embargo, en ciertas muestras con evidencias
de biotitización penetrativa (TIPO 2 y 3) esta relación se puede invertir.
294
REFERENCIAS
295
Airo, M.L., 2002. Aeromagnetic and aeroradiometric reponse to hydrothermal alteration: Surveys in Geophysics,
v.23, n.4, p. 273-302.
Alvarez, O., Miranda, J., & Guzmán, P., 1980. Geología del complejo Chuquicamata: Instituto de Ingenieros de
Minas de Chile, Santiago, v.II, p. 314-363.
Alvarez, O., & Flores, V., 1985. Alteración y mineralización hipógena en el yacimiento Chuquicamata, Chile. In:
Actas IV Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v.II, p. 78-100.
Alva-Valdivia, L. & Urrutia-Fucugauchi, J., 1995. Rock magnetic surveys in the iron ore deposit of El Encino,
México: Journal of South American Earth Sciences, v.8, p.209-220.
Alva-Valdivia, L.& Urrutia-Fucugauchi, J, 1998. Rock magnetic properties and ore microscopy of the iron ore
deposit of Las truchas, Michoacan,México: Journal Applied Geophysics., v.38, p.277-299.
Alva Valdivia, L. M., Urrutia-Fucugauchi, J., Goguichaichvili, A.,& Dunlop, D., 2000. Magnetic mineralogy and
properties of the Peña Colorada iron ore deposit, Guerrero Terrane: implications for magnetometric modeling: J.
South Am. Earth Sciences, v.13, n.5, p.415-428.
Alva-Valdivia, L., Goguitchaichvili, A., Urrutia-Fucugauchi, J., Caballero-Miranda, C. & Vivallo, W., 2001.
Rock-magnetism and ore microscopy of the magnetite-apatite ore deposit from Cerro de Mercado, México: Earth
Planets Space, v. 53, p. 181–192.
Alva-Valdivia, L., Goguitchaichvili, A. & Urrutia-Fucugauchi, J., 2003. Petromagnetic properties in the Naica
mining district, Chihuahua, Mexico: Searching for source of mineralization: Earth Planets Space, v.55, p.19-31.
Alva-Valdivia, L. M., Rivas, M., Goguitchaichvili, A., Urrutia-Fucugauchi, J., González, J. A., Morales, J., Gómez,
S., Henríquez, F., Nyström, J.O., & Naslund, R.H., 2003. Rock-Magnetic and oxide microscopic studies of the
El Laco iron ore deposits, Chilean Andes, and implications for magnetic anomaly modeling: International
Geology Review, v.45, p.533-547.
Alva-Valdivia, L. M., Rivas, M., Goguitchaichvili, A., Urrutia-Fucugauchi, J., González, J. A, & Vivallo, W., 2003.
Integrated magnetic studies of the El Romeral iron-ore deposit, Chile: implications for ore genesis and modeling
of magnetic anomalies: Journal of Applied Geophysics, v.53, p.137-151
Alpers, C.N., & Brimhall, G.H., 1988. Middle Miocene climatic change in the Atacama desert, northern Chile:
evidence from supergene mineralization at La Escondida: Geological Society of America Bulletin, v.100, p. 16401656.
Ambrus, J., 1979. Emplazamiento y mineralización de los pórfidos cupríferos de Chile: Tesis Ph.D. no publicada,
Salamanca, España. Universidad de Salamanca, 308 p.
Andersen, D.J., & Lindsley, D.H., 1988. Internally consistent solution models for Fe-Mg-Mn-Ti oxides: Fe-Ti
oxides: American Mineralogist, v.73, p.714-726.
Anderson, J.A., 1982. Characteristics of leached capping and techniques of appraisal. In: Titley (ed.) Advances in
Geology of Porphyry Copper Deposits, Southwestern North America. University of Arizona Press, p. 275-295.
Aracena, I., 1981. Geología y alteración del sector norte del yacimiento de Chuquicamata. Memoria de Título
(inédita), Departamento de Geología, Universidad de Chile, 94 p.
Arancibia, O. & Clark, A., 1996. Early magnetite-amphibolite-plagioclase alteration-mineralization in the Island
Copper porphyry copper-gold-molybdenum deposit, British Columbia: Economic Geology, v.91, p.402-438.
Arancibia, G., Matthews, S. & Pérez de Arce, C., 2005. K-Ar and 40Ar/39Ar ages from supergene minerals in
northern Chile : prevalence of humid climate and tectonic uplift until the upper Miocene in the Atacama desert.
In: International Symposium on Andean Geodynamics, (ISAG), Barcelona, España, p. 50-52.
Aracena, I., Ossandón, G. & Zentilli, M., 1997. Mineralogía y distribución del zinc en Chuquicamata:
¿enriquecimiento supérgeno de zinc?. In: Actas VIII Congreso Geológico Chileno, v.3, p.1908-1912.
Arévalo, A., Floody, R. & Olivares, A., 1998. Modelo Geometalúrgico. Estudio geometalúrgico del mineral a explotar a
mediano y largo plazo. Superintendencia Geología de El Teniente, CODELCO-CHILE. Informe Interno GL-133/98,
76 p.
Argyle, K., Dunlop, D. & Xu, S., 1994. Single-domains behaviour of multidomains magnetite grains: EOS, American
Geophysical Unión, v. 75, Fall Meeting Supp., I96.
296
Arriagada, C., Roperch, P., & Mpodozis, C., 2000. Clockwise block rotations along the eastern border of the
Cordillera de Domeyko, northern Chile (22°45’-23°30’S): Tectonophysics, v.326, p.153-171.
Arriagada, C., Roperch, P., Mpodozis, C., Dupont-Nivet, G., Cobbold, P. R., Chauvin, A., & Cortés, J., 2003.
Paleogene clockwise tectonic rotations in the forearc of central Andes, Antofagasta region, northern Chile:
Journal of Geophysical Research, v. 105, doi:10.1029/2001JB001598.
Arriagada, C., Roperch, P., Mpodozis, C., & Fernández, R., 2006. Paleomagnetism and tectonics of the southern
Atacama Desert (25–28°S), northern Chile: Tectonics, v.25, TC4001, DOI:10.1029/2005TC001923.
Astudillo, N. 2003. Paleomagnetismo en el yacimiento Chuquicamata: Nuevos antecedentes estructurales y de
alteración. Memoria de Título (inédita), Departamento de Geología, Universidad de Chile, 121 p.
Atkinson, W.W.Jr., Souviron, A., Vehrs, T.I. & Faunes, A., 1996. Geology and Mineral Zoning of the Los
Pelambres Porphyry Copper Deposit, Chile. In: Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., eds. Andean Copper
Deposits: New Discoveries, Mineralization, Styles and Metallogeny. Society of Economic Geologists, Special
Publication Number 5, p. 131-155.
Ballard. J., 2002. A comparative stuy between the geochemistry of ore-bearing and barren calc-alkaline intrusions:
Tesis Ph.D. no publicada, The Australian National University, Australia. 256 p.
Ballard, J.R., Palin, J.M., Williams, I.S., Campbell, I.H., & Faunes, A., 2001. Two ages of porphyry intrusion
resolved for the super-giant Chuquicamata copper deposit of northern Chile by ELA-ICP-MS and SHRIMP:
Geology, v.29, p.383-386.
Banerjee, S.K., 1991. Magnetic properties of oxides minerals. In: Mineralogical Society of America, Reviews in
Mineralogy, v.25, p. 129-219.
Banfield, J., Wasilewski, P. & Veblen, D., 1994. TEM study of relationships between the microstructures and
magnetic properties of strongly magnetized magnetite and maghemite. American Mineralogist, v.79, p.654-667.
Beane, R., 1974. Biotite stability in porphyry copper environment: Economic Geology, v.69, p.241-256.
Becerra, H., 2001. Proyecto MM. Seminario inédito CODELCO, División Chuquicamata.
Bookstrom, A.A., 1977. The magnetite deposits of El Romeral, Chile: Economic Geology, v.64, p.1101-1130.
Brimhall, G.H., 1980. Deep hypogene oxidation of porphyry copper potassium-silicate protore at Butte, Montana; a
theoretical evaluation of the copper remobilization hipótesis: Economic Geology, v.75, n.3, p.384-409
Brimhall, G.H., Agee, C. &, Stoffregen, R..,1985. The hydrothermal conversion of hornblende to biotite: Canadian
Mineralogist, v.23, p.369-379.
Buddington, A.F., & Lindsley, D.H., 1964. Iron-titanium oxide minerals and synthetic equivalents: Journal of
Petrology, v.5, p.310-357.
Burgos, L., 2002. Petrografía y Geoquímica de la Diabasa y Diques Basálticos que constituyen las “Andesitas de la
Mina”en el yacimiento El Teniente, VI región, Chile. Memoria de Título (inédita), Departamento. de Ciencias de
la Tierra, Universidad de Concepción, 108 p.
Burgos, L., 2006. Alteración que afecta a las rocas del complejo máfico El Teniente. In: Actas XXV Curso
Latinoamericano de Metalogenia, Antofagasta, p.13-14.
Burnham, C. W. & Ohmoto, H., 1980. Late stage processes of felsic magmatism. In: Ishihara, S. Y Takenouchi, S.,
eds., Granitic magmatism and related mineralization. Soc. Mining Geologists Japan, Special Issue 8, p.1-11.
Burton, B.P., 1991. Interplay of chemical and magnetic ordering: Reviews in Mineralogy, v.25, p. 303-321.
Butler, R. & Barnejee, S., 1975. Theoretical single-domain grain size range in magnetite and titanomagnetite:
Journal of Geophysical Research, v.80, p.4049-4058.
Butler, R., 1992. Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terranes. Blackwell, Oxford. 319 p.
Camus, F., 1975. Geology of the E1 Teniente Orebody with Emphasis on Wall-Rock Alteration: Economic Geology,
v.70, p.1341-1372.
Campbell, I., Ballard, J., Palin, M., Allen, C., Faunes, A., 2006. U-Pb Zircon Geochronology of Granitic Rocks
from the Chuquicamata-El Abra Porphyry Copper Belt of Northern Chile: Excimer Laser Ablation ICP-MS
Analysis: Economic Geology, v. 101, n. 7, p. 1327-1344. DOI: 10.2113/gsecongeo.101.7.1327
297
Camus, F., 2003. Geología de los sistemas porfíricos en los Andes de Chile: Servicio Nacional de Geología y
Minería, Santiago, Chile. 267 p.
Camus, F., 2005. The Andean Porphyry Systems. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A
Global Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v. 1, p.45-63.
Cannell, J., Cooke, D., Walshe, J. & Stein, H., 2005. Geology, Mineralization, Alteration, and Structural Evolution
of the El Teniente Porphyry Cu-Mo Deposit: Economic Geology, v.100, n.5, p.979-1003. DOI:
10.2113/100.5.979
Carten, R., 1986. Sodium-Calcium metasomatism: Chemical, temporal, and spatial relationships at the Yerington,
Nevada, porphyry copper deposit: Economic Geology, v.81, p.1495-1519
Charrier, R. & Munizaga, F., 1979. Edades K-Ar de volcanitas cenozoicas del sector cordillerano del río Cachapoal
(34°15’ Lat. Sur.): Revista Geológica de Chile, v.7, p.41-51.
Chong, G., & Pardo, R.C., 1994. Chuquicamata district. Mapa escala 1:100.000. CODELCO Chile, gerencia de
exploraciones, Calama.
Clark, D.A., & Emerson, D.W., 1991. Notes on rock magnetization characteristics in applied geophysical studies:
Exploration Geophysics, v. 22, p.547–555.
Clark, A.H., Farrar, E., Camus, F. & Quirt, G.S., 1983. K-Ar data for El Teniente porphyry copper deposit, central
Chile: Economic Geology, v.78, p.1003-1006.
Corbett, G.J., & Leach, T.M., 1998. Structure of magmatic ore systems. In: Corbett G.J., Leach T.M., Southwest
Pacific rim gold-copper systems: structure, alteration, and mineralization. Society of Economic Geologists,
Special Publication 6, p.31-67.
Córdova, L., (en prep.). Tesis de Magister (no publicada). Universidad de Chile, Depto. de Geofísica.
Cuadra, P., 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes: Revista Geológica de Chile,
v.27, p.3-26.
Davis, P. & Evans, M., 1976. Interacting single-domain properties of magnetite intergrowths: Journal of
Geophysical Research, v.81, p.989-994.
Day, R., Fuller, M., & Schmidt, V., 1977. Hysteresis properties of titanomagnetites: grain-size and compositional
dependence: Physical Earth Planetary Interior, v.13, p.260–267.
Dilles, J.H., 1987. The petrology of the Yerington batholith, Nevada: Evidence for the evolution of porphyry copper
ore fluids: Economic Geology, v.82, p.1750-1789.
Dilles, J.H., & Einaudi, M.T., 1992. Wall-rock alteration and hydrothermal flow paths about the Ann-Mason
porphyry copper deposit, Nevada--A 6- km vertical reconstruction: Economic Geology, v.87, p.1963-2001.
Dilles, J., Tomlinson, A., Martín, M., & Blanco, N., 1997. El Abra and Fortuna complexes: A porphyry copper
batholiths sinistrally displaced by the Falla Oeste. In: Simposio: “Nuevos antecedentes de la geología del distrito
Chuquicamata, periodo 1994-1995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v.III, p.1883-1887.
Dymek, R.F., 1983. Titanium, aluminium and interlayer cation substitution in biotite from high-grade gneisses, West
Greenland: American Mineralogist, v.68 (9-10), p.880-899.
Dunlop, D. J., 1973. Superparamagnetic and single-domain threshold sizes in magnetite. Journal of Geophysical
Research, v.78, p.1780–1793.
Dunlop, D., 1990. Developments in rock magnetism: Reproductions of Progress in Physics, v.53, p.707-792.
Dunlop, D.J. & Özdemir, Ö., 1997. Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers. Cambridge Univ. Press, New
York. 573 p.
Dunlop, D.J., Özdemir, O. & Rancourt, D.G., 2006. Magnetism of biotite crystals: Earth Planetary Sciences Letter,
v.243, p.805-819.
Dunlop, D. J., 2002. Theory and application of the Day plot (Mrs/Ms versus Hcr/Hc) Theoretical curves and tests
using titanomagnetite data: Journal of Geophysical Research, v.107 (B3), p.1029-2001.
Eaggleton, R.. & Banfield, L., 1985. The alteration of granitic biotite to chlorite: American Mineralogist, v.70, p.
902-910.
298
Elliott, B.A., 2001. Crystallization conditions ofthe Wiborg rapakivi batholith, SE Finland: an evaluation of
amphibole and biotite mineral chemistry: Mineralogy and Petrology, v.72, p.305-324.
Evans, D.A., Gutzmer, J., Beukes, N.J., Kirschvink, J. L., 2001. Paleomagnetic Constraints on Ages of
Mineralization in the Kalahari Manganese Field, South Africa: Economic Geology, v.96, n.3, p.621-631. DOI:
10.2113/96.3.621
Faúndez, M., 2002. Efectos de los procesos de alteración hidrotermal sobre las propiedades magnéticas de las rocas
del yacimiento El Teniente. Memoria de Título (inédita), Departamento. de Geologia, Universidad de Chile, 71 p.
Faunes, A., Hintze, F., Siña, A., Véliz, H., Vivanco, M., & Geological Staff (2003), 2005. Chuquicamata, core of a
planetary scale Cu-Mo anomaly. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global
Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v.1, p.151-174.
Feinberg, J., Scott, G., Renne, P., & Wenk, H., 2006. Exsolved magnetite inclusions in silicates: Features
determining remanence behavior: Geology, v.33, p.513-516. DOI: 10.1130/G21290.1
Ferré, E.C., Tikoff, B., & Jackson, M., 2005. The magnetic anisotropy of mantle peridotites: example from the Twin
Sisters Dunite, Washington: Tectonophysics, v.398, n.3-4, p.141-166.
Floody, R.. & Huete, C., 1998. Potencial distrito Teniente. Reporte Interno, Gerencia de Exploraciones, CODELCOCHILE. 49 p.
Flores, R., 1985. Control del enriquecimiento supérgeno en el yacimiento Chuquicamata, Chile. In: Actas IV
Congreso Geológico Chileno, Antofagasta. v.2, p. 3-228-3-249.
Frikken, P. & Cooke, D., 2005. Mineralogical and isotopic zonation in the Sur-Sur tourmaline Breccia, Río BlancoLos Bronces Cu-Mo deposit: Chile: Implication for ore genesis: Economic Geology, v.100, p.935-961.
Frost, B., 1991. Introduction to oxygen fugacity and its petrologic importance. In: Oxides minerals: Petrologic and
Magnetic significance. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, v.25, p.1-9.
Frost, R.. & Lindsley, D., 1991. Ocurrence of iron-titanium oxides in igneous rocks. In: Oxides minerals: Petrologic
and Magnetic significance. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, v.25, p. 433-468.
Garrido, I., Riveros, M., Cladouhos, T., Espiñeira, D. & Allmendinger, R.., 1994. Modelo geológico estructural
yacimiento El Teniente. In: Actas VII Congreso Geológico Chileno, Concepción, v.2, p.1553-1558.
Garrido, I., Cembrano, J., Siña, A., Stedman, P. & Yañez, G., 2002. High magma oxidation state and bulk crustal
shortening: key factors in the genesis of Andean porphyry copper deposits, central Chile (31-34°S): Revista
Geológica de Chile, v.29, n.1, p.43-54.
Ghiorso, M.S., & Sack, R.O., 1991. Fe-Ti oxide geothermometry: Thermodynamic formulation and estimation of
intensive variables in silicic magmas: Contributions to Mineralogy and Petrology, v.108, p.485-510.
Godoy, E., 2005. Reply to 'High magma oxidation state and bulk crustal shortening: key factors in the genesis of
Andean porphyry copper deposits, central Chile (31-34°S)' (Garrido, I.; Cembrano, J.; Siña, A.; Stedman, P.;
Yáñez, G., Revista Geológica de Chile, Vol. 29, No. 1, p. 43-54, 2002): Revista Geológica de Chile, v.32, n.1, p.
155-157.
Goguitchaichvili, A., Chauvin, A., Roperch, P., Prevot, M., Aguirre, L. & Vergara, M., 2000. Paleomagnetic results
from the Miocene Farellones formation: a possible highest paleosecular variation during the Miocene:
Geophysical Journal Interior, v.140, n.2, p.357-373.
Gómez, R., 2001. Geología de las unidades volcanogénicas cenozoicas del área industrial de la mina El Teniente,
entre Colón y Coya, Cordillera Principal de Rancagua, VI Región. Memoria de Título (inédita). Departamento de
Geología. Universidad de Chile, 107 p.
Gustafson, L.B., 1979. Porphyry copper deposits and calc-alkaline volcanism. In: McElhinny, M.W. ed., The earth:
Its origin, structure and evolution. Academic Press, p. 427-468.
Gustafson, L. B., & Hunt, L.B., 1975. The porphyry copper deposits at the El Salvador, Chile: Economic Geology, v.
80, p.794 – 800.
Haggerty, S.E., 1991. Oxide textures: A mini atlas. In: Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy,
v.25, p.129-219.
Harrison, R.I., & Putnis, A., 1995. Magnetic properties of the magnetite-spinel solid solution: Saturation
magnetization and cation distributions: American Mineralogist, v.80, p.213-221.
299
Harrison, R.J., & Becker, U., 2001. Magnetic ordering in solid solutions: European Mineralogical Union Notes in
Mineralogy, v.3, p.349-383.
Hedenquist, J.W. & Richards, J.P., 1998. The Influence of Geochemical Technicques on the Development of
Genetic Models for Porphyry Copper Deposits. In: Richards, J.P. and Larson, P.B. (eds.) Techniques in
Hydrothermal Ore Deposits Geology. Society of Economic Geologists, Reviews in Economic Geology, v.10, p.
235-256.
Hemley, J.J. & Jones, W.R., 1964. Chemical aspects of hydrothermal alteration with emphasis on hydrogen
metasomatism: Economic Geology, v.64, p. 538-569.
Henderson, C.M.B. & Foland, K.A., 1996. Ba- and Ti-rich primary biotite from the Brome alkaline igneous
complex, Monteregian Hills, Quebec: mechanisms of substitution: Canadian. Mineralogist, v.34, p.1241-1252.
Hirono, T., Lin, W., Yeh, E., Soh, W., Hashimoto, Y., Sone, H., Matsubayashi, O., Aoike, K., Ito, H., Kinoshita, M.,
Murayama, M., Song, S., Ma, K., Hung, J., Huang, C. & Tsai, Y., 2006. High magnetic susceptibility of fault
gouge within Taiwan Chelungpu fault: Non destructive continuous measurements of physical and chemical
properties in fault rocks recovered from Hole B, TCDP: Geophysical Research. Letter, v.33, L15303,
DOI:10.1029 /2006GL026133.
Howell, H. & Molloy, J., 1960. Geology of the Braden orebody, Chile, South America: Economic Geology, v.55, n.
5, p.863-905.
Ishihara, S., 1981. The Granitoid Series and Mineralization: Economic Geology, v.75th Anniversary, p.458-484.
Ishihara, S., Ulriksen, C. E., Sato, K., Terashima, S., Sato, T. & Endo, Y., 1984. Plutonic rocks of north-central
Chile: Bulletin Geological Surveys of Japan, v.35, p.503-536.
Jacob, D.C. & Parry, W.T., 1976. A comparison of the geochemistry of biotite from some Basin and Range stocks:
Economic Geology, v.71, p.1029-1035.
Jacobs, D.C. & Parry, W.T., 1979. Geochemistry of biotite in the Santa Rita porphyry copper deposit, New Mexico:
Economic Geology, v.74, p.860–887.
Just, J., Kontny, A., De Wall, H., Hirt, A. & Martín-Hernández, F., 2004. Development of magnetic fabrics during
hidrotermal alteration in the Soutz-sous-Forêst granite from EPS-1 borehole, Upper Rhine Graben. In: Magnetic
Fabrics, Methods and Applications. Geological Society, Special publication 238, p.509-526.
Kamer, O. & Mikhov, M., 1989. Thermal activation and the Hopkinson effect: Journal of Magnetic Material, v. 75.
p. 135-140.
Karsli, O., Aydin, F. & Burhan Sadiklar, M., 2004. Magma Interaction Recorded in Plagioclase Zoning in Granitoid
Systems, Zigana Granitoid, Eastern Pontides, Turkey: Turkish Journal of Earth Sciences, v.13, p.287-305.
Kay, S.M., Mpodozis, C., & Coira, B., 1999. Neogene magmatism, tectonism and mineral deposits of the Central
Andes (22º-33ºS). In: Geology and ore deposits of the Central Andes (Skinner, B.J.; editor). Society of Economic
Geologists, Special Publication 7, p.27-59.
Kelso, P.R. & Banerjee, S.K., 1994. Elevated temperature viscous reemanent magnetization of natural and synthetic
multidomain magnetite: Earth and Planetary Sciences Letter, v.122, p.43-56.
King, R.W., & French, D.H., 1999. Tourmaline from Andean porphyry copper deposits and its significance in the
exploration of Andean mineralization: Comunicaciones, n.50, p.71-76.
King, R., Rabbia, O., Hernandez, L. & López-Escobar, L., 2003. Tourmaline and tourmaline breccia pipes from the
supergiant porphyry copper deposits of El Teniente belt, central Chile. In: Actas X Congreso Geológico Chileno,
Concepción, Chile. Resúmenes electrónicos expandidos.
Klemm, L., Pettke, T., Heinrich, C., & Campos, E., 2007. Hydrothermal evolution of the El Teniente Deposit, Chile:
Porphyry Cu-Mo ore deposition from low-salinity magma fluids: Economic Geology, v.102, p.1021-1045. DOI:
10.2112/gsecongeo.102.6.1021
Kletetscha, G., Wasilewski, P. & Taylor, P., 2001. Unique thermoremanent magnetization of multidomain sized
hematite: implication for magnetic anomalies: Earth and Planetary Science Letters, v.176, p.469-479..
Kletetscha, G. & Wasilewski, P., 2002. Grain size limit for SD hematite: Physics of the Earth and Planetary Interior,
v. 4049, p.1-7.
300
Klohn, C. 1960. Geología de la Cordillera de Los Andes de Chile Central, Provincia de Santiago, O'Higgins,
Colchagua y Curicó. Instituto de Investigaciones Geológicas, Boletín, n.8, p.1-95.
Kusakabe, M., Nakagawa, S., Hori, M., Matsuhita, Y., Ojeda, J. & Serrano, L., 1984. Oxygen and sulfur isotopic
compositions of quartz, anhydrite, and sulfide minerals from El Teniente and Río Blanco porphyry copper
deposits, Chile: Bulletin of Geological Survey of Japan, v.35 (11), p.583-614.
Kusakabe, M., Hori, M. & Matsuhita, Y., 1990. Primary mineralization-alteration of the El Teniente and Río Blanco
porphyry copper deposits, Chile. Stable isotopes, fluid inclusions, and Mg2+/Fe2+/Fe3+ ratios of hydrothermal
biotite. Geology Department & Extension, The University of Western Australia, Publication n.23, 382 p.
Larson, E., Walker, T., Patterson, P., Hoblitt, R. & Rosenbaum, J., 1982. Paleomagnetism of the Moenkopi
Formation, Colorado plateau: Basis for long-term model of acquisition of chemical remanent magnetism in red
beds: Journal of Geophysical Research, v.87, p.1081-1106.
Lewchuk, M., Leach, D., Kelley, K. & Symons, D., 2004. Paleomagnetism of the Red Dog Zn-Pb Massive Sulfide
Deposit in Northern Alaska: Economic Geology, v.99, n.7, p.1555-1567. DOI: 10.2113/99.7.1555
Lindsay, D.D., Zentilli, M., & Rojas de la Rivera, J., 1995. Evolution of an active ductile to britte shear system
controlling mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposits, northern Chile: International Geology
Review, v.37, p.945-958.
Lindsay, D.D., Zentilli, M., & Ossandón, G., 1996. Falla Oeste fault system: record of its regional significance as
exposed in the Chuquicamata open pit, northern Chile. In: Actas International Symposium of Andine Geodinamic
(ISAG). Saint-Malo, Francia, p.427-430.
Lindsay, D.D., 1997. Structural control and anisotropy of mineralization in the Chuquicamata porphyry copper
deposits, Chile. Tesis Ph.D no publicada, Halifax, NS, Dalhousie University, 381 p.
Lindsley, D.H., 1991. Experimental studies of oxide minerals. In: Oxide minerals: petrologic and magnetic
significance. D.H. Lindsley (ed), Reviews in Mineralogy, v. 25, p. 69-106.
Lowell, J.D., & Guilbert, J.M., 1970. Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits:
Economic Geology, v.65, p.373-408.
Maksaev, V., 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean Andes between 21º and
26º South, and the origin of major porphyry copper deposits: Tesis Ph. D. no publicada, Dalhousie Univ.,
Halifax, Canada. 554 p.
Maksaev, V., & Zentilli, M., 1988. Marco metalogénico regional de los megadepósitos de tipo pórfido cuprífero del
norte grande de Chile. In: Actas V Congreso Geológico Chileno, Santiago, v.I, p. B131-133.
Maksaev, V. & Munizaga, F., 2000. Duración de los procesos hidrotermales formadores de yacimientos de tipo
pórfido cuprífero gigantes chilenos. In: Actas IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Chile, v.1, p.269274.
Maksaev, V., Tomlinson, A., & Blanco, N., 1994. Estudio geológico de la franja longitudinal comprendida entre
Quebrada Blanca y Chuquicamata. Informe final CODELCO-SERNAGEOMIN (no publicado). 72 p.
Maksaev, V., Munizaga, F., McWilliams, M., Thiele, K., Arévalo, A., Zuñiga, P. & Floody, R., 2001. 40Ar/39Ar
geochronology of the El Teniente porphyry copper deposit. In: III Simposio Sudamericano de Geologia Isotopica,
Abstract extendidos (CD), Pucón, Chile. p.496-499.
Maksaev, V., Munizaga, F., McWilliams, M., Fanning, M., Mathur, R., Ruiz, J., & Zentilli, M., 2004. New
chronology for El Teniente, Chilean Andes, from U-Pb, 40Ar/39Ar, Re-Os, and fission track dating; implications
for the evolution of a supergiant porphyry Cu-Mo deposit. In: Sillitoe, R.H., Perello, J., Vidal, C.E. (eds.),
Andean Metallogeny; New Discoveries, Concepts and Updates: Boulder, Society of Economic Geologists,
Special Publication. n.11, p.15-54.
Marschik, R, & Fontboté, L., 2001. The Candelaria-Punta del Cobre iron oxide Cu-Au (-Zn-Ag) deposits, Chile:
Economic Geology, v.96, p.1799–1826.
Masterman, G.J., Cooke, D.R., Berry, R.F., Clark, A.H., Archibald, D.A., Mathur, R., Walshe, J.L.& Durán, M.,
2004. 40Ar/39Ar and Re-Os Geochronology of Porphyry Copper-Molybdenum Deposits and Related CopperSilver Veins in the Collahuasi District, Northern Chile: Economic Geology, v.99, p.673–690.
301
McEnroe, S.M., & Brown, L.L., 2000. A closer look at remanence-dominated aeromagnetic anomalies: Rock
magnetic properties and magnetic mineralogy of the Russell Belt microcline-sillimanite gneiss, northwest
Adirondack Mountains, New York: Journal of Geophysical Research, v.105, n.16, p.437- 456.
McEnroe, S.A., Harrison, R.J., Robinson, P., Golla, U., & Jercinovic, M.J., 2001. The effect of fine-scale
microstructures in titanohematite on the acquisition and stability of NRM in granulite facies metamorphic rocks
from Southwest Sweden: Journal of Geophysical Research, v.106, n.30, p.30,523-30,546.
McFadden, P.L. & McElhinny, M.W., 1988. The combined analysis of remagnetization circles and direct
observations in paleomagnetism: Earth Planetary Sciences Letter, v.87, p.161-172.
Mc Innes, B., Farley, K.A., Sillitoe, R.H, & Kohn, B.P., 1999. Application of Apatite (U/Th)/He
Thhermocronometry to the determination of the sense and amount of vertical fault displacement at the
Chuquicamata porphyry copper deposits, Chile: Economic Geology, v.94, n.6, p.937-947.
Miranda, C., 2002. Comparación química de biotitas de intrusivos mineralizados y no mineralizados pertenecientes
a la franja del Mioceno de Chile Central. Memoria de Título (inédita), Departamento de Geología, Universidad
de Chile, 48 p.
Mücke, A., 2003. Magnetite, ilmenite and ulvite in rocks and ore deposits: petrography, microprobe analyses and
genetic implication: Mineralogy and Petrology, v. 77, p.215-234. DOI 10.1007/s00710-002-0216-1.
Münchmeyer, C., 1996. Exotic Deposits – Products of Lateral Migration of Supergene Solutions from Porphyry
Copper Deposits. In: Camus et al. (Editors) Andean Copper deposits: New Discoveries, Mineralization Styles and
Metallogeny, Society of Economic Geologists, Special Publication n.5, p.43-58.
Muntean, J.L., & Einaudi, M.T., 2001. Porphyry-Epithermal Transition: Maricunga Belt, Northern Chile: Economic
Geology, v.96, p.743–772.
Muñoz, J.L., 1984. F–OH and Cl–OH exchange in micas with applications to hidrotermal ore deposits. In: Bailey,
S.W. (Ed.). Micas. Reviews in Mineralogy, v.13. Mineralogical Society of America. p.469-493.
Musgrave, R.J., Grewar, J. & Vega, M., 2006. Significance of remanence in Stawell goldfield aeromagnetic
anomalies: Autralian Journal of Earth Sciences, v.53, n.5, p.783-797.
Nagata, T., 1961. Rock magnetism. Maruzen, Tokyo (revised edition). 350 p.
Nakamura, N, & Nagahama, H., 2001. Changes in magnetic and fractal properties of fractured granites near the
Nojima Fault, Japan: Island Arc, v.10, n.3-4, p.486-494. DOI:10.1046/j.1440 1738.2001.00347.x
Natland, J.H., 2002. Magnetic susceptibility as an index of the lithology and composition of gabbros, ODP Leg 176,
Hole 735B, Southwest Indian Ridge. In: Natland, J., Dick, H., Miller, D., and Von Herzen, R. (Eds.), Proc. ODP,
Sci. Results, 176: College Station, TX (Ocean Drilling Program), p.1–69. DOI:10.2973/odp.proc.sr.176.008.2002
Natland, J., Meyer,P., Dick, H. & Bloomer, S., 1991. Magmatic oxides and sulfides in gabbroic rocks from Hole
735B and later development of the liquid line of descent. In: Proc. ODP, Sci. Results, 118, College Station, TX
(Ocean Drilling Program), edited by R. P. Von Herzen, P. T. Robinson, p. 75, Texas A&M University, Texas.
Naslund, H.R., Lledo, H., & Henriquez, F., 2003. Age of Mineralization of the Candelaria Fe Oxide Cu-Au deposit
and the Origin of the Chilean Iron Belt, based on Re-Os Isotopes-A Discussion: Economic Geology, v.98, p.
1047-1052.
Neiva, A.M.R., 1993. Geochemistry of granites and their minerals from Gerez Mountain, Northern Portugal: Chemie
der Erde (Geochemistry), v.53, p.227-258.
Nockolds, S., 1947. The relation between chemical composition and paragenesis in the biotite micas of igneous
rocks: American Journal of Science, v. 245, p.401-420.
Nyström, J.O., & Henríquez, F., 1994. Magmatic features of iron ores of the Kiruna type in Chile and Sweden: Ore
textures and magnetite geochemistry: Economic Geology, v.89, p.820-839.
Ojeda, J. M., Hernández, E., Ossandón, G., Enrione, A. & Mestre, A., 1980. El pórfido cuprífero El Teniente.
Informe inédito, Superintendencia de Geología, CODELCO Chile, 72 p.
O’Reilly, W., 1984. Rock and Mineral Magnetism. Blackie (ed), Glasgow, 224 p.
Ossandón., G., 1974. Petrografía y alteración del pórfido dacítico, yacimiento El Teniente. Memoria de Título
(inédita), Depto de Geología, Universidad de Chile, Santiago. 116 p.
302
Ossandón, C. & Zentilli, M., 1997. El distrito de Chuquicamata: Una concentración de cobre de clase mundial. In:
Simposio: “Nuevos antecedentes de la geología del distrito Chuquicamata, periodo 1994-1995”, Actas VIII
Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v.III, p.1888-1892.
Ossandón, G., Fréraut, R., Gustafson, L.B., Lindsay, D.D., & Zentilli, M., 2001. Geology of the Chuquicamata
Mine: A Progress Report. Economic Geology, v.96, p.249-270.
Otofuji, Y., Uno, K., Higashi, T., Ichikawa, T., Ueno, T., Mishima, T. & Matsuda, T., 2000. Secondary remanent
magnetization carried by magnetite inclusions in silicates: A comparative study of unremangetized and
remagnetized granites: Earth Planetary Sciences Letter, v.180, p.271-285.
Özdemir, Ö., Dunlop, D.J., & Moskowitz, B., 2002. Change in remanence, coercivity and domain state at low
temperature in magnetite: Earth Planet. Sci. Lett., v.194/n. 3-4, p.343-358
Özdemir, Ö. & Dunlop, D. J., 2006. Magnetic domain observations on magnetite crystals in biotite and hornblende
grains: Journal of Geophysical Research, v.111, B06103, doi:10.1029/2005JB004090.
Parada, M.A., Roperch, P., Guiresse, C. & Ramírez, E., 2005. Magnetic fabrics and compositional evidence for the
construction of the Caleu pluton by multiple injections, Coastal Range of central Chile: Tectonophysics, v. 399, p.
399-420.
Parra, J.C. & Yáñez, G. 1988. Provincias magnéticas de Chile Central. Revista Geológica de Chile, v.15, n.2, p.101117.
Ramírez, E., Roperch, P., Palacios, C., Arriagada, C., Astudillo, N. & Parada, M.A., (in prep). Paleomagnetism in
the Mantos Blancos mine.
Reed, M.H., 1997. Hydrothermal Alteration and Its Relationship to Ore Fluid Composition. In: Geochemistry of
Hydrothermal Ore Deposits, 3rd edn, Hubert L. Barnes (ed.), John Wiley and Sons Inc. Publication, p.303-366.
Reyes, J., 1979. Estudio geológico-estructural del yacimiento El Teniente. Memoria de Título (inédita),
Departamento de Geología, Universidad de Chile, 96 p.
Reynolds, P., Ravenhurst, C., Zentilli, M. & Lindsay, D., 1998. High-precision 40Ar/39Ar dating of two
consecutive hydrothermal events in the Chuquicamata porphyry copper system, Chile: Chemical Geology, v.148,
p.45-60.
Reutter, K., Scheuber, E., & Helmcke, D., 1996. The Precordilleran fault system of Chuquicamata, northen Chile:
evidence for reversals along arc-paralel strike-slip fault: Tectonophysics, v.259, p.213-228.
Richards, J.P., Boice, A. & Pringle, M., 2001. Geologic evolution of the Escondida area, Northern Chile: A model
for spatial and temporal localization of porphyry Cu mineralization: Economic Geology, v.96, p.271-305.
Richards, J.P., 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation: Economic
Geology, v. 98, p. 1515-1533.
Richards, J.P., 2005. Cumulative factors in the generation of giant calc-alkaline porphyry Cu deposits. In: Porter,
T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v.1, p.725.
Rivano, S., Godoy, E., Vergara, M., & Villarroel, R., 1990. Redefinición de la Formación Farellones en la Cordillera
de los Andes de Chile Central (32-34ºS): Revista Geológica de Chile, v.17, p.205-214.
Robinson, P., Pannish, T., & McEnroe, S., 2001. Minor element chemistry of hemo-ilmenite and magnetite in
cumulate rocks from the Sokndal Region, South Rogaland, Norway: American Mineralogist, v.86, p.1469–1476.
Robinson, P., Harrison, R.J., McEnroe, S.A., & Hargraves, R.B., 2002. Lamellar magnetism in the haematiteilmenite series as an explanation for strong remanent magnetization: Nature, v.418 (6897), p.517-520.
Robinson, P., Harrison, R.J., McEnroe, S., & Hargraves, R., 2004. Nature and origin of lamellar magnetism in the
hematite-ilmenite series: American Mineralogist, v.89, n. 5-6, p.725-747.
Robinson, P., Heidelbach, F., Hirt, A.M., McEnroe, S.A., & Brown, L.L., 2006. Crystallographic-magnetic
correlation in single-crystal haemo-ilmenite: new evidence for lamella magnetism: Geophysical Journal
International, v.165, n.1, p.17-31
Rojas, J. & Lindsay, D., 1997. Evolución estructural de Chuquicamata, su relación con la intrusión del pórfido y
eventos de alteración-mineralización. In: Simposio “Nuevos antecedentes de la geología del distrito
Chuquicamata, periodo 1994-1995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v.III, p.1893-1897.
303
Roperch, P., Tassara, A., & Townley, B., 2001. Discussion on “Paleomagnetism Applied to Magnetic anomaly
interpretation: a new twist to the search for mineralization in northern Chile: Mineralium Deposita, v.36, p.195196.
Rosas, F., 2001. Geología, Alteración y Mineralización del prospecto San Lorenzo: Memoria de Título (inédito),
Departamento de Geología, Universidad de Chile, 90 p.
Rose, A., 1976. The effect of cuprous chloride complexes in the origin of redbed copper and related deposits:
Economic Geology, v.71, p.1036–1048
Rose, A.W. & Burt, D.M., 1979. Hydrothermal Alteration. In: Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits, 2da.
Edición, Hubert L. Barnes (ed.), Wiley Interscience Publication, p.173-235.
Sato, T., Nakatsuka, K., Toita, K., & Shimoizaka, J., 1967. Study on the artifitials magnetite by wer method: J.Jap.
Society Powders Metals, v.14, p.17-25.
Selby, D. & Nesbitt, B., 2000. Chemical composition of biotites from the Casino porphyry Cu-Au-Mo
mineralization, Yukon, Canada: Evaluation of magmatic and hidrotermal fluid chemistry: Chemical Geology, v.
171, p. 77-93.
Sillitoe, R.H., 1972. A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits: Economic Geology, v.67,
p.184-197.
Sillitoe, R.H., 1973. The tops and bottoms of porphyry copper deposits: Economic Geology, v. 68, p.799-815.
Sillitoe, R., 1981. Regional aspects of the Andean porphyry copper belt in Chile and Argentina: Transaction Institute
of Mine and Metallurgy (Section B: Appl. Earth. Sci.), v.90, England.
Sillitoe, R.H. & Sawkins, F.J., 1971. Geologic, mineralogic and fluid inclusion studies relating to the origin of
copper-bearing tourmaline breccia pipes, Chile: Economic Geology, v.66, p.1208-1041.
Sillitoe, R.H., McKee, E.H., 1996. Age of supergene oxidation and enrichment in the Chilean porphyry copper
province: Economic Geology, v.91, p.164-179.
Singer, S., Rapalini, A., Calderón, M. & Hervé, F., 2005. Study of the Sarmiento ophiolite magnetic minerals:
Contribution to the reconnaissance of a metamorphic overprint. In: Actas International Symposium on Andean
Geodynamics (ISAG 2005), Barcelona, p.673-676.
Skewes, A., Arévalo, A., Floody, R., Zúñiga, P. & Stern, C. 2002. The giant El Teniente breccia deposit: hypogene
copper distribution and emplacement. In: Society of Economic Geologists, Special Publication 9, p.299-332.
Skewes, M.A., Holmgren, C. & Stern, C.R. 2003. The Donoso copper-rich, tourmaline-bearing breccia pipe in
central Chile: petrologic, fluid inclusion and stable isotope evidence for an origin from magmatic fluids:
Mineralium Deposita, v.38, p.2-21.
Skewes, M.A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P., & Stern, C., 2005. The El Teniente Megabreccia Deposits, The
worlds largest copper deposit. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global
Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v.1, p.83-113.
Speer, J.A., 1984. Micas in igneous rocks. In: Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, v.13, p.
299-356.
Speer, J.A., 1987. Evolution of magmatic AFM mineral assemblages in granitoid rock The hornblende + melt =
biotite reaction in the Liberty Hill pluton, South Carolina: American Mineralogist, v.72, p.863-878.
Spencer, K. & Lindsley, D., 1981. A solution model for coexisting iron-titanium oxides. American Mineralogist, v.
66, p.1189-1201.
Spröhnle, C., 1992. Informe Geológico Sector Prospectivo. La Juanita VI Región: Informe inédito, CODELCOCHILE, División El Teniente.
Strangway, D.W., Honea, R.M., McMahon, B.E. & Larson, E.E., 1968. The magnetic properties of naturally
occurring goethite: Geophysical Journal International, v.15, n.4, p.345–359. doi:10.1111/j.136-246X.1968.
tb00191.x
Stern, C. & Skewes, M.A., 2005. Origin of Giant Miocene and Pliocene Cu-Mo Deposits in Central Chile: Role of
Ridge Subduction, Decreased Subduction Angle, Subduction Erosion, Crustal Thickening and Long-Lived,
Batholith-Size, Open-System Magma Chambers. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold
Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing,, Adelaide, v.1, p. 65-82.
304
Superintendencia Geología, CODELCO-CHILE División El Teniente, 1997. Mapa del yacimiento. Inédito.
Superintendencia de Geología CODELCO-El Teniente, 2000. Mapa geológico distrital, escala 1:25.000. Inédito.
Symons, D., Smethurst, M. & Ashton, J.H., 2002. Paleomagnetism of the Navan Zn-Pb Deposit, Ireland: Economic
Geology, v.97, p.997-1012.
Symons, D. & Arne, D., 2005. Paleomagnetic constraints on Zn–Pb ore genesis of the Pillara Mine, Lennard Shelf,
Western Australia: Mineralium Deposita, v.39, n.8, p.944-959.
Tapia, J., 2005. Alteración hidrotermal y sus efectos sobre propiedades magnéticas de las rocas en el yacimiento tipo
pórfido cuprífero Los Pelambres, IV región, Chile. Memoria de Titulo, Depto. de Geología, U. de Chile. 97 p.
Tassara, A., Roperch, P., Towley, B., Pavez, A., Sepúlveda, P., 2000. Modificación de las propiedades magnéticas
de las rocas en ambientes hidrotermales: 3 ejemplos en la franja metalogénica de la costa, norte de Chile.
In:Actas IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, v.l. I, p.385-389.
Taylor, G.K., 2000. Paleomagnetism applied to magnetic interpretation: A new twist to the search for mineralisation
in northern Chile: Mineralium Deposita, v.35, p.377-384.
Tischendorf, G., Förster, H.J. & Gottesmann, B., 1999. The correlation between lithium and magnesium in
trioctahedral micas: improved equation for Li2O estimation from MgO data: Mineralogical Magazine, v.63, p.
57-74.
Titley, S.R., 1993. Characteristics of porphyry copper occurrence in the American southwest. In: Mineral deposits
modeling, GAC special paper, n.40, p. 433-464.
Titley, S.R. & Beane, R.E., 1981. Porphyry copper deposits. Part 1. Geologic settings, petrology, and tectogenesis:
Economic Geology, 75th anniversary volume, p.214-235
Titley, S.R. & Beane, R.E., 1981. Porphyry copper deposits. Part II: Hydrothermal alteration and mineralization:
Economic Geology, 75th anniversary volume, p.214-269.
Tomlinson, A. & Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the West Fault System,
Precordillera, Chile: Part 1, synmineral history. In: Simposio “Nuevos antecedentes de la geología del distrito
Chuquicamata, periodo 1994-1995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v.III, p.1873-1877.
Tomlinson, A. & Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the West Fault System,
Precordillera, Chile: Part 1, postmineral history. In: Simposio “Nuevos antecedentes de la geología del distrito
Chuquicamata, periodo 1994-1995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v. III, p.1878-1881.
Tomlinson, A., Martin, M., Blanco, N., Perez de Arce, C., 2001. U-Pb and K-Ar geochronology from the Cerro
Empexa Formation, 1st and 2nd Regions, Precordillera, Northern Chile: III Symposium Sudamericano de Geología
Isotópica, Pucón, Chile. Resúmenes electrónicos extendidos.
Tomlinson, A., Dilles, J. & Maksaev, V., 2001. Application of apatite (U-Th)/He thermochronometry to the
determination of the sense and amount of vertical fault displacement at the Chuquicamata porphyry copper
deposit, Chile-a discusión: Economic Geology, v.96, p.1307-1310.
Tomlinson, A., Blanco, N., Maksaev, V., Dilles, J., Grunder, A. & Ladino, M., 2001. Geología de la Precordillera
Andina de Quebrada Blanca-Chuquicamata, Regiones I y II (20º30’-22º30’S). Servicio Nacional de Geología y
Minería, Informe Registrado IR-01-02, 381 p.
Tosdal, R.M., & Richards, J.P., 2001. Magmatic and structural controls on the development of porphyry
Cu±Mo±Au deposits. In: Richards, J.P., and Tosdal, R.M., ed.: Reviews in Economic Geology, v. 14, p. 157-181.
Townley, B., Roperch, P., Oliveros, V., Tassara, A. & Arriagada, C., 2007. Hydrothermal alteration and magnetic
properties of rocks in the Carolina de Michilla stratabound copper district, northern Chile: Mineraliun Deposita.
DOI: 10.1007/s00126-007-0134-6.
Ulrich, T. & Heinrich, C., 2001. Geology and Alteration Geochemistry of the Porphyry Cu-Au deposit at Bajo de la
Alumbrera, Argentina: Economic Geology, v.96, n.8, p.1719-1742.
Valenzuela, R., 2003. Mineralización sulfurada hipógena de cobre en el sector central del yacimiento El Teniente VI
región. Memoria de Título (inédita), Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, 118 p.
Vargas, R., Gustafson, L., Vukasovic, M., Tidy, E. & Skewes, M.A., 1999. Ore breccias in the Río Blanco-Los
Bronces porphyry copper deposit, Chile. In: Geology and Ore Deposits of the Central Andes (Skinner, B.;
editor). Society of Economic Geologists, Special Publication, v. 7, p.281-297.
305
Vega, E., & Maksaev, V., 2003. La chimenea Braden: Nuevos antecedentes geológicos y geocronológicos. In: Actas
X Congreso Geológico Chileno, Concepción, 2003, CD-ROM, 6 p.
Villalobos, J., 1975. Alteración hidrotermal en las andesitas del yacimiento El Teniente, Chile: Memoria de Título
(inédita), Departamento de Geología, Universidad de Chile, 125 p.
Villegas, I., 2004. Comparaciones geoquimicas de biotitas y secundarias en las unidades granodiorita Río Blanco,
Diorita y las instrusiones porfiricas tardias del yacimiento de Cu (-Mo), Río Blanco. Chile Central. Memoria de
Titulo (inédita), Departamento de Geología, Universidad de Chile. 91 p.
Warnaars, F.W., Holgrem, C. & Barassi, S., 1985. Porphyry copper and tourmaline breccias at Los Bronces-Río
Blanco, Chile: Economic Geology, v.80, p.1544-1565.
Williams, W. & Muxworthy, A., 2006. Understanding viscous magnetization of multidomain magnetite: Journal of
Geophysical Research, v.111(B2), p.1544-1565. DOI: 10.1029/2005JB003695.
Wood, S.A., 1998. Calculation of activity-activity and Log fO2-pH diagrams. In: Techniques in Hydrothermal Ore
Deposit Geology, Reviews in Economic Geology, v.10, Richards, J.P. and Larson, P. (eds.), Ch.2, Society of
Economic Geologists, p.81-96.
Yavuz, F. & Öztas, T., 1997. Bioterm-A program for evaluating and ploting microprobe analyses of biotite from
barren and mineralized magmatic suites: Computers & Geosciences, v.23, p.897-907.
Yavuz, F., Iskenderoglu, A. & Jiang, S.Y., 1999. Tourmaline compositions from the Salikvan porphyry Cu-Mo
deposit and vicinity, northeastern Turkey: Canadian Mineralogist, v. 37, n.4, p. 1007-1023.
Yavuz, F., 2001a. LIMICA: A program for estimating Li from electron-microprobe mica analyses and classifying
triochtahedral micas in term of composition and octahedral site occupancy: Computers & Geosciences, v.27,
p.215–227.
Yavuz, F., Gültekin, A. & Karakaya, M., 2002. CLASTOUR: a computer program for classification of the minerals
of the tourmaline group: Computers & Geosciences, v.28, n.9, p.1017-1036.
Yavuz, F., 2002. Evaluating micas in petrologic and metallogenic aspect: I-definitions and structure of the computer
program MICA+: Computers & Geosciences, v.29, p.1203-1213.
Yavuz, F., Gültekin, A.H., Örgün, Y., Çelik, N., Karakaya, M.Ç. & Sasmaz, A., 2002. Mineral chemistry of bariumand titanium-bearing biotites in cal-alkaline volcanic rocks from the Mezitler area (BalLkesir-Dursunbey),
western Turkey: Geochemical Journal, v. 36, p. 563-580.
Yavuz, F., 2003. Evaluating micas in petrologic and metallogenic aspect: Part II-Aplications using the computer
program MICA+: Computer & Geosciences, v.29, p.1215-1228.
Yu, Y. & Tauxe, L., 2006. Acquisition of viscous remanent magnetization: Phys. Earth Planet. Int.,v. 159, p.32-42.
Zuñiga, P., 1982. Alteración y mineralización hipógenas en el sector oeste del yacimiento El Teniente. Memoria de
Título (inédita), Universidad de Chile, Departamento de Geología y Geofísica, Santiago. 102 p.
306
ANEXOS: En Digital
x
ANEXO A: PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA ......... 29 PAGINAS
CONTENIDO
1. INTRODUCCION .................................................................................................................................................... A-2
2. PALEOMAGNETISMO: BASES TEORICAS ........................................................................................................... A-2
2.1
DEFINICION .........................................................................................................................................................................................A-2
2.2
EL CAMPO GEOMAGNETICO. CONCEPTOS BASICOS ..................................................................................................................A-3
3. CLASES DE MATERIALES MAGNETICOS ............................................................................................................ A-7
3.1
DIAMAGNETISMO ...............................................................................................................................................................................A-7
3.2
PARAMAGNETISMO............................................................................................................................................................................A-7
3.3
FERROMAGNETISMO.........................................................................................................................................................................A-7
4. TEORIA DE DOMINIOS .......................................................................................................................................... A-9
5. PALEOMAGNETISMO APLICADO A LA TECTONICA ......................................................................................... A-11
5.1
MAGNETIZACIONES DE LAS ROCAS .............................................................................................................................................A-13
5.2.
OTRAS PROPIEDADES: Tiempo de relajación y Temperatura de Bloqueo .....................................................................................A-14
5.3
TECNICAS DE DEMAGNETIZACION................................................................................................................................................A-14
5.4
REPRESENTACION GRAFICA DE LOS DATOS..............................................................................................................................A-15
6. ANISOTROPIA DE SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA ......................................................................................... A-17
6.1
ASPECTOS FISICOS DE LA ASM.....................................................................................................................................................A-17
6.2
TIPOS DE ANISOTROPIA MAGNETICA ...........................................................................................................................................A-19
7. MINERALOGIA MAGNETICA ............................................................................................................................... A-20
7.1
SERIE DE SS. ESTRUCTURA CUBICA: Titanomagnetitas. .............................................................................................................A-20
7.2
SERIE DE SS. ESTRUCTURA ROMBOEDRAL: Titanohematitas. ...................................................................................................A-24
7.3
SERIE DE LAS TITANOMAGHEMITAS.............................................................................................................................................A-28
FIGURAS
Figura A.1: Representación gráfica de la modelación teórica asociada al Momento Magnético ................................................. A-4
Figura A.2: Descomposición del vector asociado al campo geomagnético.................................................................................. A-5
Figura A.3: (a) Modelo del dipolo geocéntrico axial. (b) Modelo del dipolo geocéntrico inclinado............................................ A-6
Figura A.4: (a) Magnetización (J) v/s campo magnético (H) para un material diamagnético. Para un material
paramagnético, ilustrado en (b). (c) Para un material ferromagnético........................................................................................... A-8
Figura A.5: Tipos de interacción magnética entre átomos en sólidos con momento magnético asociado.................................... A-9
Figura A.6: Formación de dominios magnéticos. (b) Rotación de momentos magnéticos dentro de una pared de dominio
(1) para el caso de una transición gruesa y (2) delgada. .............................................................................................................. A-10
Figura A.7: (a) Razón de tamaño y forma para configuraciones dominio-simple (SD), superparamagnética (SP) y dosdominios (MD) para paralelepípedos de magnetita a 290°K. (b) Diagrama de discriminación de dominios (Day et
al.,1997). ..................................................................................................................................................................................... A-11
Figura A.8: Etapas asociadas al muestreo in situ de testigos paleomagnéticos. (a) Obtención del testigo por medio de una
perforadora portátil. (b) Orientación del testigo con brújula y compás solar. (c) Vista en planta del testigo paleomagnético.
(d) Diagrama representativo del espécimen final, en el que se indican sus dimensiones ........................................................... A-12
Figura A.9: Test de Plegamiento................................................................................................................................................ A-13
Figura A.10: Representación gráfica del vector magnético....................................................................................................... A-16
Figura A.11: Diagrama estereográfico equiareal en el que se observa la proyección de los pasos de demagnetización
asociados al diagrama de Zijdelveld de la muestra 04FT4002A (este trabajo). .......................................................................... A-16
Figura A.12: Modelos ideales de tectonitas S y L, las que representan en el primer caso, una roca con foliación ideal y en
el segundo caso, con lineación ideal. Tomado de Borradaile, 2001. ........................................................................................... A-18
Figura A.13: Diagrama ternario composicional para óxidos de Fe-Ti. Además de los miembros extremos FeO-Fe2O3 y
TiO2, se ilustran la series de solución sólida correspondientes ................................................................................................... A-20
Figura A.14: Unidad fundamental de la magnetita. (a.1) sitio tetraedral y octaedral, de coordinación 4 y 6 con O2respectivamente, que se organizan en una red cristalina de simetría cúbica (a.2) ....................................................................... A-21
Figura A.15: Dependencia de la adquisición de magnetización respecto a la orientación cristalográfica sometida campo
magnético.................................................................................................................................................................................... A-22
Figura A.16: (a) Curvas de momento de saturación (PB) versus variación porcentual de ulvoespinel (Fe2TiO4) según
Akimoto (1962) y Néel (1955). (b) Gap composicional para la serie magnetita-ulvoespinel...................................................... A-23
Figura A.17: Diagramas de variación de parámetros magnéticos según la composición para la serie de las
titanomagnetitas.. ........................................................................................................................................................................ A-24
Figura A.18: Estructura cristalina de una ilmenita (FeTiO3). La ubicación de los cationes en una unidad romboedral
definen la estructura hexagonal del mineral. (a) Vista en planta de los hexágonos respecto al eje C. (b) Distorsión de los
extremos de los hexágonos. (c) Distancia entre sitios catiónicos de la estructura. ...................................................................... A-24
B
ANEXOS: En Digital
xi
Figura A.19: Representación simplificada de la estructura magnetocristalina “en capas” de la hematita, donde se ilustran
los planos intercalados de Fe y O. En detalle se puede observar que el acoplamiento intercapas es “casi” antiparalelo, lo
que origina el magnetismo (Jr0) de la estructura del mineral.................................................................................................... A-25
Figura A.20: Estructura magnetocristalina de la hematita (Fe2O3) y la ilmenita (FeTiO3)......................................................... A-26
Figura A.21: (a) Gap composicional para la serie hematita-ilmenita. (b) Diagrama de fase simplificado para el sistema
hematita-ilmenita Fe2O3-FeTiO3 (Modificado de Harrison et al., 2000) ..................................................................................... A-27
Figura A.22: Magnetización de saturación y temperatura de Curie para la serie de las titanohematitas. ................................... A-28
TABLAS
Tabla A.1: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las
titanomagnetitas .......................................................................................................................................................................... A-22
Tabla A.2: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las
titanohematitas ............................................................................................................................................................................ A-26
ANEXO B: ANTECEDENTES GEOLOGICOS EXPANDIDOS DE LOS YACIMIENTOS
TIPO PORFIDO CUPRIFERO CHUQUICAMATA Y ELTENIENTE ............ 34 PAGINAS
CONTENIDO
1. GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO CHUQUICAMATA.............................................................................. B-2
1.1
LITOLOGIA ...........................................................................................................................................................................................B-2
1.2
DOMINIOS ESTRUCTURALES DEFINIDOS EN EL YACIMIENTO....................................................................................................B-4
1.3
EVENTOS DE ALTERACION HIDROTERMAL ...................................................................................................................................B-7
1. GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO EL TENIENTE .................................................................................. B-12
2.1
LITOLOGIA .........................................................................................................................................................................................B-12
2.2
DOMINIOS ESTRUCTURALES DEFINIDOS EN EL YACIMIENTO..................................................................................................B-17
2.3
CLASIFICACION DE VETILLAS.........................................................................................................................................................B-20
FIGURAS
Figura B.1: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata. Tomado de Ossandón et al. (2001). ............. B-6
Figura B.2: Distribución en planta de la alteración y mineralización en el sistema tipo pórfido cuprífero Chuquicamata.
Tomado de Ossandón et al. (2001). ............................................................................................................................................... B-11
Figura B.3: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente. Modificado de Maksaev et al. (2004) ............ B-16
Figura B.4: Localización de la franja de yacimientos tipo pórfido cuprífero Eoceno Superior -Oligoceno relacionada al
ciclo tectónico Andino. Modificado de Camus (2005). ................................................................................................................. B-24
Figura B.5: Localización de la franja de yacimientos tipo pórfido cuprífero Mioceno Superior-Plioceno relacionada al
ciclo tectónico Andino. En el zoom se puede observar la relación con los sistema de falla asociados a los eventos
contraccionales definidos para el periodo. Modificado de Camus (2005). .................................................................................... B-26
Figura B.6: Sección transversal esquemática de transporte de magma en una zona de cizalle trans-litosférica (Modificada
de Richard, 2005)......................................................................................................................................................................... B-28
Figura B.7: Sección transversal esquemática de un sistema plutónico-volcánico formador de pórfidos cupríferos
(Modificado de Richards, 2003a). ................................................................................................................................................ B-29
Figura B.8: (a) Acumulación de fluidos hidrotermales en la cúpula del apófisis correspondiente al pórfido cuprífero, bajo
el nivel frágil-dúctil (isoterma 400°C). (b) Esta acumulación produce una sobrepresurización del sistema, desencadenando
la brechización. Posteriormente el sistema se sella y vuelve a producirse el proceso descrito. Modificado de Fournier
(1999) .......................................................................................................................................................................................... B-30
TABLAS
Tabla B.1: Unidades aflorantes dentro del rajo Chuquicamata y sectores aledaños. .................................................................... B-2
Tabla B.2: Características de los sistemas estructurales en la mina.............................................................................................. B-4
Tabla B.3: Características del nuevo modelo de alteración y mineralización en la mina (figura B.2).......................................... B-7
Tabla B.4: Unidades litológicas definidas en la mina El Teniente. ............................................................................................ B-12
Tabla B.5: Características del modelo de alteración y mineralización en El Teniente ............................................................... B-17
Tabla B.6: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Valenzuela (2003)............................................ B-20
Tabla B.7: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Cannell et al. (2005) ........................................ B-21
ANEXOS: En Digital
xii
ANEXO C: YACIMIENTO CHUQUICAMATA: DESCRIPCIONES PETROGRAFICAS Y
MICROFOTOGRAFIAS ............................................................................... 13 PAGINAS
CONTENIDO
1. DESCRIPCIONES BLOQUE ESTE MINERALIZADO (TABLA)............................................................................... C-2
2. DESCRIPCIONES BLOQUE OESTE NO MINERALIZADO: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA (TABLA)....... C-6
3. MICROFOTOGRAFIAS CHUQUICAMATA: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA............................................ C-11
FIGURAS
Figura C.1: Diferentes cristales de magnetita asociados a la granodiorita Fiesta. (a) Magnetita subhedral con inclusiones
de clorapatito y escasa martitización. (b) magnetita en asociación con biotita en los que se observa claramente los
triángulos relacionados a oxidación. (c) y (d) Similar al anterior, pero de menor tamaño, con hematitización y oxidación
débil. (e) cristales irregulares de magnetita, los que presentan un rango variado de tamaños. (f) Similar a (a) pero con una
mayor cantidad de inclusiones euhedrales y textura de oxidación asociada a la apariencia “rugosa” del cristal. (a) y (b) luz
reflejada. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM................................................................................................................................ C-11
Figura C.2: Exsoluciones lamellares en pseudomorfos de titanomagnetita. (a) Exsoluciones lamellares de ilmenitaSS en
un sector rico en hematitaSS. Hacia el borde, el color indica un predominio de ilmenita. (b) Exsolución lamellar-sigmoidal,
con menor textura gráfica y reemplazo por esfeno. (c) Exsoluciones lamellares de ilmenitaSS-hematitaSS, las que presentan
una segunda generación de microexsoluciones, la que se observa en la microfotografía (d). (e) y (f) exsoluciones
sigmoidales (textura syneusis) con presencia de microexsoluciones lamellares y textura gráfica asociada a la formación de
rutilo-pseudobrookita-hematitaSS ................................................................................................................................................ C-12
Figura C.3: Pseudomorfos de titanomagnetita con evidencias de exsolución gráfica. (a) y (b) A luz reflejada, se observa
como una textura moteada, donde los colores más grises corresponden a reemplazos por esfeno. También presenta
inclusiones euhedrales de clorapatito y escasa martitización. (c) Pseudomorfo totalmente exsuelto a la asociación
rutilo+hematitaSS, coexistiendo con magnetita. (d) sector enriquecido en ilmenita con exsolución gráfica parcial más
heterogénea que el anterior. Hacia los bordes se reconoce la exsolución lamellar previa. (e) Reequilibrio casi total de un
pseudomorfo con probable exsolución tipo compósito previa. En (f) se ilustra el detalle de un borde del mismo, con
contactos lobuloso-aserrado con magnetita. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM .......................................................................... C-13
ANEXO D: YACIMIENTO EL TENIENTE: DESCRIPCIONES PETROGRAFICAS POR
SECTOR Y SONDAJES .............................................................................. 14 PAGINAS
TABLAS
Tabla D.1: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Regimiento dentro de la mina ............................................. D-2
Tabla D.2: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Esmeralda dentro de la mina ............................................... D-4
Tabla D.3: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Teniente Sub-6 dentro de la mina ....................................... D-6
Tabla D.4: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Dacita Teniente A y B dentro de la mina ............................ D-8
Tabla D.5: Descripción de cortes transparentes asociados los sondajes dentro de la mina........................................................... D-9
Tabla D.6: Descripción de cortes transparentes asociados los muestreos en sectores aledaños a la mina El Teniente.............. D-12
ANEXO E: CATEGORIZACION
(SEGÚN
CANNELL
ET
AL.,
2005) Y
MICROFOTOGRAFIAS DE VETILLAS ASOCIADAS A LAS MUESTRAS
ANALIZADAS DEL YACIMIENTO EL TENIENTE .................................. 11 PAGINAS
FIGURAS
Figura E.1: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes
al sector Teniente Sub-6................................................................................................................................................................ E-2
Figura E.2: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes
al sector Regimiento...................................................................................................................................................................... E-3
Figura E.3: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes
al sector Esmeralda ....................................................................................................................................................................... E-4
ANEXOS: En Digital
xiii
Figura E.4: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes
al sector Dacita Teniente............................................................................................................................................................... E-5
Figura E.5: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes
a los sondajes utilizados en el estudio. .......................................................................................................................................... E-6
Figura E.6: (a.1) y (a.2) Vetilla ondeada de Anh-Qz-Chl. Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (b.1) y (b.2)
Intersección vetilla fina de Qz granular-<Anh cortada por vetilla gruesa de Anh-Qz-Chl-Ccp-Se. Nícoles // y X,
respectivamente. (c) Vetilla de cristales finos de biotita clara. Nícoles //. (d) Vetilla de Anh-<Qz fina, de bordes irregulars
cortada por vetilla de Bt-<Ccp. Nícoles //. .................................................................................................................................... E-7
Figura E.7: (e.1) y (e.2) Vetilla de Anh-Qz-Chl-Ccp, predominantemente granular y de bordes irregulares.
Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (f.1) y (f.2) Vetilla de Chl-Anh-<Qz fino. (g.1) y (g.2) Vetilla de Anh
gruesa-Se-Qz microcristalino, con halo silíceo granular no simétrico. Nícoles // y X para cada una de las microfotografías,
respectivamente............................................................................................................................................................................. E-8
Figura E.8: Figura E.8: (h) Vetilla de Chl-Anh-Ccp de espaciamiento irregular, que corta vetilla fina de Anh-<Qz. Una
segunda vetilla paralela a la primera muestra la misma asociación mineralógica, predominantemente granular y de bordes
irregulares. Microfotografías nícoles //. (i) Vetilla de Anh-Qz cristalino-Chl-Ccp-<Bn entrecrecidos. Nícoles //. (j.1) y
(j.2) Vetilla de Anh gruesa-<Qz, con halo silíceo difuso. Nícoles // y X, respectivamente. (k) Microvetillas de biotita,
rectas y finas. Nícoles //. (l) Vetilla gruesa de Qz-<Anh gruesa, que afectan al Pórfido Dacítico Teniente. Nícoles X................ E-9
Figura E.9: (m.1) y (m.2) Vetilla de Anh-Qz granular-Ccp, con halo sericítico bien definido y simétrico. (n.1) y (n.2)
Vetilla recta de Anh-<Qz granular-Moli sin halo definido. (o.1) y (o.2) Vetilla de Qz cristalino-Anh-<Ccp.
Microfotografías nícoles // y X, respectivamente para cada una de las vetillas........................................................................... E-10
Figura E.10: (p.1) y (p.2) Vetilla de Anh-Qz recta, con halo silíceo difuso y/o granular disimétrico. (q.1) y (q.2) Vetillas
de Qz granular y/o en mosaico; y Qz granular-Anh, donde la segunda presenta un halo sericítico difuso. Microfotografías
a nícoles // y X, respectivamente. (r.1) y (r.2) Vetilla de Ccp-Anh recta. Nícoles // y Luz reflejada, respectivamente............... E-11
ANEXO F: ANALISIS DE MICROSONDA PARA OXIDOS DE FE-TI, PLAGIOCLASA
Y BIOTITA, YACIMIENTOS CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE. MAPAS DE
CONCENTRACION DE ELEMENTOS ........................................................ 46 PAGINAS
1. CARACTERISTICAS ANALISIS EPMA................................................................................................................... F-2
2. CALCULO FORMULA ESTRUCTURAL OXIDOS DE FE-TI.................................................................................... F-2
3. CALCULO PORCENTAJES DE FEO Y FE2O3 EN OXIDOS DE FE-TI ..................................................................... F-2
FIGURAS
Figura F.1: Magnetita intercrecida con un pequeño cristal de calcopirita. Las primeras 2 imágenes corresponden a
microfotografías a luz reflejada e imagen BSEM respectivamente, donde a esta última se le realizó un mapeo de
elementos el que, además de indicar los contenidos de Fe, Cu y S esperados, señala la ausencia de Ti, característica
igualmente observada por medio de análisis cuantitativos (microsonda, Muestra 00Fi1b06) .....................................................F-40
Figura F.2: Pseudomorfo de titanomagnetita, para el cual se obtuvo un mapeo de elementos en la zona de contacto entre
ilmenita y magnetita, delimitándose claramente la distribución del Fe y Ti respecto a los minerales mencionados, no así
para el Mn el cual, considerando otros mapeos, esta fuertemente correlacionado con ilmenita (Muestra 00Fi1b06)..................F-41
Figura F.3: Como el anterior, la microfotografía representa una zona de contacto entre ilmenita con exsolución lamellar
de hemSS y un sector de exsolución granular con rutilo-hematitaSS-ilmenita y pseudobrookita. (Muestra 00Fi1c09) .................F-42
Figura F.4: Metasomatismo de ilmenita por esfeno, relacionado además a exsolución granular de rutilo-hematitaSSpseudobrookita. Esto es indicado principalmente por la concentración en las bandas más oscuras de los cationes Ca y Si,
así como las diferencias entre la luminosidad de color para el catión Ti, más concentrado en el rutilo (Muestra 00Fi205)........F-43
Figura F.5: Reequilibrio de una titanomagnetita, resultando la asociación magnetita+ilmenita en los bordes, indicada por
las concentraciones de Ti en esta zona (Muestra 00Fi205)..........................................................................................................F-44
Figura F.6: Microexsoluciones de tipo lamellar de IlmSS en HemSS en las cuales se observan además exsoluciones
sigmoidales de tipo syneunis, algunas de las cuales poseen microexsoluciones lamellares de HemSS y granulares de
rutilo+hematita (Muestra CH3985-196.4)....................................................................................................................................F-45
Figura F.7: Mapeos de sectores con exsolución lamellar y granular sin patrones definidos. En algunos casos se relaciona
con maghemitización (Muestra 00Fi205b) ..................................................................................................................................F-46
TABLAS
Tabla F.1: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti, yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Fiesta) ............................F-4
ANEXOS: En Digital
xiv
Tabla F.2: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Pórfido Este menos
alterado) .......................................................................................................................................................................................F-10
Tabla F.3: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en sectores aledaños al yacimiento Chuquicamata
(Granodiorita Antena) ..................................................................................................................................................................F-11
Tabla F.4: Resultados de microsonda para apatitos en rocas del Pórfido Este y la Granodiorita Fiesta......................................F-13
Tabla F.5: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Sub-6 en la mina El Teniente ............................F-14
Tabla F.6: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Dacita Teniente en la mina El Teniente ............F-18
Tabla F.7: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Regimiento en la mina El Teniente ...................F-21
Tabla F.8: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Esmeralda en la mina El Teniente.....................F-23
Tabla F.9: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a la roca huésped de la mineralización ...........F-25
Tabla F.10: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Coya:
Formación Farellones) ................................................................................................................................................................F-32
Tabla F.11: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Superficie:
Formación Farellones) ................................................................................................................................................................F-33
Tabla F.12: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti asociados a muestras del yacimiento El Teniente ........................F-34
ANEXO G: MAGNETISMO REMANENTE NATURAL Y SUSCEPTIBILIDAD
MAGNETICA EN ROCAS MINERALIZADAS ............................................. 14 PAGINAS
TABLAS
Tabla G.1.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2000................................ G-2
Tabla G.1.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes año 2000 ................................ G-3
Tabla G.2.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2004................................ G-4
Tabla G.2.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes DD año 2004......................... G-6
Tabla G.2.c: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes geotecnicos año 2004 ............. G-7
Tabla G.3.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 1999 y 2000 ...................... G-8
Tabla G.3.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje DD año 2000.............................. G-10
Tabla G.4.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 2003 .................................. G-11
Tabla G.5.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondajes DD año 2005 ............................ G-11
Tabla G.5.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje geotécnico año 2005 .................. G-11
Tabla G.6.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo
Superficie (2000) ........................................................................................................................................................................ G-12
Tabla G.6.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo
Coya (2004) ................................................................................................................................................................................ G-13
ANEXO A:
PALEOMAGNETISMO Y MINERALOGIA MAGNETICA
Paleomagnetismo. Bases teóricas
-El Campo Geomagnético
-Definiciones Básicas
-Clases de Materiales Magnéticos
-Teoría de Dominios
-Paleomagnetismo aplicado a la tectónica
-Anisotropía Magnética
Mineralogía magnética en sistemas hidrotermales
-Comportamiento Magnético de los Óxidos de Fe-Ti
-Implicancias Magnéticas
A-1
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
1. INTRODUCCION
A pesar de que el Paleomagnetismo es muy utilizado en estudios de tectónica regional en los Andes
Centrales, existe poco conocimiento respecto a las bases teóricas y metodológicas que permiten
comprender e interpretar sus resultados. Considerando el tipo de investigación realizada, en la que se
utilizan diferentes conceptos relacionados con aspectos fundamentales de esta herramienta, en este
anexo se entrega un resumen de las nociones básicas del paleomagnetismo y mineralogía magnética,
con el fin de dar al lector un conocimiento elemental que permita entender el desarrollo e implicancias de
su aplicación en sistemas tipo pórfido cuprífero chilenos. Para mayor información o profundización
respecto a temas específicos, la bibliografía de consulta utilizada para su elaboración se detalla a
continuación.
Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geologic Terrains. R. F. Butler, 1992. Blackwell Scientific
Publications, Boston, MA, 319 pp.
Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers. D. J. Dunlop, & Ö.Özdemir, 1997. Cambridge University
Press, Cambridge and New York, 573 pp.
Hitchhiker’s Guide to Magnetism. Moskowitz, B. Environmental Magnetism Workshop. 5-8 June 1991.
Institute for Rock Magnetism. Sitio web. http://www.irm.umn.edu/hg2m/hg2m_index.html
2. PALEOMAGNETISMO: BASES TEORICAS
2.1
DEFINICION
El paleomagnetismo es la disciplina que estudia el magnetismo retenido por las rocas con el objetivo
de obtener un registro de las configuraciones del campo geomagnético en el pasado. Esto se basa en la
propiedad que poseen los minerales magnéticos de retener la dirección del campo magnético respecto a
ciertos momentos dentro de la historia de la roca. Los orígenes de esas magnetizaciones son variados,
pudiendo relacionarse a la formación y enfriamiento de una roca, así como a eventos posteriores a éste
que involucren reacciones químicas, como alteración hidrotermal/supérgena, diagénesis y metamorfismo,
entre otras; así como la exposición por largos periodos a campos magnéticos débiles o la caída de rayos.
Estos estudios se realizan por medio de la interpretación de las propiedades magnéticas de las rocas y el
comportamiento de los minerales que la componen, así como en la determinación del origen y
características de las diferentes magnetizaciones que poseen. Cuando es posible establecer que el
magnetismo de la roca coincide con su edad de formación o, eventualmente, determinar a qué evento
determinado dentro de su historia corresponde, se puede utilizar esta inclinación y declinación
paleomagnética como “marcadores” del lugar donde fueron adquiridos, dada la dependencia de los
parámetros que definen el vector paleomagnético de la latitud geográfica. Si la latitud obtenida para la
roca no es la misma que la latitud del sitio donde fue encontrada permite suponer un desplazamiento de
éste, principio fundamental de la utilización del paleomagnetismo aplicado a tectónica, tanto a gran
escala (deriva continental) como regional.
A-2
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
2.2
EL CAMPO GEOMAGNETICO. CONCEPTOS BASICOS
2.2.1
Consideraciones Básicas
Dentro de esta disciplina el concepto fundamental se basa en el estudio del campo geomagnético
pasado y presente, por lo que es necesario realizar algunas consideraciones respecto a su génesis y las
leyes físicas que describen su comportamiento, así como de los parámetros que se le relacionan. El
campo geomagnético de la Tierra tienen su origen en el núcleo líquido terrestre, compuesto
mayoritariamente de hierro-níquel. Dentro, la dinámica de estos fluidos eléctricamente conductores
generan un dínamo magnetohidrodinámico, fuertemente controlado por el movimiento rotacional de la
tierra. Este modelo es el más aceptado para explicar el campo magnético terrestre. Para mantenerlo
funcionando se necesita una alta cantidad de energía, obtenida principalmente del enfriamiento gradual
del núcleo de la Tierra. Se puede demostrar además que el campo geomagnético corresponde a un
dipolo axial centrado en el eje de rotación de la tierra respecto a las inversiones del campo magnético, un
dínamo magnetohidrodinámico permite al campo de la tierra poseer dos sentidos preferenciales (estados
estables): una de polaridad normal y el otro de polaridad inversa.
Lo anterior permite enunciar la hipótesis fundamental del Paleomagnetismo, es decir, que la dirección
paleomagnética que registran las rocas se debe a un campo geomagnético dipolar, por lo tanto la señal
paleomagnética de la roca es representativa de la dirección del campo en ese periodo, considerando que
este campo para un tiempo determinado es este parámetro es calculado como un promedio a
macroescala temporal (decenas a centenas de miles de años). Esta hipótesis, conocida como Hipótesis
del Dipolo Axial Geocentrado, excluye los efectos del campo no dipolar y relaciona las variaciones
seculares sólo con la componente dipolar del campo. En la práctica, este modelo representa
aproximadamente un 90% del campo magnético superficial de la tierra, considerando que las posiciones
de los polos asociadas al modelo dipolar no corresponden a las posiciones de los polos magnéticos
observadas.
2.2.2
Definiciones
Para describir los parámetros que se relacionan al campo geomagnético de la tierra y la
magnetización adquirida por las rocas, es necesario conocer algunos conceptos físicos relacionados a las
bases teóricas del electromagnetismo. Estos son detallados brevemente a continuación.
i. Momento Magnético Dipolar (M)
Este parámetro puede ser definido tanto para un par de cargas magnéticas o para un loop de
corriente. En el primer caso, considerando una magnitud de carga m y una distancia de separación
infinitesimal l entre ambas cargas de signos opuestos, el Momento Magnético es expresado como M =
m I (fig. A.1.a). En el caso de un ciclo de área A = S R2 y con corriente eléctrica I, se define como M = I
A n, donde n es l vector unitario perpendicular al plano del loop, con un signo determinado por la regla
de la mano derecha (fig. A.1.b).
A-3
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
ii. Campo Magnetico (H)
Considerando el ciclo de corriente anteriormente mencionado, el campo magnético H que se
podría producir en el centro de este “loop” esta dado por
> @
I A
2R m
H
El Campo Magnético en una región se puede definir como “la fuerza experimentada por una unidad
positiva de carga ubicada en esta región”. Este parámetro se puede deducir observando el torque de
alineamiento de un dipolo magnético sometido a un campo magnético (fig, A.1.3), representada por la
expresión siguiente:
* = M x H = MHsinT*
Con * : vector unitario paralelo al torque.
Figura A.1: Representación gráfica de la modelación teórica asociada al Momento Magnético. (a) En el caso de
dos cargas puntuales de signos opuestos. (b) Para un ciclo de corriente. (c) Torque de alineamiento obtenido al
someter un momento magnético M a un campo magnético J. En el dibujo, el vector resultante es perpendicular al
plano definido por M y H.
iii. Intensidad de Magnetización (J)
Corresponde al momento dipolar magnético neto por unidad de volumen para un material
cualquiera.
Está representado por la expresión
J
m
V
¦M
i
V
i
Donde 6 Mi: Suma vectorial de los momentos
magnéticos contenidos en un volumen V.
En general, la intensidad de magnetización de una roca corresponde a la suma de dos
componentes: la primera, denominada Magnetización Inducida es adquirida al someter la roca a un
campo magnético H (en este caso, el campo geomagnético actual) y la segunda, la Magnetización
A-4
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Remanente, que entrega un registro de los campos magnéticos pasados que han actuado en el lugar
donde se encuentra la roca.
iv. Susceptibilidad Magnética (F)
Se interpreta como la medida de “cuan magnetizable puede ser una sustancia en presencia de un
campo magnético”, es decir, da cuenta de la capacidad que tiene un material para adquirir
magnetización. Se define por la relación:
J
J:
FH
magnetización por unidad de volumen.
>F@: en S.I.
Si F es un escalar, implica que J es paralelo a H, aunque hay sustancias que poseen adquisición
preferencial según un eje. En esta situación, J no es paralelo a H y F se expresa como un tensor
(matriz simétrica).
v. Representación física del campo geomagnético
Usualmente el campo magnético en la superficie de la Tierra es definido por dos parámetros: la
Declinación e Inclinación Magnética. La Declinación Magnética (D) corresponde al ángulo azimutal
entre la componente horizontal del campo magnético (H) y el norte geográfico. La Inclinación
Magnética (I) es el ángulo que forma la componente vertical del campo magnético (H) y el plano
horizontal.
Gráficamente se visualiza de la siguiente forma (fig. A.2)
Figura A.2: Descomposición del vector
asociado al campo geomagnético. En el
diagrama se señalan las componentes
horizontal y vertical del campo, así como la
correspondiente descomposición vectorial
respecto a las coordenadas geográficas del
mismo. D es el ángulo entre el norte geográfico
y el norte magnético e I es el ángulo entre el
norte magnético y el vector de campo
magnético
A-5
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
2.2.3
Modelo del Dipolo Geocéntrico Axial (GAD) y el Campo Magnético presente: Diferencias
Ya que este modelo sustenta los principios del paleomagnetismo, es importante tener su visualización
en el contexto terrestre. El GAD se basa en ubicar un dipolo magnético M en el centro de la tierra y
alinearlo con su eje de rotación (fig. A.3). De las definiciones descritas previamente, es claro que en un
modelo esférico hay una dependencia de la latitud y el radio terrestre del vector magnético. Estas
propiedades quedan definidas por las expresiones siguientes:
Hh
M cos O
re3
H
Hv
2M sin O
re3
M
1 3sin2 O
3
re
Donde
M: Momento magnético del dipolo asociado al
modelo
O: Latitud geográfica (+90 o Norte; -90 o Sur)
re: Radio medio de la tierra
La inclinación magnética del campo se determina con la siguiente expresión
§H · §2sin O ·
tan I ¨ v ¸ ¨
¸ 2tan O
©H h ¹ © cos O ¹
Las diferencias entre el GAD y el campo geomagnético presente en la tierra se asocian
principalmente a su componente no dipolar (fig. A.3). En algunos casos, la representatividad del
modelo se puede refinar por medio de un segundo modelo, denominado Dipolo Excéntrico, lo que es
dependiente del lugar de la superficie terrestre.
Figura A.3: (a) Modelo del dipolo geocéntrico axial. El dipolo magnético M esta ubicado en el centro de la tierra y
alineado con su eje de rotación. El campo magnético en su superficie es esquemáticamente ilustrado por las flechas.
O es la latitud; re el radio medio de la tierra; I, la inclinación y N, el norte geográfico. (b) Modelo del dipolo
geocéntrico inclinado. Una comparación entre polos magnéticos y geomagnéticos, así como Ecuador magnético y
geomagnético es también ilustrada. Modificado de McElhinny (1973).
A-6
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
2.2.4
Variaciones seculares
Corresponden a variaciones del campo magnético de la tierra de origen interno. Poseen órdenes de
magnitud entre 1 y 105 años y en algunos casos pueden ser muy rápidas. A través de observaciones
realizadas para el núcleo terrestre, se deduce que estas variaciones son importantes en periodos de 2 o
3 siglos. Este tipo de variaciones pueden ser estudiadas por medio del paleo y arqueomagnetismo; rocas
volcánicas Holocenas y sedimentos post-glaciales.
3. CLASES DE MATERIALES MAGNETICOS
El origen del magnetismo radica en el movimiento orbital de los electrones, específicamente sus
movimientos de spin (rotación sobre su eje) y como interactúan entre ellos. Para entender los tipos de
comportamientos magnéticos es necesario considerar cómo los materiales responden a un campo
magnético. En la práctica todos los materiales son magnéticos, pero algunos lo son más que otros. Esta
distinción se basa en que hay materiales no poseen interacciones colectivas entre sus momentos
magnéticos atómicos, mientras que otros muestran fuertes interacciones. Lo anterior define 3 tipos de
comportamiento, descritos a continuación.
3.1
DIAMAGNETISMO
Propiedad fundamental de toda la materia. Consiste en un comportamiento no cooperativo de los
orbitales electrónicos expuestos a un campo magnético (H) aplicado. Los orbitales externos están llenos
y no hay electrones desapareados, por lo tanto los átomos no son capaces de formar una red magnética.
La magnetización adquirida es muy leve, opuesta al campo magnético aplicado, relacionada a la
alteración del movimiento en los orbitales (fig. A.4.a).
3.2
PARAMAGNETISMO
En este caso algunos átomos o iones en el material tienen una red de momentos magnéticos debido a
la presencia de electrones desapareados en orbitales parcialmente llenos. El elemento que, en general,
es responsable de este comportamiento corresponde al Fe. Para este tipo de material, los momentos
magnéticos individuales no interactúan, pero en presencia de un campo muestran un alineamiento parcial
dirección de H, mostrando magnetización y susceptibilidad positiva (fig. A.4.b)
3.3
FERROMAGNETISMO
Los momentos atómicos de estos materiales exhiben fuertes interacciones entre vecinos, producidas
por fuerzas de intercambio electrónico. En general los elementos de transición Fe, Ni, y Co forman
minerales ferromagnéticos, ya que poseen en el orbital 3d electrones desapareados que tienden a ser
“captados” por orbitales de átomos vecinos. Estas fuerzas de intercambio pueden superar el campo de la
tierra en ordenes de 108 Tesla. Los materiales ferromagnéticos exhiben alineamiento paralelo de
momentos, por lo tanto ya poseen una gran red de magnetización en ausencia de campo magnético. Su
comportamiento en presencia de un campo magnético es descrito por medio de un “Loop de Histéresis”
(fig. A.4.c).
A-7
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Consideremos una muestra de granos de magnetita que definen una red de vectores magnéticos
distribuidos al azar. La magnetización individual de cada partícula ferromagnética jn, se suma
vectorialmente para cederla a la red de magnetización total. Si la muestra no ha sido expuesta
previamente a un campo magnético, entonces J=0 por que la magnetización js de un grano de DU está
dirigido aleatoriamente.
La aplicación de un campo magnético inicial en dirección arbitraria positiva,
induce una red de
magnetización adquirida paralela a este campo, ya que js de cada grano DU comienza a rotar a favor del
sentido de aplicación del campo magnético, producto de la energía de intercambio, eh. Si este campo
sigue aumentando, llegará un momento en que todos los granos tendrán su js alineado coincidente con el
campo magnético, en este punto la muestra alcanza su punto de saturación de magnetización, js . Si este
campo es removido, los granos DU rotan hacia el eje mayor más cercano, ya que esta dirección minimiza
la energía magnetostática, por lo que permanece una magnetización remanente, jr. Para que J vuelva al
punto 0 se debe aplicar ahora un campo magnético opuesto. Este ciclo de histéresis se completa al llevar
a la muestra a la saturación en sentido opuesto. De esta descripción se desprenden definiciones
importantes respecto de la caracterización magnética de un material, señaladas a continuación.
-
Magnetismo remanente (Mr o Jr): Corresponde a la magnetización retenida por el material cuando
el campo magnético se reduce a cero.
-
Campo Coercitivo (Hc): Al incrementar el campo en dirección negativa, hay un punto donde la
magnetización inducida es cero. El valor de campo magnético definido por este valor corresponde
a Hc.
-
Magnetización de Saturación (Js): Es el momento magnético inducido máximo que puede ser
obtenido en un campo magnético (Hsat); sobre éste, la magnetización ya no se incrementa.
Depende directamente de la concentración del mineral e inversamente de la temperatura,
decreciendo con el aumento de ésta hasta llegar a 0. Esta temperatura corresponde a la
Temperatura de Curie (Tc). Sobre esta temperatura el mineral posee un comportamiento
paramagnético. La Temperatura de Curie es característica de cada material ferromagnético (580ºC:
Magnetita; 680ºC: Hematita).
Figura A.4: (a) Magnetización (J) v/s campo magnético (H) para un material diamagnético, con susceptibilidad (F)
es una constante negativa. Para un material paramagnético, como el ilustrado en (b) es positiva. (c) Para un material
ferromagnético, el comportamiento de J v/s H es descrito por un loop de histéresis, donde F es complejo.
A-8
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Tipos de comportamiento ferromagnético
Los minerales ferromagnéticos a su vez se dividen en 4 subclases, dependiendo del alineamiento de
los momentos magnéticos dentro de la estructura cristalina del mineral.
i.
Ferromagnetismo “sensu strictu”
En este caso todos los momentos magnéticos se alinean en forma paralela y en la misma dirección
(fig. A.5.a).
ii.
Antiferromagnetismo
En estos minerales, los momentos magnéticos se alinean alternados en direcciones opuestas, por lo
tanto la magnetización resultante es igual a cero (fig. A.5.b).
iii. Antiferromagnetismo “falso”
Los momentos magnéticos se alinean alternados en direcciones opuestas, pero con una pequeña
desviación, lo que implica una magnetización resultante distinta de cero, pero muy baja (fig. A.5.c).
iv. Ferrimagnetismo
Los momentos magnéticos se alinean alternados en direcciones opuestas, pero sus magnitudes no
son las mismas, lo que entrega una magnetización resultante distinta de cero (fig. A.5.d).
Figura A.5: Tipos de interacción magnética entre átomos en sólidos con momento magnético asociado.
4. TEORIA DE DOMINIOS
Si tenemos un gran cristal único uniformemente magnetizado, correspondiente a un cristal de tipo
dominio simple (SD), debido a la magnetización o fuentes secundarias de campo magnético, se pueden
formar cargas superficiales en sus topes maximizando la energía magnetostática (energía asociada con
la distribución de carga superficial). Para disminuirla y/o distribuirla, comenzaran a formarse dominios
magnetizados en direcciones opuestas separados por paredes de dominio. Las paredes de dominio
corresponden a interfaces entre regiones con magnetización de diferente dirección. Son finitas, de ancho
determinado y dependen de la energía magnetocristalina, lo que controla el número de dominios
formados dentro del cristal (fig. A.6).
A-9
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura A.6: Formación de dominios magnéticos. En el caso de un cristal SD, a medida que el número de dominios
aumenta, decrece la energía magnetostática porque el porcentaje de superficie cubierta por cargas magnéticas del
mismo signo se reduce. (b) Rotación de momentos magnéticos dentro de una pared de dominio (1) para el caso de
una transición gruesa y (2) delgada.
Los dominios dentro de un mineral son pequeños (1-100 micrones), pero aún más grandes que las
distancias atómicas. La existencia de estos dominios dentro de un mineral produce una fuerte influencia
sobre propiedades magnéticas, por ejemplo la coercividad e intensidad de remanencia. Estos parámetros
tienen una fuerte variación con el tamaño de grano, considerando la dependencia de la formación de
dominios de esta variable. Respecto a este análisis y su consecuente comportamiento magnético, se
pueden distinguir cuatro tipos de granos, descritos a continuación (fig. A.7).
™ Granos Dominio Simple (SD). Poseen una fuerte coercividad y una intensidad de remanencia
estable. Es necesario un alto consumo energético para transformar un grano MD a SD.
™ Granos Multidominio (MD). Muestran bajos valores de coercividad. El traslado de un grano SD
crítico a MD es un proceso de bajo consumo energético.
™ Granos Pseudo Dominio Simple. Tienen un comportamiento en el límite MD-SD. En general
corresponden a partículas de tamaño de grano similar al limite SD, pero presentan subgranos con
comportamiento mixto. Considerando que para mantener esta configuración, la energia necesaria
es alta, tiende a ser metaestable.
™ Granos Super-Paramagnéticos. Si el tamaño de la particula continua disminuyendo dentro del
rango SD, dado que llega un momento en que la intensidad de remanencia y coercividad es igual a
0. Cuando esto ocurre los granos se conocen como superparamagneticos.
A-10
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura A.7: (a) Razón de tamaño y forma para configuraciones dominio-simple (SD), superparamagnética (SP) y
dos-dominios (MD) para paralelepípedos de magnetita a 290°K. En la figura se puede observar también las curvas
asociadas al tiempo de relajación (W) correspondiente a W = 4.5 B.a. y W =100 s. Aquellos tamaños bajo este último
valor se correlacionan con una configuración SP (Modificado de Butler & Barnejee, 1973). (b) Diagrama de
discriminación de dominios (Day et al.,1997), donde se plotean los parámetros magnéticos asociados al ciclo de
histéresis.
5. PALEOMAGNETISMO APLICADO A LA TECTONICA
Al estudiar las propiedades paleomagnéticas de una muestra o un conjunto de ellas extraídas de un
mismo sitio, se puede obtener información respecto a la dirección característica asociada a este lugar,
propiedad utilizada para interpretaciones de posibles rotaciones o basculamiento de bloques, por medio
de la comparación con un polo geomagnético de referencia. Dado que en un mismo paralelo a distintas
longitudes el campo magnético no cambia, no se pueden detectar movimientos en sentido E-W.
Los datos de declinación (D) e inclinación magnética (I) asociados a cada espécimen se miden
respecto a un sistema de ejes coordenados, cuyo origen se encuentra en el centro de la muestra. Para
poder determinar estos ángulos es fundamental considerar el tipo de muestreo del cual se obtiene el
testigo paleomagnético. A continuación se presentan los muestreos efectuados en el presente estudio:
A. OBTENCIÓN DE TESTIGOS PALEOMAGNÉTICOS IN SITU. Las muestras a analizar corresponden a
cilindros de 2.54 cm de diámetro y largo variable (>2.3 cm para posterior tratamiento). Se obtienen
mediante una perforadora portátil y son orientados in situ con una brújula y compás solar,
considerando la inclinación del testigo, declinación magnética (D) y solar, en conjunto con la hora de
este dato para efectos de la declinación solar. Complementariamente, en caso de rocas estratificadas,
se debe tener en cuenta su actitud en terreno, para realizar posibles correcciones de manteo, así
como las características del afloramiento. En laboratorio, el testigo paleomagnético es cortado con una
sierra diamagnética para evitar contaminación. Si se obtienen dos o más especimenes, estos son
etiquetados con la letra A o B (Fig. A.8), guardando los rechazos para análisis magnéticomineralogicos.
A-11
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura A.8: Etapas asociadas al muestreo in situ de testigos paleomagnéticos. (a) Obtención del testigo por medio de
una perforadora portátil. (b) Orientación del testigo con brújula y compás solar. (c) Vista en planta del testigo
paleomagnético. (d) Diagrama representativo del espécimen final, en el que se indican sus dimensiones.
B. OBTENCION DE BLOQUES ORIENTADOS. Dada la inestabilidad de los afloramientos en el rajo
Chuquicamata y las disposiciones de no utilización de equipos de combustión a gasolina dentro de los
túneles en la mina El Teniente, se hizo un muestreo de bloques orientados.
Para este tipo de muestreo se ubica un plano representativo del bloque dentro del afloramiento,
marcando su rumbo y manteo. En laboratorio, por medio de una perforadora de pedestal, se obtiene el
testigo paleomagnético. Posteriormente se realiza la re-orientación del plano del bloque, para
recomponer su posición original y finalmente se miden los parámetros de orientación del testigo
paleomagnético (inclinación del cilindro de roca y declinación magnética). El resto del procedimiento
es similar al anteriormente descrito. En general, la orientación de los bloques orientados tiende a tener
un error fundamental mayor que la metodología previamente descrita, considerando la manipulación
previa de la muestra.
C. OBTENCION DE TESTIGOS PALEOMAGNETICOS EN TROZOS DE SONDAJE. Para este muestreo
se obtienen trozos representativos de un sondaje, considerando la ubicación entregada por la mina
(coordenadas, rumbo, inclinación y metraje). La perforación en laboratorio es similar a la descrita para
bloques orientados, a excepción que en este tipo de muestras el testigo paleomagnético es
A-12
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
perpendicular al eje C del sondaje. La ventaja de este muestreo se relaciona a su representatividad de
sectores profundos. Su principal desventaja es que no se puede obtener la posición original de la
declinación magnética característica del espécimen, ya que los trozos del sondaje están rotados
respecto a su eje. Además, dado el tipo de almacenamiento, los trozos pueden eventualmente estar
“invertidos” o “de cabeza”, pudiendo afectar el signo de la inclinación magnética.
Lo anterior se fundamenta en que para saber la verdadera orientación del vector magnético
característico hay que considerar los distintos eventos que pueden haber ocurrido en el lugar donde se
extrajo, por lo que se deben realizar correcciones a estas mediciones. La primera y fundamental es la
denominada “Corrección in Situ” que ubica el vector magnético en su posición original de terreno por
medio de la re-orientación espacial del sistema de referencia de la muestra respecto del real.
Posteriormente, si el sector donde fue tomada la muestra posee un manteo asociado susceptible de ser
medido, se realiza una “Corrección en el Manteo”. Esta corrección lleva a las rocas y, por ende, al vector
magnético a su posición pre-tectónica, permitiendo eventualmente determinar si la adquisición de
magnetización fue anterior o posterior del evento tectónico que produce el plegamiento de las rocas,
dependiendo de la dispersión de los resultados (fig. A.9).
Figura A.9: Test de Plegamiento.
(a) Cuando la dirección del vector
magnético es registrada antes de un
evento tectónico que produce
deformación, los vectores se
“desordenan” respecto a la nueva
configuración
estructural. Si es
post-tectónico,
las
direcciones
dentro del paquete afectado son
homogéneas, como se ilustra en (b).
Esto se verá reflejado en un
diagrama estereográfico, donde se
plotean la declinación D y la
inclinación (I).
5.1
MAGNETIZACIONES DE LAS ROCAS
Si un material magnético registra una dirección preferencial asociada a un campo al que fue sometida
previamente y que fue removido, se dirá que posee una Magnetización Remanente. Los minerales
ferromagnéticos de las rocas pueden adquirir este tipo de magnetización (MRN) al formarse bajo la
influencia del campo geomagnético y de los procesos que la han afectado posteriormente. Si es obtenida
en el momento de originarse la roca corresponde a una Magnetización Remanente Primaria. A su vez, si
se adquiere después es secundaria. Una roca puede tener una o más componentes de magnetización.
A-13
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
5.1.1. Magnetizaciones Primarias
™ Magnetización Termorremanente (MTR): Magnetización adquirida durante enfriamiento bajo la
Temperatura de Curie, en presencia de un campo magnético externo.
™ Magnetización Remanente Detrital (MRD): Magnetización adquirida durante la depositación de
sedimentos en el agua, donde los minerales ferromagnéticos más pequeños se alinean en la dirección
del campo geomagnético.
5.1.2. Magnetizaciones Secundarias
™ Magnetización Remanente Química (MRQ): Magnetización adquirida durante cambios químicos en
presencia de un campo externo.
™ Magnetización Remanente Isotermal (MRI): Magnetización adquirida instantáneamente al ser
sometidas a campos magnéticos fuertes, como por ejemplo, en la zona de impacto de un rayo.
™ Magnetización Remanente Viscosa (MVR): Magnetización adquirida al someter un material a un
campo magnético débil por un largo periodo de tiempo.
5.2.
OTRAS PROPIEDADES: Tiempo de relajación Y Temperatura de Bloqueo
Si una sustancia multidominio es sometida a un campo magnético nulo u otro distinto al que se formó,
se encontrará en un estado metaestable. Cualquier aumento energético derivará en la posibilidad de salir
de este estado.
La Relajación Magnética corresponde a la disminución de la intensidad magnética de un ensamblaje
de granos, producto de la agitación térmica respecto al tiempo. Esta tasa de relajación depende del
volumen del grano. Para que una roca registre el campo magnético en el tiempo de su formación, su
tiempo de relajación debe ser mayor a su edad geológica (ver fig. A.7). Además si la temperatura
aumenta, el tiempo de relajación disminuye. Para un grano con un volumen dado, la temperatura de paso
desde un estado superparamagnético a un estado ferromágnetico se conoce como la Temperatura de
Bloqueo (Tb). Por lo tanto, al someter a una roca a la Temperatura de Bloqueo de los minerales
magnéticos que la componen, se destruye cualquier remanencia en la muestra.
5.3
TECNICAS DE DEMAGNETIZACION
Uno de los tópicos principales del paleomagnetismo es la capacidad de aislar la dirección
característica de la magnetización remanente natural de una roca por medio de la remoción selectiva de
magnetizaciones remanentes naturales secundarias. En general la magnetización termorremanente
(MTR), la magnetización remanente química (MRQ) y la magnetización remanente detrital (MRD) son
fuertes y permanecen por extensos periodos de tiempo. No ocurre lo mismo con la magnetización
remanente natural de tipo secundaria, como la viscosa (MRV), que es débil y, por lo tanto, se puede
eliminar fácilmente. Hay dos técnicas fundamentales para eliminar estos vectores secundarios, las que se
describen a continuación.
A-14
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
5.3.1
Demagnetización por Campo Alternativo
En este caso, se somete al espécimen a demagnetizar a un campo magnético alternante, en el que la
forma de la onda es sinusoidal con un decrecimiento lineal de la magnitud a lo largo del tiempo. Los
instrumentos típicos para este tipo de demagnetización tienen un campo alternante máximo de 100 mT,
comúnmente con una frecuencia de onda sinusoidal de 400 Hz, y con un tiempo de decaimiento entre su
valor máximo hasta cero de aproximadamente un minuto. Poseen un sistema de rotación sobre un eje
vertical en dos sentidos, permitiendo la demagnetización homogénea de todos los ejes del espécimen
durante el desarrollo de las etapas del lavado magnético. La demagnetización por campo alternante es
capaz de remover magnetizaciones remanentes secundarias portadas por granos con coercividades
menores al peak del campo magnético alternante aplicado, y dejar la componente característica sin
afectarla.
5.3.2
Demagnetización Termal
Consiste en exponer un espécimen a una temperatura elevada dada (Td: temperatura de
demagnetización) por debajo de la Temperatura de Curie de los minerales ferromagnéticos que la
constituyen. Posteriormente se enfría a temperatura ambiente en un escudo magnético (Hescudo=0). Esto
produce que todos los granos con temperatura de blocaje (Tb) d Td adquieran una “magnetización
termorremanente” que borra el MRN portado los mismos. En general, los granos SD con tiempo de
relajación (W) corto tienen Tb baja, por lo tanto pueden adquirir magnetización remanente viscosa (MRV).
En contraste, los granos SD con largo tiempo de relajación son estables a condiciones aproximadas de
adquisición de magnetismo remanente viscoso. Esto constituye el principio fundamental de la
demagnetización termal parcial. Temperaturas bajo los 200°C permiten destruir parcial o totalmente una
magnetización adquirida en el campo actual.
5.4
REPRESENTACION GRAFICA DE LOS DATOS
Para el estudio de los datos asociados al vector magnético no solo interesa su magnitud,
sino
también el cambio de la dirección de la magnetización. El vector de magnetización está determinado por
la intensidad, declinación e inclinación y se expresa como una proyección 3D, donde el magnetismo
remanente natural puede ser la suma de uno o más componentes vectoriales. Basado en lo anterior, la
representación gráfica debe ser representativa del comportamiento del vector y lo menos compleja
posible. Por esta razón se utilizan cuatro tipo de diagramas: Diagramas de Zijderveld, Redes Estereográficas,
curvas de decaimiento de la Intensidad Magnética y diagramas de variación de la susceptibilidad magnética con la temperatura.
A. Diagrama de Zijderveld: Corresponde a un tipo de gráfico ortogonal donde se proyectan los vectores
de magnetización en dos planos perpendiculares entre sí, uno definido por la dirección N-S E-W y uno
vertical según el eje Z. El eje Z se abate sobre el plano horizontal y la escala está definida por la
intensidad magnética. Por lo tanto el vector magnético queda completamente representado (fig. A.10).
A-15
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
B. Redes Estereográficas Equiareales: Estos gráficos registran los datos de declinación e inclinación
magnética asociada a un vector sin una indicación de magnitud. Para la inclinación, 0° se grafica
sobre la circunferencia y 90° sobre el centro del grafico. En el caso de la declinación, se grafica en el
sentido de los punteros del reloj (horario) partiendo desde la parte superior sobre el eje definido por la
NS (desde 0° hasta 360°). Las inclinaciones magnéticas negativas se identifican con círculos vacíos
en el hemisferio superior del diagrama y las inclinaciones magnéticas negativas, con círculos llenos en
el hemisferio inferior del diagrama (fig. A.11).
Figura A.10: Representación gráfica
del vector magnético. En este caso la
magnetización está constituida por
dos componentes, donde los pasos 16 representan las etapas del lavado
magnético. La metodología consiste
en la proyección de las componentes
en un plano vertical. Después de este
paso se procede al abatimiento de
planos, de modo que toda la
información sea visualizada en un
solo plano. El origen del diagrama
indica intensidad cero.
Figura
A.11:
Diagrama
estereográfico equiareal en el que
se observa la proyección de los
pasos
de
demagnetización
asociados
al
diagrama
de
Zijdelveld
de
la
muestra
04FT4002A (este trabajo). La
inclinación, representada por los
círculos negros en el diagrama de
Zijdelveld, posee un ángulo
respecto el eje que representa el
Norte, el que se refleja como una
diferencia respecto al eje vertical
de la dirección que marcan las
etapas en el hemisferio superior
del diagrama.
A-16
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
C. Diagramas de Decaimiento de la Intensidad Magnética: Ilustran sobre el eje X la temperatura en ºC,
en el caso de demagnetización termal; o el campo alternante aplicado en micro-teslas, si la
demagnetización es por campo alternativo. En el eje Y se grafica la intensidad de magnetización
normalizada. Se considerará que una muestra está demagnetizada si los valores en Y son cercanos o
iguales a 0, con lo que se da por finalizado el proceso.
D. Diagramas de Variación de la Susceptibilidad Magnética: Semejantes al anterior, pero en este caso
se utiliza el valor absoluto de este parámetro (k). En el caso de demagnetización termal, fuertes
variaciones pueden indicar cambios mineralógicos y estructurales de los minerales magnéticos.
6. ANISOTROPIA DE SUSCEPTIBILIDAD MAGNETICA
Una roca posee Anisotropía Magnética cuando la magnetización inducida o remanente es función de
la dirección del campo magnético aplicado. Hay dos clases de anisotropía magnética: La Anisotropía de
Susceptibilidad Magnética (ASM), donde la susceptibilidad es función de la dirección del campo
magnético aplicado y la Anisotropía de Magnetización Remanente (ARM), donde la magnetización
remanente adquirida es desviada de la dirección del campo magnético presente al momento de adquirir
la remanencia, lo que tiene implicancias sobre la precisión en el registro paleomagnético.
6.1
ASPECTOS FISICOS DE LA ASM
Para el análisis vectorial que se realiza a continuación, se asume que la magnetización inducida es
función lineal de un campo magnético aplicado pequeño, según la relación M=kH; donde k corresponde
a la susceptibilidad volumétrica, H al campo magnetizador y M a la magnetización volumétrica inducida.
En un medio magnético anisotrópico, en general, la magnetización inducida no es paralela al campo
magnetizador; por lo tanto, si la magnetización inducida M y el campo magnetizador H tienen
componentes Mx, My, Mz y Hx, Hy, Hz respecto de un sistema referencial arbitrario x,y,z, la magnetización
se expresa como sigue:
Mx=kxxHx+kxyHy+kxzHz
My=kyxHx+kyyHy+kyzHz
Mz=kzxHx+kzyHy+kzzHz
M=kijHj
i,j = x,y,z
Donde kij es el tensor de segundo orden de la susceptibilidad. A modo de ejemplo, la componente kxy se
interpreta como la susceptibilidad apropiada para la contribución a la magnetización Mx a lo largo de su
eje asociado x producto de la acción de Hy a lo largo de y. Se puede demostrar además que kxy=kyx,
kyz=kzy y kzx=kxz, es decir, que el tensor de susceptibilidad es simétrico y, por lo tanto, está caracterizado
por seis constantes correspondientes a las componentes del tensor. Lo anterior se representa como un
A-17
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
elipsoide triaxial, donde se definen tres ejes perpendiculares entre si a lo largo de las direcciones donde
la muestra tiene sus valores de susceptibilidad máximo (kmax), mínimo (kmin) e intermedio (kint).
Su representación matemática es la siguiente:
kax12+ kbx22+ kcx32=1
donde las dimensiones del Elipsoide de Susceptibilidad corresponden a los ejes principales de
susceptibilidad. Estas cantidades combinadas de diferente manera, entregan información de la fábrica
magnética que representan, por lo que esta herramienta posee un amplio espectro de aplicaciones,
principalmente para el estudio de petrofábricas. Algunos parámetros (P1, P2, P3) definen entre otros la
lineación (L), factor de anisotropía y foliación (F), donde:
P1 = kmax / kint = lineación >L@
P2 = kmax / kmin = factor de anisotropía
P3 = kint / kmin = foliación >F@
La Lineación es medida de la cantidad de partículas con orientación lineal paralelas que contribuyen a la
magnitud de la susceptibilidad total, mientras que la Foliación equivale a la distribución planar de estos
granos (fig. A.12).
Figura A.12: Modelos ideales de tectonitas S y L, las que representan en el primer caso, una roca con foliación ideal
y en el segundo caso, con lineación ideal. Los elipsoides dibujados se asocian a elementos indicadores de
deformación (cristales tabulares, cuarzos deformados, etc.). Tomado de Borradaile, 2001.
P3 /P2 es la excentricidad E del elipsoide, con E = (kint)2/ kmax kmin
Si E >1, el elipsoide es oblato, y si kmax ~ kint el elipsoide tiene forma de disco.
Si E < 1, el elipsoide es prolato, y en la medida de que kint se aproxima a kmin el elipsoide se vuelve
parecido a la forma de un cigarro.
Estos dos rangos de E corresponden a formas con dominio de foliación y lineación respectivamente.
A-18
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
6.2
TIPOS DE ANISOTROPIA MAGNETICA
Hay diferentes tipos de anisotropía, que dependen del ordenamiento catiónico en la red cristalina,
forma de los minerales y el stress aplicado-stress residual de la roca; por lo que se necesita conocer la
mineralogía magnética, su distribución y la forma de los granos en la dirección de magnetización, ya que
anisotropía magnética eventualmente puede afectar fuertemente la forma del ciclo de histéresis, controlar
la coersividad y la remanencia. Dependiendo del factor que domina este parámetro, se definen 3 tipos de
anisotropía, los cuales se detallan a continuación.
6.2.1
Anisotropía Magnetocristalina
Es una propiedad intrínseca de los minerales ferrimagnéticos, independiente del tamaño de grano y de
la forma, relacionada a la estructura magnetocristalina y la disposición- interacción de los cationes con
momento magnético asociado (fig. A.15) La anisotropía magnetocristalina es la energía necesaria para
deflectar el momento magnético en un cristal simple desde la dirección fácil a la más difícil (ver
subsección 7.1.1). Estas dependen de la interacción del momento de spin magnético con la red del cristal
(acoplamientos de los orbitales de spin).
6.2.2
Anisotropía de Stress
En adición a la anisotropía magnetocristalina mencionada en la subsección anterior, este efecto
también se relaciona con el acoplamiento de los orbitales, denominada Magnetotricción. La relación
descrita establece una dependencia de la constante de anisotropía de los stresses . Al realizar
adquisición de magnetización a un cristal previamente demagnetizado, el strain puede ser medido como
función del campo aplicado a lo largo del eje cristalográfico principal, debido a que puede adquirir una
magnetización respecto a éste respondiendo de manera anisotrópica. Un stress uniaxial puede producir
un único eje fácil de magnetización si es suficiente para superponerse sobre todas las otras anisotropías.
Su magnitud es descrita por 2 constantes empíricas conocidas como las Constantes de Magnetotricción
(l111 y l100) y el nivel de stress.
6.2.3
Anisotropía de Forma
Un tercer tipo de anisotropía está relacionada con la forma del grano del mineral. Un cuerpo
magnetizado eventualmente puede producir cargas o polos en su superficie, conformando una
distribución de carga superficial. Por ejemplo, para un grano de forma elipsoidal, representado por la
ecuación
A-19
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Donde x1, x2, x3 corresponden a los puntos en coordenadas 3-D y k1, k2 y k3 a los ejes de
susceptibilidad mayor, intermedio y menor del elipsoide. La demagnetización de este grano puede ser
pequeña si la imantación es a lo largo del eje mayor, en comparación a una imantación a lo largo de los
ejes menores. Esto produce un eje de fácil magnetización a lo largo del eje mayor. Un grano con forma
de esfera no posee anisotropía de forma. Dentro de este tipo de anisotropía, en unión con la
anteriormente descrita, se puede considerar la anisotropía de distribución dentro de la roca, ya que si la
fábrica es heterogénea (por ejemplo en el caso de vetillas) puede marcar anisotropía vinculada a las
estructuras presentes.
7. MINERALOGIA MAGNETICA
Dentro de los diferentes grupos de minerales magnéticos, los mas importantes corresponden a los
óxidos de Fe-Ti, considerando que, en general, se presentan como minerales accesorios en todo tipo de
rocas. Su representación grafica corresponde a un diagrama ternario, donde se definen las series de
solución sólida que, dependiendo del miembro mas abundante en la roca, son capaces de controlar su
señal magnética (fig. A.13).
Figura A.13: Diagrama ternario
composicional para óxidos de Fe-Ti.
Además de los miembros extremos FeOFe2O3 y TiO2, se ilustran la series de
solución
sólida
correspondientes:
magnetita-ulvoespinel (Fe3O4-Fe2TiO4);
ilmenita-hematita (FeTiO3-Fe2O3) y
pseudobrookita-ferropseudobrookita
(Fe2TiO5-FeTi2O5).
Un resumen de las propiedades magnéticas de los miembros extremos e intermedios de las series
mencionadas es presentado a continuación.
7.1
SERIE DE SS. ESTRUCTURA CUBICA: Titanomagnetitas.
En una estructura de tipo cúbico se encuentran 64 sitios tetraedrales (N° coordinación 4) y 32 sitios
octaedrales (N°coordinación 6; fig. A.14). Esto no implica que todos los sitios catiónicos estén ocupados,
por lo que, en general, esta estructura es denominada Catión Deficiente. Además dada la posición
ocupada por el catión dentro de la estructura (tetraedral-octaedral), recibe la categorización de Estructura
Espinel Inverso, fundamental para el desarrollo de la Teoría de Néel.
A-20
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Estructura Espinel Normal
Para esta distribución estructural, los cationes 2+ ocupan el sitio tetraedral y los cationes 3+, el sitio
octaedral.
Estructura Espinel Inversa
En este caso, los cationes 2+ ocupan sitios octaedrales y los cationes 3+ ocupan sitios tetraedrales y
octaedrales.
Ejemplo:
Magnetita
Ulvoespinel
Cromita
Magnesiocromita
Fe3+[Fe2+Fe3+]O4
Fe2+[Fe2+Ti4+]O4
Fe2+[Cr3+]O4
Mg2+[Cr3+ ]O4
X3+[Y2+]O4
X3+ [Y2+]O4
X2+[Y3+]O4
X2+[Y3+]O4
Inversa
Inversa
Normal
Normal
Según la teoría definida por Néel (1955), en una estructura de tipo espinel inverso es posible
considerar dos sub-estructuras acopladas antiparalelamente: sitio tetraedral (SITIO A) y el sitio octaedral
(SITIO B). De lo anterior se puede deducir directamente el comportamiento magnético del mineral. El
caso de los miembros extremos de esta serie puede diagramarse de la siguiente manera.
Magnetita
B
A
3+
+3
Fe p
Fe n Fe2+ n
Ulvospinel
A
B
.
2+
2+
4+
Fe p
Fe n Ti
Ferrimagnético
Antiferromagnético
Para el caso de la magnetita la suma vectorial de las sub-estructuras A y B entrega un vector
resultante z 0, lo que le da el carácter ferrimagnético al mineral. En el caso del ulvoespinel, si
consideramos que el Ti4+ no posee momento magnético asociado, la suma vectorial de ambas subestructuras es igual a 0, explicando su naturaleza antiferromagnética.
7.1.1 Estructura y propiedades miembros extremos: Magnetita (Fe3O4)-Ulvospinel (Fe2TiO4)
Como se mostró previamente, la magnetita posee una estructura espinel inversa, donde los cationes
de Fe se organizan en capas diagonales perpendiculares al plano (111), pero los sitios tetraédricos y
octaédricos no están en el mismo plano (fig A.14).
Figura A.14: Unidad fundamental
de la magnetita. En la figura (a.1)
se ilustra el sitio tetraedral y
octaedral, de coordinación 4 y 6
con O2- respectivamente. Estas
unidades se organizan en una red
cristalina de simetría cúbica (a.2),
donde los planos definidos por
FeIV y FeVI son perpendiculares
al eje >111@, pero no son
coincidentes entre sí.
A-21
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Esta distribución explica dos características fundamentales de la serie de S.S. a la que este mineral
pertenece: la primera relacionada al análisis de las exsoluciones que ocurren asociada a desequilibrios
en las titanomagnetitas y la segunda respecto a la dirección preferente de magnetización que presentan,
denominada también dirección fácil magnetocristalina (fig. A.15)
Figura A.15: Dependencia de la adquisición de
magnetización respecto a la orientación
cristalográfica sometida campo magnético. En
magnetita, a 130°K, para las dos direcciones
experimentadas
(fácil
y
difícil)
la
magnetización
de
saturación
reacciona
diferente.
>111@ es la dirección de más fácil
magnetización
>100@ es la dirección de más difícil
magnetización
Las capas diagonales de Fe2+ y Fe3+ permiten definir una estructura magnética que se puede expresar
como FeIV-FeVI-O-FeVI-FeIV-O-FeIV-FeVI-O-FeVI..., donde FeIV, FeVI y O, corresponden a los planos
asociados a los sitios tetraedral, octaedral y aniones oxigeno respectivamente. Para el ulvoespinel,
considerando que el catión Ti4+ ocupa parte de los sitios catiónicos octaedrales (sub-estructura B), su
formula extendida será Fe2+[Fe2+Ti4+]O4 y la estructura magnética representativa O-(Fe,Ti)VI-O-FeVI(Fe,Ti)VI-FeIV-O-FeIV-O…. Lo anterior incide directamente en su simetría cristalina respecto a la
magnetita y a su mayor tamaño de celda, lo que se relaciona a una disminución de las interacciones
catiónicas dentro de la red cristalina. Algunas propiedades de estos miembros extremos son detallados a
continuación (tabla A.1). Este análisis es fundamental para explicar las propiedades magneto-cristalinas
de los miembros intermedios de todas las series de S.S relacionadas a los óxidos de Fe-Ti.
Tabla A.1: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las
titanomagnetitas
Mineral
Comportamiento
Tamaño de
Celda
(Amstrong)
Elementos de
simetría
Temperatura
de Curie (°C)
Magnetización
de saturación
[A/m]
MAGNETITA
Ferrimagnético
8.395
4
570-585
4.8 x 10e-5
ULVOESPINEL
Antiferromagnético
8.536
3
-153
********
A-22
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
7.1.2
Estructura y propiedades de las titanomagnetitas ((1-x) Fe3O4 * x Fe2OTiO4))
Para los miembros intermedios de esta serie, el principal intercambio catiónico que ocurre es 2Fe3+ l
Fe2+ + Ti4+. La manera en que cada uno de estos cationes ingresa a esta estructura es compleja, siendo
aún materia de debate, considerando parámetros principalmente de energía de estabilización de la
estructura. A modo de ejemplo, podemos utilizar el modelo de Akimoto (1962), que predice que el Fe3+
reemplaza al Ti4+ en el sitio A y al Fe2+ en B simultáneamente; y el de Néel (1955) en el que primero el
catión Fe3+ reemplazaría a Fe2+ en el sitio B, continuando después con parte del Fe2+ del sitio A. Esto
debería producir un quiebre en las propiedades magnéticas respecto a una composición determinada de
la solución sólida, lo que gráficamente se visualiza en la figura A.16.a.
La condición principal que regula la composición química de una titanomagnetita es la temperatura
(fig. A.16.b). Considerando la variación de simetría, tamaño de celda y fracción molar de ulvoespinel, en
general a medida de que la composición de la titanomagnetita es más cercana a la de este miembro final,
las propiedades magnéticas disminuyen (figura A.17).
Figura A.16: (a) Curvas de momento de saturación (PB) versus variación porcentual de ulvoespinel (Fe2TiO4) según
Akimoto (1962) y Néel (1955). Se observa claramente la dependencia de este parámetro respecto al modelo teórico
planteado, considerando los ordenamientos catiónicos según la sub-estructura A o B para los cationes Fe2+, Fe3+ y
Ti4+ (ver texto). (b) Gap composicional para la serie magnetita-ulvoespinel. A temperaturas sobre 600°C la solución
sólida entre ambos miembros extremos es completa. A medida que la temperatura desciende, para composiciones
intermedias ocurre exsolución (Modificado de Burton, 1991).
B
A-23
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura A.17: Diagramas de variación de parámetros magnéticos según la composición para la serie de las
titanomagnetitas. (a) Curvas tamaño de celda respecto a fracción molar de ulvoespinel (x). El aumento de la distancia
entre cationes produce una disminución de la interacción catiónica, uno de los factores que controla las propiedades
magnetocristalinas (Tomado de O’Reilly, 1984). (b) Variación de la magnetización de saturación y temperatura de
Curie respecto a su composición. Para esta serie la relación entre los parámetros magnéticos y el intercambio entre
Fe2+, Fe3+ y Ti4+ no es compleja. Modificado de Nagata (1961). (c) y (d) Diagramas ternarios para óxidos de Fe-Ti,
en los que se ilustran las isolíneas de tamaño de celda, temperatura de Curie (c) y magnetización de saturación (d)
respecto a la composición y oxidación de las diferentes fases del sistema. Modificado de Akimoto (1957).
7.2
SERIE DE SS. ESTRUCTURA ROMBOEDRAL: Titanohematitas.
La estructura de esta serie está definida por dos parámetros fundamentales: el lado del romboedro y
el ángulo entre sus lados. Perpendicular a [001], el ordenamiento de las posiciones catiónicas define una
estructura hexagonal, con 18 sitios octaedrales por 18 oxígenos. Como sólo 2/3 de los sitios están
ocupados hay una distorsión entre los sitios, a lo que se asocia que los extremos de un anillo hexagonal
no estén en el mismo plano (fig. A.18). Esto implica que los sitios catiónicos no constituyen un octaedro
perfecto, por lo que se denominan octaedrón.
Figura A.18: Estructura cristalina de
una ilmenita (FeTiO3). La ubicación
de los cationes en una unidad
romboedral definen la estructura
hexagonal del mineral. (a) Vista en
planta de los hexágonos respecto al eje
C. (b) Distorsión de los extremos de
los hexágonos. (c) Distancia entre
sitios catiónicos de la estructura.
A-24
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
7.2.1
Estructura y propiedades miembros extremos: Hematita (D-Fe2O3)
Pertenece al grupo espacial RC3C, es decir, posee tres elementos de simetría cristalina. Con una
estructura hexagonal, a la que se asocian 4 ejes: a1, a2, a3 dentro del mismo plano y c perpendicular al
anterior. Las capas de Fe3+ y O2- están alineadas en planos defectuosos paralelos a [0001], como se
explico previamente. Considerando esta estructura “en capas” de los cationes componentes, se puede
establecer una unidad fundamental de distribución de spin perpendicular al eje C, que tendrá la siguiente
forma: Fe-O-Fe-O-Fe-O-Fe-O..., donde Fe representa una capa de cationes Fe3+ y O de oxígenos. Es
importante considerar que en una intracapa de Fe todos los vectores son paralelos entre si
(comportamiento ferromagnético), pero intercapa, las magnetizaciones resultantes de la suma vectorial
intracapa son “casi” antiparalelos. Por lo tanto esta estructura tiene asociado un comportamiento
antiferromagnético falso (fig. A.19). Bajo –10°C la dirección de los momentos de spin cambia hasta ser
paralelas al eje C, entonces la hematita comienza a ser perfectamente antiferromagnética. Este paso es
conocido como Transición de Morín.
Figura A.19: Representación simplificada
de la estructura magnetocristalina “en
capas” de la hematita, donde se ilustran los
planos intercalados de Fe y O. En detalle
se puede observar que el acoplamiento
intercapas es “casi” antiparalelo, lo que
origina el magnetismo (Jr0) de la
estructura del mineral.
7.2.2
Estructura y propiedades miembros extremos: Ilmenita (FeTiO3)
También posee una estructura hexagonal, pero dado el ingreso en la en la red cristalina del catión
4+
Ti , su simetría disminuye (RC3) respecto a la estructura de la hematita. Esto se relaciona con que los
cationes ocupan posiciones octaedronales, pero la distancia entre planos aumenta. Las capas de Fe, Ti y
O alineadas en planos paralelos a [0001] definen una estructura Fe-O-Ti-O-_-O-Ti-O-Fe-O-_-O-Fe-O-TiO-_-O-Ti-O-Fe-O-_-O-Fe..., con sitios catiónicos libres alternados entre capas de Fe y Ti. Esto incide
directamente en su comportamiento magnético, ya que los momentos magnéticos de spin se alinean
paralelos al eje c de la estructura, pero con direcciones alternantes opuestas, es decir, intracapa los
vectores magnéticos son paralelos entre si (capa ferromagnética), pero intercapa el vector resultante
tiene la misma magnitud, pero sentido opuesto que el de la capa siguiente (estructura
antiferromagnética). Las capas definidas por Ti4+ entre capas de Fe, no tienen momento magnético
asociado, por lo tanto no tienen contribución magnética dentro de la estructura (fig. A.20).
A-25
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura
A.20:
Estructura
magnetocristalina de la hematita
(Fe2O3) y la ilmenita (FeTiO3),
donde se ilustran las posiciones
octaedrales de cada mineral y los
vectores magnéticos resultantes de
la suma vectorial de cada capa
catiónica. Considerando que el
momento magnético del catión Ti4+
=0 y el alineamiento antiparalelo de
los vectores resultantes de las capas
de Fe de la ilmenita se explica su
naturaleza antiferromagnetica
Un resumen de las principales propiedades de los miembros extremos mencionados es presentada a
continuación.
Tabla A.2: Resumen de las propiedades magnético-cristalinas de los miembros extremos de la serie de las
titanohematitas
Mineral
HEMATITA
ILMENITA
7.2.3
Comportamiento
Antiferromagnetico
Falso
Antiferromagnético
Temperatura de
Curie (°C)
Elementos de
simetría
T de Neel
680-690
3
670-675
2 x 10e-3
-218
2
-233
********
Acoplamiento
destruido por
agitación termal
Magnetización
de saturación
[A/m]
Estructura y propiedades de las titanohematitas (Fe3+ 2-2x Fe2+x Ti4+x O3)
La fórmula estructural de los miembros intermedios de esta serie se define respecto a la fracción
molar de ilmenita (entre 0 y 1). El intercambio catiónico dentro de los sitios A y B (correspondientes a las
capas de la red cristalina) es más simple que en las titatomagnetitas. En este caso, tanto el Ti4+ del sitio A
como el Fe2+ del sitio B son reemplazados por el Fe3+, originando capas con mezclas catiónicas de Fe2+Fe3+ por una parte y Ti4+-Fe3+ por otra. Por lo tanto, la composición del miembro de la serie y la
temperatura juegan un rol fundamental en su simetría y, por ende, en el comportamiento magnético del
mineral (fig. A.21).
A-26
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura A.21: (a) Gap composicional para la serie hematita-ilmenita. En este gráfico se observa el comportamiento
más complejo en relación a la temperatura-fracción molar de ilmenita de la curva de solución sólida que para las
titanomagnetitas. (b) Diagrama de fase simplificado para el sistema hematita-ilmenita Fe2O3-FeTiO3. RC3c
corresponde al miembro (ilmenita-hematita)SS desordenado y RC3 a la estructura ordenada de la ilmenitaSS
(Modificado de Harrison et al., 2000).
Respecto a la simetría cristalina correspondiente a un miembro de esta serie, si cristaliza a alta
temperatura, habrá un desorden de los cationes de Fe-Ti, ya que se distribuyen randómicamente entre
todas las capas, lo que radica en una mayor simetría respecto a un descenso de la temperatura, ya que
en este caso, el Fe y Ti se comienzan a ordenar en capas alternadas más ricas en uno u otro catión,
bajando la simetría de la estructura (fig. A.21.b). Entonces, es necesario agregar como control de la
distribución espacial, la entalpía y entropía del sistema (Harrison et al., 2000 a y b).
El comportamiento magnético de la serie de S.S. es complejo. Depende principalmente de la
distribución catiónica intra e intercapa de los cationes Fe2+, Fe3+ y Ti4+ de la red cristalina. Para ciertos
rangos de composiciones y temperaturas, se producen “núcleos” de cationes Fe2+ y Fe3+ en la capa
correspondiente a los sitios catiónicos Ti4+ reemplazados, lo que produce diferenciales magnéticos
intercapa a los que se puede relacionar un vector magnético resultante, lo que sustenta un
comportamiento de tipo ferrimagnético dentro de este intervalo composicional (fig. A.22). Se debe tener
en cuenta también la simetría del sistema, ya que las interacciones entre los diferentes sitios catiónicos
dependen fuertemente de cómo estos se ubiquen dentro del espacio en la red cristalina.
A-27
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Figura
A.22:
Magnetización
de
saturación y temperatura de Curie para la
serie de las titanohematitas. Si x<0.45 el
miembro de la solución sólida tendrá un
acoplamiento antiferromagnético.
Si 0.45<x<1 tiene un acoplamiento
ferrimagnético. Tomado de Butler
(1992).
7.3
SERIE DE LAS TITANOMAGHEMITAS
Corresponde a los primeros estados de oxidación de los miembros de la serie de S.S. de las
titanomagnetitas, producidos por difusión de cationes Fe2+ y Ti4+ desde la superficie de estos minerales.
En general, las transformaciones a titanomaghemita no están asociadas a composiciones extremas del
miembro del titanio, con un limite de formación estimado en x=0.6 (con x=fracción molar de ilmenita).
Miembro Extremo: Maghemita (J-Fe2O3)
Este mineral posee varias posibles fórmulas estructurales, considerando que el proceso de difusión no
ocurre de manera selectiva dentro de la red cristalina cúbica. Su fórmula general es
Fe3+[Fe3+(Fe2+)2/3[ ]1/3]O4
donde 2/3 Fe2+ es oxidado y 1/3 es removido, produciéndose vacantes en la estructura espinel. La
transformación de magnetita a maghemita depende de la facilidad de difusión de sus sitios catiónicos, así
como de parámetros de oxidación (pH, f [O2], entre otros).
La presencia de este mineral en el sistema permite eventualmente definir su grado de oxidación, por
medio del parámetro Z del sistema, lo que en la formula general se visualiza como:
Fe2++(Z/2)O o ZFe3+ +(1-Z)Fe2+ +(Z/2)O2-
Z  [0,1]
Con Z: fracción de fierro ferroso oxidado a fierro férrico
Este parámetro puede ser estimado a través de la temperatura de Curie del mineral portador, por
consideraciones paramétricas de la celda unitaria y su relación con la presencia/ausencia de Ti4+. La
perdida de Fe2+ ligada a la transformación de magnetita a maghemita hace que decrezca su
magnetización de saturación, desde 4.8 x 10-5 a 4.2 x10-5 [A/m]. Su temperatura de Curie esta entre el
rango 590-675°C, aunque en los gráficos T versus k, en general lo que se puede observar es la inversión
de maghemita a hematita a 350°C.
A-28
ANEXO A: Paleomagnetismo y Mineralogía Magnética
Las titanomaghemitas poseen un comportamiento metaestable respecto a la serie de las
titanohematitas, es decir, con el tiempo y la temperatura, los miembros de la serie de las
titanomaghemitas cambian su estructura a una distribución espacial hexagonal (estructura de la hematita)
de manera irreversible. Por lo tanto, dado que para un efecto como el descrito, la temperatura posee
influencia, es esperable que fenómenos de metamorfismo de bajo grado y fenómenos de alteración
hidrotermal produzcan efectos de este tipo.
A-29
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos de los
Yacimientos Tipo Pórfido Cuprífero Chilenos
Chuquicamata y El Teniente
-MINA CHUQUICAMATA
1. Descripción unidades litológicas
2. Dominios estructurales del yacimiento
3. Detalle de los eventos de alteración hidrotermal
-MINA EL TENIENTE
1. Descripción unidades litológicas
2. Detalle de los eventos de alteración hidrotermal
-Contexto Geodinámico asociado a franjas metalogénicas de yacimientos tipo
pórfidos cupríferos Andinos
-Factores condicionantes para la formación de un sistema tipo pórfido cuprífero.
B-1
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
1.
1.1
GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO CHUQUICAMATA
LITOLOGIA
La descripción complementaria de cada una de las unidades litológicas de la mina Chuquicamata es
presentada en la tabla B.1
Tabla B.1: Unidades aflorantes dentro del rajo Chuquicamata y sectores aledaños.
Rocas Intrusivas
UNIDAD
LITOLOGIA
Granodiorita Este Granodiorita de biotitahornblenda.
Grano
medio-grueso,
equigranular..
Presenta alteración local a
albita-clorita-magnetita y
sericita-arcillas (Ossandón
et al., 2001).
Granodiorita de textura
equigranular a porfírica,
con minerales intersticiales
en la matriz (Renzetti,
1957).
Mineralogía:
ortoclasa,
plagioclasa,
cuarzo,
hornblenda, biotita, clorita
y minerales accesorios
(Lindsay, 1997)
Granodiorita Antena
Complejo
intrusivo Fortuna (Ambrus, 1979)
(Dilles et al.,
Granodiorita
de
1997)
hornblenda-biotita. Grano
fino-medio, equigranular.
Conocida tambien como
Fortuna
Gris,
color
asociado a las plagioclasas
(granodiorita leucocratica,
Dilles et al., 1997)
Granodiorita Fiesta
(Granodiorita Fortuna sensu
strictu)
Porfírica, grano mediogrueso.
Con
fenocristales
de
plagioclasa, anfíbola y
biotita (Dilles et al., 1997).
Granodiorita
Elena
CARACTERISTICAS
Contacto por falla con unidades
sedimentarias Jurásico-Triásicas.
Intruye a dioritas Pérmicas
(Chong y Pardo, 1994). Intruída
por diques dacíticos-andesíticos,
de orientación similar a la Falla
Mesabi (Tomlinson y Blanco,
1997).
EDAD
206 r 7 Ma: K/Ar (Vega y
Bordones, 1981)
No es consistente edad
Paleozoica
previamente
señalada (Renzetti, 1957;
Ambrus, 1979; Soto, 1979;
Marinovic y Lahsen, 1984;
Maksaev, 1990; Chong y
Pardo, 1994)
204 r 3 Ma: 39Ar/40Ar
Hornblenda, Zentilli, datos no
publicados,
en
Lindsay,
1997).
229 r 2 Ma: U/Pb en circón
(Tomlinson et al, 1997).
Contacto por falla con unidades
meta-sedimentarias mesozoicas
(Chong y Pardo, 1993), donde
los minerales muestra una débil
orientación, atribuidas a procesos
tectónicos o metamorficos.
Mesozoica: U-Pb en circón y
K-Ar en biotita (Ambrus,
1979; Lindsay et al., 1995;
Ossandon et al., 2001).
37.7 Ma: U-Pb en circón
(Ballard et al., 2001), lo que
sugiere que la Granodiorita
Elena seria el intrusivo
precursor
del
principal
pórfido mineralizador.
No aflora en el rajo.
39.3 Ma. : U/Pb en circon y
En algunos afloramientos fuera 39.6-39 Ma: K-Ar en biotita
de la mina presenta una lineación (Dilles et al., 1997).
Eocena: U/Pb en circon
magmática casi vertical.
(Ballard, 2002).
Es la de mayor distribución Edades entre 38.5 ± 0.4 y
volumétrica de este complejo. 37.3 ± 1.2 Ma.:
K-Ar en hornblenda y biotita
Aflora en la parte oeste del rajo
(Maksaev et al., 1994;
Lindsay, 1997).
U-Pb en circon (Dilles et al.,
1997; U-Pb en circón
(Ballard, 2002).
B-2
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.1: (continuación)
UNIDAD
Complejo
intrusivo Fortuna
(Dilles et al.,
1997)
LITOLOGIA
CARACTERISTICAS
Matriz: agregado de plagioclasa,
feldespato potásico y cuarzo.
Pórfido Tetera
Cortan a la granodiorita Fiesta.
Corresponden
a
diques
de
composicion granito-aplítica
Pórfidos San Lorenzo
Correspondiente a una granodiorita
y pórfidos de composición
granodiorítica
Complejo
Intrusivo
Chuquicamata
Pórfido Este
Pórfido granodiorítico (Aracena,
1981)
Pórfido monzogranítico pobre en
matriz (Lindsay, 1997)
Textura
variable
desde
granodioritica hasta monzodiorita
de biotita, fanerítica a porfírica
incipiente, con megacristales de
feld-K,
plagioclasa
euhedralsubhedral;
cuarzo-feld
K
intersticial y magnetita, titanita y
circón accesorios (Faunes et al.,
2005)
Pórfido Oeste
pórfido monzodiorítico (Aracena,
1981; Lindsay, 1997).
Fenocristales: feld-K plagioclasa,
megacristales
de
feldespato
poikilítico, cristales y ojos de
cuarzo redondeados y biotita.
Masa
fundamental:
aplítica
compuesta
por
cuarzo
equigranular, feld-K y cantidades
menores de plagioclasa y biotita
(Langerfeld, 1964; Aracena, 1981;
Alvarez y Flores, 1984; Lindsay,
1997; Ossandón et al., 2001).
Es de grano mucho mas fino que el
anterior
Pórfido Banco
Monzogranito (Aracena, 1981).
Pórfido monzodiorítico (Lindsay,
1997).
Posee textura porfírica, con
fenocristales en contacto entre si.
EDAD
38.0 ± 3.0 Ma: Ar-Ar
en
biotita
y
hornblenda (Lindsay,
1997)
Dilles et al. (1997) divide esta 38.5 ± 1.1 y 37.1 ± 0.9
unidad en 3 subunidades: (1) Ma (Maksaev et al.,
pórfido granito-aplítico Tetera. 1994).
(2) pórfidos granodioríticos San
Lorenzo y (3) porfido máfico
granodioritico San Lorenzo.
Es el de mayor distribución areal 35.2 ± 0.4 y 34.6 ± 0.2
en el yacimiento.
Ma: U-Pb en circón
Presenta un contacto gradacional (Ballard et al., 2001)
con el Pórfido Oeste (Lindsay,
1997; Ossandón et al., 2001) y
una clara relación de contacto
con el Pórfido Banco.
Intruye
unidades
metasedimentarias mesozoicas.
Presenta una débil foliación
local, probablemente sintectónica
(Ossandón et al., 2001).
No es posible observar el 34.0 ± 0.3 y 33.5 ± 0.2
contacto de esta unidad con el Ma: U-Pb en circón
Pórfido Banco.
(Ballard et al., 2001)
También posee débil foliación
similar a la unidad anterior
Se distingue de los pórfidos 34.1 ± 0.3 y 33.3 ± 0.3
anteriores componentes del CIC Ma (Ballard et al.,
por su color, textura y por 2001).
presentar plagioclasa en la matriz
(Lindsay, 1997, Ossandón et al.
2001; Faunes et al., 2005).
B-3
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.1: (continuación)
UNIDAD
LITOLOGIA
Mineralogía
Población bimodal de plagioclasa
euhedral-subhedral. Ojos de cuarzo
redondeados
y
aplanados,
megacristales de feld. K y escasa
biotita. Masa fundamental afanítica
de cuarzo, feldespato potásico y
biotita.
Rocas Estratificadas
Metavolcanitas Probablemente correspondientes al
grupo Caracoles (Lindsay, 1997).
y
metasedimentitas
CARACTERISTICAS
Se observa en la parte norte y
este del rajo, con afloramientos
de cuerpos filonianos y diques de
rumbo NNE discontinuos, los
que mantienen una continuidad
vertical a subvertical (Lindsay,
1997).
EDAD
Ocurre como lentes o zonas
estructuralmente
dislocadas
intensamente
deformadas
y
plegadas, con desarrollo local de
milonitas y brechas tectónicas de
clorita (Faunes et al., 2005)
Mesozoica (Faunes et
al., 2005).
Triásico
Medio
(Ossandon et al.,
2001).
Depositos no Consolidados
Depósitos aluviales y menores Ubicadas en la zona más al norte Cuaternario
Gravas
coluvios
de la mina
1.2
DOMINIOS ESTRUCTURALES DEFINIDOS EN EL YACIMIENTO
La características de los diferentes sistemas estructurales definidos por Faunes et al. (2005) en el
sistema tipo pórfido cuprífero Chuquicamata se resumen a continuación. La distribución tanto de las fallas
y vetas, como de las unidades litológicas de la mina pueden observarse en la figura B.2.
Tabla B.2: Características de los sistemas estructurales en la mina.
Características
Sistema
Generales
Espaciales
Otras (litología, sentido de movimiento,
Estructural
etc…)
Zona de Cizalle Frágil-Ductil NNE (Sistema Mesabi)
Probablemente ejerce Formada en el contacto Brechas: Los fragmentos corresponden al
Zona de
control
del entre el pórfido Chuqui y la protolito afectado, con cuarzo en una matriz
Deformación un
emplazamiento
del granodiorita Elena.
recristalizada de clorita, feld.K y magnetita.
Este- Falla
pórfido
Chuqui
y Hacia el N separa el porfido Milonitas: fábrica dúctil y penetrativa. Se
Mesabi
(Faunes et
estados tempranos de de meta-sedimentitas y superpone al anterior.
al., 2005)
alteración hidrotermal. volcanitas, por lo que se Ambas cortadas por brechas de especularita,
puede extrapolar como la con trazas de pirita y calcopirita
continuación de la Falla Cataclasitas. Representan periodos de
actividad tecónica menos intensa.
Mesabi hacia el sur.
Sentido de movimiento
Evidencia
indicadores
cinemáticos
sinistrales que Tomlinson et al. (1997b) los
relacionan al movimiento sinistral de la Falla
Oeste, e indicadores de movimiento dextral
(34-33 Ma.) que sugieren control estructural
por parte de esta falla durante el
emplazamiento del CIC (Lindsay, 1997).
Parte del Dominio Se ubica en la parte N del
Falla
Zaragoza (Lindsay et depósito.
Zaragoza
Rumbo NNW sub-vertical.
al., 1995).
Marca el límite este del
pórfido
B-4
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.2: (continuación)
Sistema
Estructural
Falla C-2
Generales
Características
Espaciales
Otras (litología, sentido de movimiento,
etc…)
Se ubica en la parte N Influencia parte de la mineralización
del depósito, al este de la primaria y secundaria del yacimiento,
falla Zaragoza
así como la formación de oxidados de
Rumbo cercano a NS, Cu en el límite norte de la mina.
sub-vertical.
Parte del Dominio Zaragoza
(Lindsay et al., 1995).
Es temprana dentro de la
evolucion del yacimiento.
Posteriormente
fue
reactivada.
Deformación Dúctil
Posterior a la alteración
Se observa en diferentes
Foliación
zonas dentro del pórfido
dúctil dentro potásica, pero precede a los
pulsos fílicos tardíos.
del Pórfido
Chuqui
Sistema de fallas Portezuelo y Estanques Blancos
Parte del Dominio Estanques Set de fallas noreste
Falla
Blancos (Lindsay et al., subverticales, expuestas
Estanques
1995).
a lo largo del depósito,
Blancos
Juega un importante rol pero
con
mayor
dentro de la mineralización penetratividad al norte
del sistema, lo que se refleja del depósito.
en el rumbo de las zonas
mineralizadas y la anisotropia
de vetas y vetillas.
También corresponde a este Porción
central
del
Falla
sistema
depósito
Balmaceda
Traza
bien
definida, Mapeada al este del
Falla
sobretodo cundo limita la depósito, de rumbo
Portezuelo
mineralización de clorita- 80º/manteo 80ºN.
especularita-calcopirita
del Reconocida
recientemente en 6500
pórfido.
mt. de sondaje en la
misma área.
Al
sur
limita
la
extensión del pórfido.
Sistema de fallas NNW
Fallas
de Dominio Noroeste (Lindsay Importantes estructuras
de rumbo NNW a NW,
rumbo NNW et al., 1995)
Posiblemente
más abundantes en la
postmineralización, aunque parte central y sur del
hay evidencias de vetillas que depósito.
eventualmente habrían sido
controladas por este sistema.
En este caso, podría haber
sufrido reactivación.
B-5
Zonas miloníticas de cizalle, foliación
de stress y lineación dúctil asociada a la
traslación y estrechamiento de minerales
máficos y silicatos.
Sentido de movimiento
Dextral en la parte noreste del pit.
Además se ha documentado una posible
reactivación dextral postmineral.
Para el dominio completo se interpretan
movimientos normales que producen un
escalonamiento hacia el sur de los
bloques definidos por estas fallas
Sentido de movimiento
El plegamiento sufrido por la Zona de
Deformación Este en planta, se
interpreta relacionado a (i) un
movimiento dextral de esta falla que
corta además al pórfido; o bien (ii) que
fue preexistente.
Sentido de movimiento
Sinestral, indicado por corte de vetillas
mineralizadas e indicadores sinestrales
de fallas N-S
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Figura B.1: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero Chuquicamata.
Tomado de Ossandón et al. (2001).
B-6
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
1.3
EVENTOS DE ALTERACION HIDROTERMAL
La caracterización detallada de los diferentes eventos de alteración hidrotermal, así como su
respectiva asociación de minerales de mena respecto a los últimos antecedente entregados por Faunes
et al. (2005) son entregados a continuación (tabla B.3).
Tabla B.3: Características del nuevo modelo de alteración y mineralización en la mina (figura B.2).
ALTERACION
CARACTERISTICAS
Evento temprano de baja sulfuración
Reemplazo parcial de máficos por
Potásico de
biotita y de plagioclasa por feld.K,
Fondo (PF)
bt+feld.K+se+
sericita y arcillas. Magnetita
arcillas
oxidada a hematita.
Biotita y feld.K raramente en
microvetillas acompañadas por
qz+cc+sulf.
Textura original del pórfido es
preservada.
Vetillas tipo “A” con halos
irregulares de feld.K.
Evento
de
alteración
/
mineralización más temprano
observado en el yacimiento.
Reemplazo selectivo por clorita
Alteración
cloritica (CMH) (clinocloro) de minerales maficos
chl+>alb-ank-cc- primarios y secundarios.
ep
Vetillas de clorita en los bordes del
depósito, asociadas con sulfuros.
Se preserva la magnetita.
Albitizacion
selectiva
de
plagioclasa
Vetillas de calcita-ankerita.
Localmente aparece epidota y
brechización.
Vetas y vetillas de
cuarzomolibdenita
(“Vetas Azules”)
qz+Mo
Correspondiente a vetillas tipo “B”
bandeadas.
Nucleo con rumbo NS a NNE,
manteando 80qW, controlado
estructuralmente.
La molibdenita es reconocida
también en otros eventos de
alteración (fases tempranas del
potásico de fondo y eventos
tardíos; Ambrus y Soto, 1974),
pero este corresponde al principal
pulso que deposita este mineral.
MINERALIZACION
EDAD
Diseminada y menor en
microvetillas.
El contenido total de
sulfuros es bajo (<1%), con
una ley entre 0.1 y 0.5%
Cu.
Asociaciones
hipógenas:
ccprbn y/o ccprpy, con la
calcopirita como mineral
predominante.
Otros sulfuros: Cantidades
subordinadas de digenita,
covelina,
calcosina,
esfalerita y molibdenita.
Principalmente diseminada.
De bajo grado (>1% en
volumen), con asociación
de pyrccp y raramente ccp.
Especularita tardía, en
vetillas y diseminada es
frecuente, en algunos casos
con intercrecimientos de
ccp.
33.4 Ma: Ar-Ar en biotita y
feld.K (Reynolds et al.,
1998).
Genéticamente ligada a la
intrusión de los pórfidos
Oeste y Banco.
Ligada genéticamente a la
anterior
Grado de 0.13% Mo.
34.9 ±0.17 Ma: Re-Os en
En estas zonas se reduce el molibdenita (Ossandón et
contenido de cobre (0.6% al., 2001).
de Cu), por dilución y
ausencia de permeabilidad.
B-7
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.3: (continuación).
Evento temprano de baja sulfuración
Reemplazo moderado a
Potasico
feld.Kintenso de feldespato y
intenso (PI)
cuarzo
Parte este del grano fino biotita
por
feld.K
depósito.
secundario, acompañado en
(K-sil)
Zonas
Feld.K+ab algunos casos por albita y
tabulares
+qz+
cuarzo.
irregulares, de <anh
La textura original del
rumbo NNE y
protolito esta parcial a
manteo entre
totalmente
obliterada,
tomando un color gris
70-85qW.
característico.
Microscópicamente
es
cataclástica,
fuertemente
formando microbrechas de
matriz micro-criptocristalina
de qz-feld.K
Vetillas de cuarzo-feld.K.
En
sectores
profundos
aparece anhidrita masiva,
diseminada y en vetillas.
Sericita
gris-verde
temprana
se+qz+sulf.
+>feld.K
Destrucción intensa de la
textura original del pórfido y
reemplazo por agregados de
sericita gris-verdosa, cuarzo,
abundante súlfuro disem. y
feld.K accesorio.
La sericita de este evento es
mas gruesa que la asociada a
eventos tardios y ocurre
localmente
de
forma
pervasiva o como halos de
vetillas de qz, qz-bn y qzmo.
Vetillas de calcopirita con En los bordes de la zona de
alteración potásica intensa.
halos sericíticos
Ccp+halos qz-se-ccp
La roca que muestra este
tipo de vetillas tiene
coloración gris.
Corresponden a vetillas
masivas de ccp con halos de
qz-se donde aparece este
mineral diseminado, con
pirita desde subordinada a
ausente.
B-8
Vetillas y microvetillas con
significantes grados de Cu (1%
de súlfuros), desigualmente
distribuidos.
Asociaciones de súlfuros:
bn±dg±cv o ccp±cv±bn±dg.
Aunque pueden presentarse
juntas, representan dos pulsos
diferenciados de mineralización.
Dos tipos de alteracion K-sil han
sido reconocidas: la primera
controlada por fracturas y
altamente destructiva, con alto
grado de Cu; mientras que la
segunda no es destructiva y sus
grados de Cu estan justo por
sobre los del potásico de fondo
Ligada
a
intrusiones de
pórfidos, por
tanto, su edad
similar.
las
los
lo
es
Diseminado fino y abundantes, Relación espacial y
sin pirita.
genéticamente con
Mismas asociaciones que K-sil: alteración K-sil.
bn±dg±cv o ccp±cv±bn±dg.
En fases tardías, las vetillas
tempranas de este evento son
reemplazadas por py±dg±bn o
py±cv.
>1% Cu en volumen con grados
mayores al 1% de Cu
0.7-0.8% Cu. >1% en volumen. Posterior al evento
Halos son diferentes a los anterior
relacionados al evento sericita
gris
verde
temprana,
considerando la distribucion de
la ccp vetilla/halo, a la inversa
de la mencionada; su asociacion
mineralogica (ccp+py sin bn,
para sericita gris verde: ccp+bn
sin py) y porque cuando las
vetillas de este tipo son aisladas,
el halo es debil, preservándose
la textura del porfido, lo que
ocurre a la inversa para el
evento de sericita gris verde.
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.3: (continuación)
Asociaciones tardías de alta sulfidización (alta pirita)
Alteración Cuarzo- Se presenta pervasiva. y como halos
de vetillas tipo “D”.
Sericita
Se-qz-py
Corresponde a 2 eventos:
Menor kaol.
“principal” y “tardío”, espacialmente
Rara qz-al
relacionados.
Comprende agregados de sericita,
con cuarzo y pirita que obliteran la
textura original del pórfido.
Reemplazo intenso de biotita y
feld.K; y de caolín en plagioclasa.
Además, raramente para el pulso
tardío hay vetillas de cuarzo-alunita.
Ocurre como una inmensa masa
vertical, N-S, adyacente a la Falla
Oeste. Es más débil en la periferia
(“Cuarzo-Sericita
Transicional”,
porción norte del yacimiento),
permitiendo la distinción de la
textura porfirica.
Otros eventos hipógenos
Evento hipógeno tardío.
Vetas tardías,
Distribución muy localizada.
vetillas y
Sin halos de alteración
microbrechas
Serie de pulsos progresivos de
mineralización de súlfuros, con
superposicion
temporal
y
especial,
que
indican
la
evolución
del
grado
de
sulfidización:
py-ccp; py-dg
(rbn); py-cv (ren) y py-en
(rsph).
Pirita es el súlfuro dominante
(>2% en volumen).
El pulso tardío de py-en asocia
fuertes cantidades de arsénico al
depósito. Controlado por un
ambiente frágil, se emplaza como
vetas y brechas en la zona de
vetas de qz-mo, y en la periferia
como stockwork.
El evento tardío de qz’se termina
con el emplazamiento de vetillas
de py, adyacentes a la Falla
Oeste.
31.1 Ma: Ar-Ar en
sericita (Reynolds
et
al.,
1998),
siendo 2 y 3 Ma
más joven que el
evento potásico de
fondo
y
la
cristalización del
pó
Corta los eventos
ccprcvrhtranhryeso sin py.
No afecta el grado de Cu, es previamente
decir implica alteración y/o descritos.
removilización de asociaciones
preexistentes sin introducción de
Cu.
Mineralización Supérgena
Zona Primaria
Enriquecimiento
Sin actividad supérgena.
Supérgeno
Coincide con la “zona primaria de
sulfatos”, con yeso y anhidrita
dentro de una masa de roca sellada,
competente.
Zona de enriquecimiento débil
Ocurre en fracturas, zonas de falla y
reemplazando parcial a totalmente
súlfuros de Cu hipógenos, con pirita
limpia y no alterada.
Coincide con la “zona transicional
de
sulfatos”,
con
yeso
y,
esporádicamente
anhidrita
remanente del proceso de lixiviación
de sulfatos.
Hay fracturas abiertas y menor
competencia de la roca.
Zona de enriquecimiento intenso
Corresponde a la “zona secundaria”
de lixiviación de sulfatos, con yeso y
anhidrita ausente.
Presenta abundantes cavidades y alto
grado de fracturamiento.
B-9
Sin súlfuros secundarios
actividad supérgena
o Corresponde
desarrollo
hipógeno
yacimiento
súlfuros
Se
reconocen
secundarios,
pero
están
subordinados a los minerales
hipógenos.
Predominio de covelina sobre
calcosina
75% de los súlfuros primarios
reemplazados. Bornita totalmente
reemplazada y pirita “manchada”
por súlfuros 2arios.
Predominio de calcosina sobre
covelina.
al
del
19-15 Ma: K-Ar en
alunita supérgena
(Sillitoe y McKee,
1996)
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.3: (continuación)
Enriquecimiento
Supérgeno
Su límite inferior no coincide
exactamente con el “piso de yeso”,
estando aprox. 20 metros por sobre
el previamente indicado.
Zona de oxidación y lixiviación
Expuestas en la parte norte y sur del
yacimiento.
Corresponde a capas oxidadas ricas
en limonita y/o mineralización
oxidada de Cu.
Ocurren como bandas elongadas
subverticales, controladas por los
sistemas de fallas Estanques Blancos
y C-2.
Verticalmente se desarrollaron sobre
el limite superior de la zona de
súlfuros dominante.
La mineralogía dominante en la
parte norte corresponde a
antlerita+brochantita
(ratacamita), con sericita y raras
arcillas.
Presencia de sulfuros secundarios
parcialmente reemplazados por
hematita,
coexistiendo
con
menas oxidadas indican que la
oxidación se desarrollo a partir
de una zona ya enriquecida.
En la parte sur del depósito, la
oxidación fue in situ, dada la
presencia de vetillas tipo “D”
oxidadas.
B-10
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Figura B.2: Distribución en planta de la alteración y mineralización en el sistema tipo pórfido cuprífero
Chuquicamata. Tomado de Ossandón et al. (2001).
B-11
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
2.
GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO EL TENIENTE
2.1 LITOLOGIA
La descripción complementaria de cada una de las unidades litológicas de la mina El Teniente es
presentada en la tabla B.4. Su distribución es ilustrada en la figura B.3.
Tabla B.4: Unidades litológicad definidas en la mina El Teniente.
Complejo Máfico El Teniente (CMET)
UNIDAD
LITOLOGIA
Lavas andesíticas asociadas a la
Complejo
Formación Farellones (Howell y Molloy,
Máfico El
1960; Camus, 1975; Cuadra, 1986).
Teniente,
Pórfido andesítico (Camus, 1975).
CMET. (ex
“Andesitas de Complejo intrusivo de gabros, diabasas y
pórfidos basálticos correspondiente a un
la Mina”
lacolito máfico (Skewes y Arévalo, 2000;
Skewes et al., 2002; Skewes et al., 2005).
Complejo subvolcánico de diabasas,
intruidas por pórfidos basálticos (Burgos,
2002).
Morel y Spröhnle (1992) las presenta
como parte de un sill con elongación NESW.
Dentro de este contexto, se propone que el
CMET intruye el Complejo Volcánico El
Teniente (Lindgred y Bastin, 1922).
Intrusivos y Pórfidos Félsicos
Cuerpos de composición diorítico
Dioritacuarcífera (Howell y Molloy, 1960;
Tonalita
Maksaev et al., 2004).
Sewell (Stock
Tonalita (Faunes, 1981).
Sewell).
Posee textura porfídica con fenocristales
de plagioclasa, biotita, anfíbolas alteradas
y menor feldespato potásico en una masa
fundamental de cuarzo, microlitos de
plagioclasa y menor feld-K (Camus,
1975; Maksaev et al., 2004) en los
márgenes. Su parte central posee una
textura fanerítica.
B-12
CARACTERISTICAS
Poseen una distribución areal
de más de 12 km2 con una
extensión vertical superior a 2
km (Faúndez, 2002).
Presenta diversos grados de
alteración hidrotermal que
obliteran
en
parte
las
características originales de la
roca. Su textura es porfírica,
con fenocristales de plagioclasa
de tamaño promedio §2 mm.
dentro
de
una
masa
fundamental constituida por un
agregado
cristalino
con
cantidades
variable
de
actinolita,
microlitos
de
plagioclasa, cuarzo, biotita,
anhidrita, magnetita, clorita y
rutilo (Skewes, 1996).
EDAD
Para el Complejo
Volcánico
El
Teniente: 12.4-7
Ma.
(Cuadra,
1986; Kurtz et al.,
1997; Rivera y
Falcón, 1998).
Para el CMET: 8.9
Ma. Trazas de
fisión en Apatito
en lacolito máfico
(K. Thiele, inédito.
en Skewes et al.,
2005).
Aflora en la parte central y sur
de la mina, como apófisis de
menor tamaño y como stock
irregular respectivamente
(Faúndez, 2002; Maksaev et
al., 2004).
Intruye al Complejo Volcánico
El Teniente (Skewes et al.,
2005), presentando un
alineación N-S
Hay controversia respecto a
cuantas sub unidades la
forman. Faunes,(1981) propone
una gradación paulatina entre
ambas fases, pero Guzmán
(1991) sugiere la posibilidad de
que corresponda a 2 cuerpos
intrusivos. Según Skewes et al.
(2005) su diferenciación no es
del todo clara, aunque el
estudio realizado por Maksaev
et al. (2004) tambien propone
la presencia de varias fases
intrusivas.
7.4-7.1 Ma.: K-Ar
en biotita (Cuadra,
1986).
Entre 6.46±0.11 y
6.11±0.11 Ma.: UPb en circón
(Maksaev et al.,
2004).
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.4: (continuación)
Intrusivos y Pórfidos Félsicos
UNIDAD
LITOLOGIA
Pórfido Dacítico Compuesto por varias unidades
(Dacita Teniente. porfíricas texturalmente diferentes, con
proporciones variables de fenocristales
Cuadra, 1986)
correspondientes a plagioclasa, biotita,
anfíbolas parcialmente reemplazadas y
“ojos de cuazo”. La masa fundamental
está compuesta por cuarzo, albita, feldK y biotita (Rojas, 2002).
Pórfido Latítico
(Diques de
Latita)
CARACTERISTICAS
Aflora en la parte norte del
yacimiento.
Corresponde a un cuerpo
tabular, sub-vertical de
orientación N-S.
Cortado en la parte sur por la
brecha Braden.
Skewes et al. (2002, 2005) lo
interpretan como un intrusivo
tardío esteril; en cambio
Maksaev et al. (2004) entrega
evidencias de su relación
directa con la mineralización
del yacimiento.
Corresponden a diques de composición Ocurren concéntricamente a la
dacítica (Maksaev et al., 2004).
Brecha Braden como anillos
Roca porfírica con una proporción de
concéntricos.
fenocristales de plagioclasa mayor que En la parte norte de la brecha
el pórfido Teniente. Contiene también
se encuentra como una dacita
fenocristales de biotita, anfíbola
estéril, de la que se reconocen
alterada y ojos de cuarzo dentro de una fragmentos dentro de la
masa fundamental compuesta por
Brecha entregando una relación
cuarzo y feld-K aplítica (Riveros, 1991; temporal etre ambas unidades
Cannell et al., 2005; Skewes et al.,
(Howell y Molloy, 1960;
2005).
Zúñiga, 1982) aunque la
coincidencia de edades U-Pb
en circón con edades Ar/Ar en
sericita en clastos alterados de
la brecha indican un a probable
génesis común (Maksaev et al.,
2002).
A pesar de las diferencias
texturales, los datos químicos
indican una coincidencia entre
esta unidad y el Pórfido
Teniente (Maksaev et al.,
2004).
Diorita cuarcífera de grano fino y color
Pórfido “A”
gris. Los fenocristales corresponden a
(Intrusivo
Cuarzo-Diorítico) plagioclasa fuertemente alterada por
smectita, sericita y siderita. Su masa
fundamental está completamente
reemplazada por un agregado de
anhidrita, cuarzo y biotita parcialmente
reemplazada por clorita. Está rodeado
por una brecha hidrotermal fuertemente
mineralizada, con una matriz de
anhidrita, cuarzo, turmalina y sulfuros
de Cu-Fe (Maksaev et al., 2004).
B-13
Intruye el Stock Sewell y rocas
andesíticas adyacentes en la
parte sureste del yacimiento.
Es característico en esta unidad
la presencia de enclaves de
diorita cuarcífera equigranular
de diferente tamaño (Maksaev
et al., 2004). Otros autores
sugieren la presencia de
fragmentos de andesita y
cúmulos de biotita (Burgos,
2002).
EDAD
4.6-4.7 Ma: K-Ar
en biotita. (Clark et
al., 1983; Cuadra,
1986).
5.4 Ma: Ar-Ar en
biotita. 6.3 Ma: ArAr en sericita.
(Maksaev y
Munizaga, 2001).
5.28 Ma: U-Pb en
circón (Maksaev et
al., 2004).
4.39 Ma.: Ar/Ar en
sericita (Maksaev
y Munizaga,
2001).
4.82 ± 0.09 Ma.:
U-Pb en circón
(Maksaev et al.,
2004).
6.0 Ma.: K-Ar en
biotita (Cuadra,
1986).
7.1 ± 1.0 Ma.: KAr en biotita
(Cuadra, 1986).
Edad menor al
Stock Sewell
(¨=0.31±0.11 Ma).
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.4: (continuación)
Intrusivos y Pórfidos Félsicos
Diques
UNIDAD
LITOLOGIA
Roca gris verdosa de textura
Dique de
porfírica con fenocristales de
Lamprófido
(Dique de Dacita hornblenda y plagioclasa y masa
fundamental traquítica con
o Dique de
microlitos de plagioclasa,
Andesita )
hornblenda, óxidos de Fe y
vidrio (Cuadra, 1986; Skewes et
al., 2005).
Diques de
Andesita
De color gris-negro, posee
textura porfídica y fenocristales
de plagioclasa. Skewes et al.
(2002; 2005) lo incluyen dentro
de la unidad “Diques de
Lamprófiro”.
CARACTERISTICAS
Se presenta en el sector sureste del
yacimiento, cortando las unidades
del sector. Muestra bordes nítidos
y regulares, con una potencia
media de 1.5 mt y una marcada
continuidad espacial en el rumbo
(Faunes, 1981; Skewes et al.,
2002).
Corta a las andesitas, tonalita,
Brecha Braden y Brecha Marginal
y no presenta mineralización.
Presenta forma tabular, con una
potencia de 0.5 a 1 m. y rumbo
N60ºE.
Se ubica en el sector sur del
yacimiento, cortando al stock
diorítico.
Dique de
Guijarros
(Pebble-Dike)
Constituidos por fragmentos de
roca bien redondeados a
angulosos, con tamaños desde
arcillas a gravas.
Se presentan como cuerpos
tabulares de potencia variable
(desde 5 cm. a 1.5 mt.),
concétricos a la Brecha Braden.
Posterior a la génesis
de todas las unidades
del yacimiento
Ubicada en la parte central del
yacimiento, con un diámetro en
superficie de 1200 m y una
extensión vertical conocida de
1800 m (Cuadra, 1986). Tiene
forma de cono invertido con el
flanco este subvertical.
La chimenea Braden fue
emplazada en una etapa tardía de
La formación del yacimiento.
Interpretada como una diatrema
(Camus, 1974).
A pesar de que tiene zonas de
bonanza de Cu, en general no es
favorable para la mineralización
debido a la cantidad de arcillas y la
ausencia de fracturas (Lindgred y
Bastin, 1922).
4.6-4.5 Ma: K-Ar en
sericita (Cuadra,
1986).
4.75 Ma: Ar/Ar en
sericita (Maksaev et
al., 2002
Ubicadas en las zonas de contacto
entre la roca
andesítica y los diferentes cuerpos
intrusivos (Burgos, 2002).
Poseen una extensión vertical
mayor a 200 mt.
Por relaciones de
contacto, su edad debe
ser similar a las
unidades intrusivas a
las que se relacionan.
Brechas
Brecha Braden Brecha con fragmentos
(Pipa Braden) pobremente seleccionados, matrizsoportada. Presenta clastos
redondeados a sub-redondeados de
todos los tipos litológicos del
yacimiento (polimíctica) y
eventuales accidentales profundos
(Vega, 2004).
Posee una matriz de polvo de roca
y cemento de sericita, con
cantidades menores de turmalina,
calcita y sulfuros
(Sillitoe, 1985).
Identificada como una brecha
hidrotermal relacionada a una
génesis freatomagmática (Sillitoe,
1985; Morales, 1997; Vega and
Maksaev, 2003).
Brechas
Igneas
Rocas de apariencia holocristalina,
de grano fino, equigranulares
(“ignea”). La matriz contiene
biotita, cuarzo, feldespato,
anhidrita, calcopirita y óxidos de
Fe.
B-14
EDAD
3.8 ± 0.3 y 2.9 ± 0.6
Ma: K-Ar. (Cuadra,
1986).
3.85 ± 0.18 Ma: Ar/Ar
en hornblenda
(Maksaev et al., 2004).
Dadas las
similaridades
litológicas, la edad
asignada es similar a
la de la unidad
previamente descrita.
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.4: (continuación)
Brechas
UNIDAD
Brechas
Igneas
LITOLOGIA
CARACTERISTICAS
Si es más oscura dominada por
En algunas zonas de la mina se
cemento rico en biotita, se le
relaciona a altos grados de
denomina brecha ígnea andesítica, mineralización. Se reconocen en
en cambio si es más más clara,
asociación a brechas de anhidrita
con mayor proporción de anhidrita, al W de la brecha Braden y a
feldespato y cuarzo, se conoce
ambos lados de la Dacita Teniente.
como brecha ígnea dacítica o
diorítica. A menudo contienen
clastos de rocas máficas
biotitizadas (Skewes et al., 2005).
Brechas Hidrotermales definidas por Skewes et al. (2002; 2005)
Poseen una matriz de magnetita,
No observada directamente en la
Brechas de
actinolita, turmalina, cuarzo,
mina, solo evidenciada por
Magnetita
apatito y feld-K, con fragmentos
presencia de recubrimientos de
de la roca de caja. Los minerales
magnetita en la planta de la mina y
secundarios que la alteran
stockwork de magnetita-actinolita
corresponden a magnetita,
dentro de la mina.
actinolita, clorita, cuarzo y feld-K. Pueden ser observadas en Laguna
Negra, a unos pocos km. de la
mina y en afloramientos de los
valles asociados al río Coya y
Matadero.
Corresponden a brechas
Están relacionadas con el
Brechas de
predominantemente monolíticas,
desarrollo de vetillas ricas en
Biotita
con clastos dominado por rocas
biotita (stockwork).
Los fragmentos de esta brecha son
intrusivas máficas o félsicas, a
reconocidos en brechas de
menudo apenas reconocibles.
anhidrita, turmalina, igneas y de
Están dominadas por biotita café,
polvo de roca. Además son
con contenidos variables de
cortadas por intrusiones félsicas,
turmalina, cuarzo, feldespato,
por lo que sugieren que son
clorita, anhidrita, yeso, apatito,
calcopirita, bornita, pirita, rutilo y previas, aunque localmente cortan
a estas intrusiones.
magnetita. La biotita de la matriz
Reconocidas rodeando a la Brecha
tiende a ser de grano fino.
Braden, en el sector Esmeralda de
la mina asociadas con leyes altas
hipógenas de Cu.
Pueden tener una extensión mayor
a la aquí expuesta
B-15
EDAD
Catalogados dentro del
evento más temprano
de alteración ocurrido
dentro de las etapas
definidas en el
yacimiento (Cannell et
al., 2005; Skewes et
al., 2002; 2005;
Burgos, 2006).
Postdatan alteración
de magnetitaactinolita.
Respecto a los
intrusivos su relación
es incierta.
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Figura B.3: Mapa geológico del yacimiento tipo pórfido cuprífero El Teniente.
Modificado de Maksaev et al. (2004).
B-16
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
2.2
EVENTOS DE ALTERACION HIDROTERMAL
La caracterización detallada de los diferentes eventos de alteración hidrotermal, así como su
respectiva asociación de minerales de mena correpondiente a los últimos trabajos realizados por
Maksaev et al. (2004), Cannell et al. (2005) y Skewes et al. (2005) son presentados a continuación (tabla
B.5).
Tabla B.5: Características del modelo de alteración y mineralización en El Teniente.
Alteración Pre-Mineralización
ALTERACION
CARACTERISTICAS
Esta asociación varía desde pervasiva a controlada
Estado Prepor vetillas. Ocurre en asociación con vetillas de
Mineralización
magnetita (tipo 1A). Reemplaza clinopiroxenos
(Vetillas tipo 1)
mt+qz +anh+ act
usualmente como pseudomorfos.
+plg±ep
Los cristales de plagioclasa primarios están
(Cannell et al., parcialmente reemplazados por magnetita fina
2005)
diseminada (<8 Pm, Skewes et al., 2005). Los
Alteración
remanentes de esta alteración son preservados en la
Magnetitaunidad denominada CMET, sobretodo en sus
Actinolita
márgenes.
(Skewes et al.,
Adyacente a la Tonalita Sewell se observa una
2005).
asociación fílica correspondiente a turmalina +
sericita + clorita + magnetita, localmente asociadas
con vetillas de cuarzo estériles (tipo 1B, Cannell et
al., 2005).
Alteración Tardimagmática
Correspondiente a las vetillas tipo 2, con cuarzo +
Alteración
anhidrita + súlfuros y alteración potásica extensiva
Tardimagmática
(sstr vetillas tipo 2) sincrónica con el emplazamiento de la Dacita
bt+anh+qz+chl+mt+ Teniente (Cannell et al., 2005). De hecho, las zonas
rt+ccp± bn
con mayor desarrollo de esta alteración se ubican
(Ojeda et al., 1980; concéntricamente al pórfido (Ojeda et al., 1980). La
Cuadra, 1986;
intensidad de la alteración biotítica oblitera parcial a
Cannell et al.,
totalmente las características del protolito. El
2005)
metasomatismo relacionado a esta fase produce
Alteración Biotítica empobrecimiento en Ti y enriquecimiento en Mg de
(Skewes et al.,
las biotitas (Maksaev et al., 2004).
En la Diorita Sewell se manifiesta por el reemplazo
2002; 2005;
de
Maksaev et al.,
plagioclasa por feld-K y presencia de feld-K +
2004)
biotita en la masa fundamental. También hay
plagioclasas alteradas por sericita, arcillas,
carbonatos y
anhidrita. En el Pórfido Dacítico esta alteración se
evidencia por la formación de biotita secundaria y
vetillas de cuarzo-feld.K.
B-17
MINERALIZACION
Las vetillas tipo 1B
relacionadas a
alteración fílica no
presentan
evidencias de
mineralización de
Cu-Mo.
60% del Cu fue
introducido al
yacimiento en esta
etapa. Las vetillas
en este caso juegan
un rol fundamental
respecto a las
características de
los diferentes
súlfuros asociados
al sistema (ver
tabla 4.3).
EDAD
Predata los
subsecuentes
eventos de
alteración
hidrotermal.
Entre 5.06 ± 0.12
to 4.58 ± 0.10
Ma., Ar-Ar en
biotita y Re-Os
en molibdenita
(Maksaev et al.,
2004).
Correspondiente
a diferentes
pulsos de
alteraciónmineralización
del sistema.
Entre 5.9-4.6 Ma.
Edades
combinadas de
previos autores
más Re-Os en
molibdenita
(Cannell et al.,
2005, fig 4.6).
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.5: (continuación)
Alteración Pre-Mineralización
ALTERACION
CARACTERISTICAS
Correpondiente con vetillas sin halo que cortan, pero
Alteración
no alteran la biotita penetrativa descrita
Tardimagmática
anteriormente (Zúñiga, 1982; Arévalo et al., 1998).
Tardía
qz+anh+feld-K+
Su definición y diferenciación respecto a vetillas de
bt+chl+súlfuros
biotita temprana puede ser arbitraria, pero no poseen
(Skewes et al.,
evidencias de halo, zonación interna o bien, vetillas
2005)
sólo de biotita (Skewes et al., 2005).
Contienen una parte significativa de la
mineralización, sobretodo en zonas cercanas a la
Dacita Teniente, con altos contenidos de bornita.
Alteración Hidrotermal Principal
Caracterizada por la destrucción y reemplazo de
Alteración
minerales pre-existentes por cuarzo-sericita, con
Hidrotermal
menor clorita y anhidrita en halos rodeando vetillas
Principal (vetillas
ricas en súlfuros que contienen cuarzo, clorita y
tipo 3)
qz+se+chl+anh
anhidrita (Zúñiga, 1982). Son típicamente gruesas (2
(Ojeda et al., 1980; mm-3 cm) con un halo fílico bien desarrollado. La
Cuadra, 1986;
densidad de vetillas controla la intensidad de
Skewes et al., 2002; alteración (Skewes et al., 2005).
En adición a las vetillas, ocurre alteración fílica
2005; Cannell et
intensa, texturalmente destructiva en dominios
al., 2005)
discretos del yacimiento en niveles altos de la mina,
compuesto por sericita predominante (sobre el 80%).
Alteración Hidrotermal Tardía
Se relaciona a un segundo estado de alteración fílica
Alteración
Hidrotermal Tardía asociado al emplazamiento de la Brecha Braden e
(sstr, vetillas tipo 4) intrusivos tardíos, predominatemente con la Brecha
qz+turm+anh+se+c Marginal.
Las vetillas son más gruesas que las previamente
hl+yeso+
baritina+arcilla+ca mencionadas y poseen halos de alteración
rbonatos+
caracterizados por la asociación cuarzo-sericitaccp+bn+py+mo
clorita y destrucción de la textura original de la roca.
+sulfosales ±
Algunas de ellas cortan la Brecha Braden.
scheelita-stibnitaLa sericita de esta fase es más illítica que la de la
gl-sph.
fase hidrotermal principal. Las vetillas de esta fase
(Skewes et al.,
son menos abudantes que las ligadas al evento
2005; Cannell et
hidrotermal principal,
al., 2005)
Fase de Turmalina
(Howell & Molloy,
1960)
Alteración
Póstuma
Se+Cc+Chl+yeso+
carbonato+qz+ap+s
ulfosales+sph+gl
(Ojeda et al., 1980;
Cuadra, 1986;
Skewes et al., 2002;
2005)
MINERALIZACION
Ccp + Py + Bn
+Molibdenita.
Ricas en ccp (±
molibdenita ±
pirita hacia la
periferia del
depósito).
Aunque su
abundancia es baja,
hospedan
aproximadamente
el 30% del Cu.
5.06-4.37 Ma:
Ar-Ar en sericita
(Maksaev et al.,
2004).
4.9-4.7 Ma: reOs en
molibdenita.
(Cannell et al.,
2005).
En este caso las
asociaciones
mineralógicas que
se pueden
encontrar en las
vetillas son
complejas, debido
a los diferentes
minerales de mena
que se relacionan a
esta etapa (ver
tabla 4.3).
Contienen
aproximadamente
un 10% del Cu
estimado del
yacimiento.
4.82 ± 0.09 Ma:
Edad de los
intrusivos
menores
correlacionadas
con la Brecha
Braden (Maksaev
et al., 2004).
4.81-4.37 Ma:
Ar-Ar en sericita
(Maksaev et al.,
2004).
Considerada tradicionalmente como el último estado Pirita+tennantita
de alteración hipógena, restringido a los sectores
+tetraedrita+galena
centrales de la Brecha Braden, afectando los clastos
y la matriz de polvo de roca. Eventualmente podría
anteceder la alteración relacionada a la Brecha
Marginal (Floody, 2000).
B-18
EDAD
Mismo rango de
edades que el
indicado
anteriormente
4.75 Ma: Ar/Ar
en clastos
alterados
(Maksaev et al.,
2002)
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tabla B.5: (continuación)
Alteración Hidrotermal Tardía
ALTERACION
CARACTERISTICAS
Alteración Póstuma Dentro de la Brecha Braden se presentan
cavidades que contienen yeso euhedral de
más de 4 mts., que Cannell et al. (2005)
incluye dentro del evento tardío representado
por la actividad hidrotermal de tipo 4c.
Alteración Hidrotermal Fuera del Depósito
Zona de alteración Inmediatamente adyacente al yacimiento. Se
transicional biotítica- encuentran vetillas de cuarzo, clorita,
anhidrita y pirita (Skewes et al., 2002; 2005).
clorítica
Presencia de cloritización de biotita
Qz+Anh+se+plg
+esfeno+ap+turm+óx secundaria (Camus, 1975), aunque Villalobos
idos de Fe-Ti.
considera que corresponde al cambio de la
(Villalobos, 1975;
zona de estabilidad de la biotita a la de clorita
Zúñiga, 1982;
relacionada a alteración hidrotermal tardía.
Cannell et al., 2005; Otra posibilidad es que corresponda a
Skewes et al., 2005)
sectores más distales de alteración Na-Ca-Fe
(Skewes et al., 2005).
Fuera de los límites de la zona de clorita
Zona Propilítica
Chl+ep+cc+ht.
(Villalobos, 1975; Camus, 1975; Zúñiga,
Cantidades
1982) caracterizada por un reemplazo débil
subordinadas de
de los minerales primarios. Podría asociarse a
se+qz+cc+sid+py
la alteración producida por intrusiones
(Cannell et al., 2005; félsicas cercanas al yacimiento (Skewes et
Skewes et al., 2005) al., 2005).
Alteración Supérgena
Zona de leaching y Coincide con la zona de lavado completo de
la anhidrita. Su límite está representado por la
enriquecimiento
primera aparición de calcosina supérgena más
supérgeno
Kaol+mont+alunita
profunda (Camus, 1975).
+se
Los minerales de Cu originales han sido
reemplazados por limonita y hematita en las
zona superior de lixiviación.
La zona de enriquecimiento tiene un espesor
entre 100-500 mts bajo el sector definido
previamente, con una capa de oxidados de
alrededor de 80 mts de espesor, seguido por
una zona de enriquecimiento secundario con
reemplazo parcial de bornita y calcopirita
hipogenas (Zúñiga, 1982).
La profundidad de penetración y la intensidad
de la alteración supérgena están controlados
por la topografía y la permeabilidad de la
Dacita Teniente y la Brecha Braden,
contribuyendo en algunas zonas al
fracturamiento.
B-19
MINERALIZACION
EDAD
Ley de Cu < 0.5%, No es clara, depende
con un aumento en del evento al cual se
la razón py/ccp.
relaciona.
En zonas oxidadas: Posterior a la
crisocola,
formación del
malaquita, azurita, yacimiento.
cuprita, Cu nativo
y copper pitch
(Zúñiga, 1982;
Cuadra, 1986;
Arredondo, 1994).
En zona de
súlfuros
secundarios:
predominio de
calcosina.
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
2.3
CLASIFICACION DE VETILLAS
Considerando la constante actualización de la metodología de caracterización de las vetillas en el
yacimiento, a continuación se presenta la clasificación desarrollada por Valenzuela (2003), en utilización
actualmente en El Teniente, y la reclasificación presentada por Cannell et al. (2005).
Tabla B.6: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Valenzuela (2003).
Clase
Mineralogía
representativa
Minerales
diagnósticos
Halo
Características
Corta
a
Mt
Halo deslavado
Mineralización halo diseminada
Sutura de Bt ó en bandas
Bordes nítidos
Difuso
Bordes nítidos, Segmentada
Bordes nítidos
Tipo
Color
Categoría A
Mt + Bt
Magnetita
Roca deslavada
A1
Bt + Anh + Qz
Biotita
Difuso (Bt)
Siliceo
Sin halo
Siliceo
Sin halo
Difuso Bt+Chl+Se?
±
Ccp + Py
A2
A3
A4
A5
1ó 2
A0
1ó 2
A0
A1
A4
1ó 2
Sin / con mineralización diseminada
Nítida o sutura central
Nítida
Sin / con mineralización diseminada
A0 y
A1
A0 y
A1
3
De
A0 a
A5
1a2
A
2ó3
By
A
2ó3
Ccp+Py ± Bn
Bt + Anh + Qz
Ccp+Py±Bo+Mo
Qz+Bt+Anh+Chl
Ccp + Py
Qz
Ccp+Bn+Mo±Py
Anh
Ccp+Bn+Mo+
Predominio de
Qz
Anh
mayoritaria
Con o sin halo
Ccp+Py
Mayoritaria.
Sin halo
Nítida
Minerales ind.
Siliceo o Bt+Chl
Halo Difuso
Se+Chl
± Ccp+Py
Se+Chl
Ccp+Py
Halo Simple ó asimétrico
Puede o no ser moteado
Mineralización halo metálico
Bandeada ó diseminada
Halo simple
Mineralización halo diseminada <<1
Doble Halo
Con mineralización diseminada
Biotita
Ccp+Py
Bt+Qz
2
Sin halo
Con o sin halo
OSCURO
A0
1,2 y 3
Py+Ga
A6
Ccp+Py+Bn
±
Anh +Qz
B0
B1
B2
B3
Ccp+Py+Mo+Mt
Ccp+Py ó
Qz+Anh
Mt mayoritaria
Ccp+Py±Mo
Ccp+Py
Qz+Anh
mayoritaria
Ccp+Py+Qz
Ccp+Py+Mo
Mayoritaria
Qz±Anh
> Ccp+Py
Ccp+Py+Mo
± Qz+Anh
Qz+Anh
Chl+Se
Qz+Se+Chl
INTERMEDIO
Categoría B
C0
Anh+Tur±Y+Cb
±
Anh ó Turm
Mayoritaria
Ccp+Bo+Py+Ten+
Mo
C1
Bo+Ccp+Py+Ten
+Mo ±
Anh+Tur+Y+Cb
Halos
desarrollados y difusos.
Presencia de Carbonatos
Y/o
Yeso-Turmalina
Abundancia Mineralógica
Se+Chl
Súlfuros
mayoritarios
1
B-20
INTERMEDIO
A CLARO
Categoría C
Microvetilla; 2Vetilla y 3Veta.
Mineralogía
Cuarzo, súlfuros
(±anhidrita).
Súlfuros, clorita
(±anhidrita, cuarzo,
sericita, biotita)
Venillas de
clorita 2
Cuarzo ± calcopirita,
bornita, anhidrita
Clorita, súlfuros,
anhidrita, cuarzo-biotitafeld.K y Na, anhidrita,
halo de cuarzo
Cuarzo, anhidrita,
súlfuros (±feld.K, clorita,
biotita).
Brechas de anhidrita (±
súlfuros)
Vetillas 2e
Brechas 2d
Vetillas 2c
Vetillas 2b
Vetillas 2a
Fase Tardimagmática
Brechas de
Brechas de anhidrita,
biotitavetillas+calcopirita
anhidrita(±biotita, turmalina,
súlfuros
feldespato)
Estado Premineralización
Vetillas 1a
Magnetita, plagioclasaCa, cuarzo, actinolita,
anhidrita.
Vetillas 1b
Cuarzo ± turmalina,
sericita, clorita
Tipo de Vetilla
B-21
Brecha craquelada; asociada con contactos
de intrusivos dacíticos; ± halo de biotita o
feld.K y Na.
Gruesas (5 mm a 3 cm), continuas, de bordes
rectos; súlfuros típicos (+molibdenita) en
suturas y/ o orillas. ± halo filico o biotita.
Delgadas (<5 mm). Abundantes en zona
propilítica. + clorita, halo sericítico.
Comúnmente se forma una sutura central en
vetillas re-abiertas. (§ tipo 2b).
Vetillas finas raras, de bordes ondeados en
intrusivos dacíticos.
Abundante, vetas zonadas con halos de
feld.K y Na; entre 1 mm y 4 cm de espesor.
Solapamiento temporal con vetillas tipo 2c y
2d
Abundantes, desde sub-milimétricas a 4 cm
de espesor; ± halo biotítico.
Similar a las brechas de anhidrita tipo 2d,
biotita o turmalina incluida y algunos tipos
de vetillas con biotita.
Delgadas a algunos cm de espesor; vetillas
difusas con halo de alteración temprano de
magnetita
Vetas de cuarzo (“diques”) sobre 8 mt de
espesor
Características
-
c
c
r
r
-
c
c
c
c
c
-
-
a
-
-
Abundacia
Cu
Mo
Tabla B.7: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Cannell et al. (2005).
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
c
r
a
a
r
r
r
r
Contiene bornita, calcopirita,
molibdenita.
Pórfido Dacítico Tardío
Pórfido Temprano Gris
Relacionado a alteración potásica
(biotita, Na-feld.K) gradando a
alteración propilítica distal
(clorita, sericita, magnetita,
epidota.
Pórfido Dacítico Principal
Tipo 2-distal (estabilidad de
sericita-clorita) y vetillas tipo 2
clorítica predominate en zonas
periféricas del depósito.
Alteración temprana de
magnetite; relacionada a la
Tonalita Sewell?
Alteración filica temprana
(sericita, clorita, turmalina);
relacionada a la Tonalita Sewell?
Abundancia Intrusion Asociada-Alteraciónde Vetillas Súlfuros
Mineralogía
B-22
Yeso, clorita (±minerales Dominadas por yeso y clorita. Típicamente
varios).
delgadas, con halo de clorita-sericita.
Ocurren dentro y fuera de la Brecha Braden.
Vetillas 4d
Vetillas 4c
Vetillas finas raras, de bordes ondeados en
intrusivos dacíticos.
Sericita, halo de clorita. Sobre 10 cm de
espesor. La mineralogía de las vetillas es
variable. Incluye brechas de anhidrita.
Cuarzo ± calcopirita,
bornita, anhidrita
Carbonatos (± gangas
varias y súlfuros)
Brechas craqueladas y vetas. Halo de sericita
pálido, turmalina.
Vetilla ricas en calcopirita gruesas (sobre 4
cm), ganga menor de cuarzo-anhidrita. Halos
bien desarrollados de cuarzo, clorita y
sericita.
Características
Vetillas 4b
Fase Hidrotermal Tardía
Brechas 4a
Turmalina, anhidrita,
súlfuros
Fase Hidrotermal Principal
Vetillas 3
Cuarzo, anhidrita,
súlfuros
Tipo de Vetilla
Tabla B.7: (continuación)
-
c
c
c
a
-
a
-
-
c
Abundacia
Cu
Mo
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
r
c
r
r
c
r
c
a
Ausente; Rara; Común; Abundante.
-
Segundo estado de alteración
fílica (±Illita), relacionado a la
intrusión de la Brecha Braden y
Diques de Latita. Las vetas están
concentradas cerca de estas
intrusiones.
Los súlfuros son calcopirita,
bornita, pirita, tennantitatetraedrita, molibdenita, (+ menor
esfalerita, galena, enargita,
stibnita). Los minerales de ganga
son anhidrita, cuarzo, turmalina,
yeso, carbonatos, barita.
Ex fase póstuma (Cuadra, 1986).
Halos fílicos + alteración
pervasiva. Los súlfuros
corresponden a calcopirita, pirita,
molibdenita (bornita ausente).
Concentradas distalmente desde
los diques de dacita.
Abundancia Intrusion Asociada-Alteraciónde Vetillas Súlfuros
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
3.
CONTEXTO GEODINÁMICO ASOCIADO A FRANJAS METALOGÉNICAS DE YACIMIENTOS
TIPO PÓRFIDOS CUPRÍFEROS ANDINOS
Los pórfidos cupríferos de Cu-Mo y ricos en Au están ligados a la evolución geológica y metalogénica
de los Andes Centrales. Ocurren asociados a siete eventos discretos temporalmente, como cinturones
metalogénicos aproximadamente N-S, paralelos a la fosa, que se extienden desde Chile Central y NW de
Argentina hasta el sur de Perú. Seis de estas franjas están ubicadas en Chile y su temporalidad es la
siguiente: Paleozoico tardío-Triásico (239-195 Ma); Cretácico (132-73 Ma); Paleoceno-Eoceno Inferior
(65-50 Ma); Eoceno Superior-Oligoceno (43-31 Ma); Oligoceno Superior-Mioceno Medio (23-12 Ma) y
Mioceno Superior-Plioceno (12-4 Ma; Camus, 2005).
Los depósitos que presentan mayor enriquecimiento en Cu, Mo y Au son aquellos asociados a las
franjas mas jóvenes previamente descritas y están íntimamente relacionados con la tectónica
correspondiente al Ciclo Andino, que ocurrió durante el Mesozoico-Cenozoico (Coira et al., 1982 ;
Mpodozis y Ramos., 1990). Su génesis por lo tanto, está ligada a principalmente a procesos de
subducción, con desarrollo inicial de una cuenca de trasarco en el Cretácico Inferior, la que sufre una
inversión producto de los esfuerzos contraccionales asociados a la apertura del Atlántico en el Cretácico
Superior; para posteriormente evolucionar en el contexto de la migración progresiva del arco magmático
hacia el este, con su volcanismo y plutonismo asociado (Maksaev y Zentilli, 1988; Maksaev, 1990; Boric
et al., 1990; Scheuber y
Reutter, 1992; Petersen, 1999). La concentración de estos depósitos es
reconocida principalmente vinculada al estado compresional de este ciclo tectónico.
Considerando las complejidades asociadas a cada una de estas franjas y la importancia en términos
de la investigación de sólo dos de ellas, dada su relación con los yacimientos en estudio (franja EocenoOligocena: Chuquicamata, franja Mioceno Superior-Pliocena: El Teniente), a continuación se presentan
algunos aspectos relacionados a su evolución dentro del contexto geodinámico al tiempo de la génesis y
desarrollo de estos depósitos.
FRANJA EOCENO-OLIGOCENO DEL NORTE DE CHILE (43-31 Ma)
La Precordillera Chilena, ubicada entre el Valle Longitudinal y la Cordillera Oeste del Norte de Chile,
fue el sitio donde se ubicó el arco magmático andino desde el Cretácico Superior hasta el Oligoceno
Temprano (Reutter et al., 1993). La actividad magmática del arco asociada al Cretácico Medio terminó
durante la deformación contraccional de la Fase Peruviana (90-80 Ma.) y su estado final fue determinado
por el tectonismo de la Fase Incaica (38-39 Ma, Reutter et al., 1996). En el Cretácico Superior comienza
un periodo de rápida convergencia oblicua dextral entre la placa Sudamericana y la placa Farallón (5-5.5
cm/año), con dos peaks entre los 52-40 Ma y a los 26 Ma con velocidades de convergencia mayores a 15
cm/año, asociados a los ciclos Incaico y Quechua, respectivamente. En este periodo se produjo
plegamiento y alzamiento de bloques corticales, entre los que se incluye la Zona de fallas de Domeyko
(DFZ, Maksaev, 1979; Tomlinson y Blanco, 1997), correspondiente a un complejo cinturón segmentado
de pliegues y fallas, que afecta rocas secuencias volcánicas, sedimentarias y rocas plutónicas, con
B-23
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
edades entre el Paleozoico al Reciente (Cornejo et al., 1997; Mpodozis et al., 1993; 1994; Tomlinson et
al., 2001).
Lo anterior implicó un importante levantamiento, engrosamiento cortical y acortamiento andino
(Cornejo et al., 1993; Kley y Monaldi, 1998), produciendo una profundización en la zona de generación de
magmas, que trajo por consecuencia el cese del volcanismo a fines del Eoceno, con lo que la actividad
magmática sólo se restringió al emplazamiento de escasos stock granodioríticos epizonales, a los cuales
se relacionan los depósitos mayores de tipo pórfido cuprífero, catalogados por Maksaev (1988) como la
última actividad magmática registrada en la cordillera de Domeyko previa a la migración del frente
magmático hacia el este. Esta conclusión se ve reforzada teniendo en cuenta las características
petroquímicas de los intrusivos, los que presentan afinidad calcoalcalina, metaluminosos, moderados a
altos contenidos de K, alta razón Fe2O3/FeO que indica magmas altamente oxidados, de tipo “I” y de la
serie de la magnetita; además los patrones de REE muestran un fuerte fraccionamiento, con altas
razones de La/Yb, lo que sugiere la presencia de magmas hidratados, con una fuente correspondiente a
granate y/o anfíbola y corteza continental gruesa (Gustafson, 1979; López, 1982; Ishihara et al., 1984;
Zentilli et al., 1995; Cornejo et al., 1997).
Figura B.4: Localización de la franja de
yacimientos tipo pórfido cuprífero
Eoceno Superior -Oligoceno relacionada
al ciclo tectónico Andino. En la
ilustración se puede observar su relación
directa con la Zona de Fallas de
Domeyko (DFZ). Modificado de Camus,
2005.
B-24
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
La descomposición de esfuerzos relacionada a la subducción oblicua entre placas en este periodo
(Somoza, 1998; 2005; Reutter et al., 1996; Tomlinson y Blanco, 1997), así como la configuración
tectónica en la zona, produce esfuerzos de cizalle con la consecuente formación de fallas transcurrentes
en la posición del arco magmático, las que conducen el emplazamiento de los sistemas magmáticohidrotermales sintectónicamente con el desarrollo de la DFZ (Lindsay, 1997, Skarmeta y Castelli, 1997;
Tosdal y Richards, 1999; Behn et al., 2001; Richards, 2003; 2005). De lo anterior se deduce la asociación
de estos depósitos con el sistema de Fallas de Domeyko (fig. B.4; Maksaev, 1988), aunque el
emplazamiento de pórfidos durante su desarrollo no fue continuo, distinguiéndose tres pulsos
reconocibles en el tiempo: temprano (43-41 Ma); intermedio (39-36 Ma) y tardío (33-31 Ma), con un
incremento de Cu hacia el ultimo estado (Camus, 2005).
FRANJA MIOCENO SUPERIOR-PLIOCENO DE LA ZONA CENTRAL DE CHILE (12-4 Ma)
Se extiende por 400 Km., desde los 32ºS hasta los 35ºS localizada en el antearco, en la parte norte
del fin de la zona volcánica sur, inmediatamente al sur del segmento de flat slab sin volcanes. Esta franja
se presenta enriquecida en Cu y con trazas uniformemente bajas de Au (Camus, 2005). Se relaciona al
contexto geotectónico dominado por el arco plutónico-volcánico Oligoceno-Plioceno ubicado a lo largo
del lado W de la Cordillera Principal, cuya construcción esta relacionada a tres eventos magmáticos
separados por dos peaks deformacionales, correspondientes a 1.Coya-Machalí;
2.Farellones y 3.El
Teniente (10-3 Ma. Godoy, 1993; Kay & Kurtz, 1995; Kurtz et al., 1997; Kay et al., 1999).
La Formacion Coya-Machalí (Abanico) de edad Oligoceno-Mioceno Inferior, es un estado
caracterizado por flujos volcánicos máficos a silícicos, diques, sills y unidades volcanoclásticas en el arco
(Charrier et al., 1996), depositadas dentro de una cuenca volcánico-plutónica extensional limitadas por
fallas normales de orientación N-S. Este estado fue seguido por un aparente cese del magmatismo (1916 Ma) asociado con levantamiento vinculado a deformación contraccional (Kurtz et al., 1997),
visualizada claramente en las regiones de El Teniente y Rió Blanco-Los Bronces, donde las unidades
volcánicas y volcanoclásticas, donde en respuesta a esta deformación se produce una inversión de las
fallas extensionales, plegamiento, levantamiento y engrosamiento cortical.
Después de la deformación asociada al Mioceno Medio se renueva el volcanismo, depositándose la
formación Farellones, estado correspondiente a la depositación de 2000 mts. de lavas andesíticas a
riodacíticas y rocas piroclásticas vinculadas a una serie de estratovolcanes y calderas localizadas a lo
largo del arco (Rivano et al., 1990). En la región de El Teniente se deposita una secuencia volcánica
transicional, cuyos tres grupos denominados Maqui Chico (14.5-12 Ma), Sewell Inferior (10-9 Ma) y
Sewell Superior (9-7 Ma) se infieren a partir diferencias químicas que sugieren cambios desde
condiciones de presión medias a altas bajo un régimen hidratado (Kay y Kurtz, 1995; Kay et al., 1999). El
calentamiento asociado a los episodios volcánicos desencadena plutonismo, reflejado en la intrusiones
de las fases tardías del Complejo Rió Blanco-San Francisco (13-7.4 Ma) y el Complejo Plutónico
Multifase El Teniente (12-7 Ma), químicamente similares (Camus, 2005). Este estado termina
nuevamente con levantamiento ligado a deformación (Kay et al., 1999; 2005).
B-25
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
El estado final El Teniente ocurre asociado a un incremento sustancial de las tasas de convergencia
entre las placas de Nazca y Sudamericana, junto con una disminución del Angulo de subducción (Kurtz et
al., 1997; Kay et al., 1999; 2005) como producto de la migración hacia el sur del ridge de Juan
Fernández, ligado a los altos valores de
87
Sr/86Sr y bajos valores de HNd, que indican una progresiva
contaminación cortical desde la zona de Rió Blanco-Los Bronces hacia el sur (Skewes y Stern, 1995;
Stern y Skewes, 2005). Como resultado de lo anterior se produjo un importante incremento de régimen de
stress contraccional, ligado a una nueva inversión tectónica con reactivación de fallas normales antiguas
y levantamiento de bloques (Castelli e Iriarte, 1998). El engrosamiento cortical asociado a este evento es
estimado en aprox. 50 km. (Stern y Skewes, 1995). Consecuente con la deformación contraccional,
ocurrió magmatismo multifase sintectónico y emplazamiento de depósitos tipo pórfido cuprífero de CuMo, controlados por sistemas estructurales NE y NNE-NNW.
Figura B.5: Localización de la franja de yacimientos tipo pórfido cuprífero Mioceno Superior-Plioceno relacionada
al ciclo tectónico Andino. En el zoom se puede observar la relación con los sistema de falla asociados a los eventos
contraccionales definidos para el periodo. Modificado de Camus, 2005.
B-26
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Las edades de mineralización en la franja decrecen hacia el sur, primero con el emplazamiento de las
brechas de explosión asociadas con el deposito Los Pelambres-Pachón (aprox. 10-9 Ma) a los 32ºS,
después el depósito Rió blanco-Los Bronces (7-4.9 Ma, Warnaars et al., 1985) ubicado a los 33ºS,
seguido de El Teniente cerca de los 34ºS (6-4 Ma, Maksaev et al., 2004). Esta secuencia es utilizada
para argumentar que la génesis de los pórfidos cupríferos esta ligada a la disminución del Angulo de
subducción en respuesta de la migración hacia el sur de la intersección del margen con el Ridge de Juan
Fernández (Skewes y Stern, 1994; Stern y Skewes 2005).
4.
PROCESOS DE FORMACION DE UN SISTEMA TIPO PORFIDO CUPRIFERO
La génesis de este tipo de sistemas involucra una serie de condiciones, no solamente asociadas a la
evolución de los fluidos hidrotermales en la corteza superior, si bien es cierto que estos depósitos se
relacionan a etapas tardías de la evolución magmática. Los pórfidos cupríferos en general están
asociados a arcos magmáticos de márgenes continentales, pero tienden a formar “clusters” en el espaciotiempo, por lo tanto, esto por si solo no constituye una condición suficiente. De hecho, un magma
calcoalcalino cualquiera eventualmente tiene la capacidad de generar este tipo de sistemas, es decir, son
“fértiles” (Dilles, 1981), considerando su tipo de génesis, ligada a deshidratación de la placa que produce
metasomatismo y fusión parcial de la cuña astenosférica. Esto radica en que el magma derivado esta
fusión sea enriquecido en H2O, sulfuros, LILE (Large-Ion-Litophile-Elements), halógenos y posiblemente
metales, controlando su disponibilidad en los sistemas derivados de este magma parental. Otra
condicionante asociada a la génesis de los magmas de arco corresponde al estado de oxidación del
magma, porque en un magma relativamente oxidado se incrementa la solubilidad de los sulfuros en el
fundido (disueltos como sulfatos), los que particionan fuertemente elementos calcófilos de interés, como
el Cu y Au. Esto radica en que estos elementos se queden en el fundido, derivando en un
comportamiento de tipo incompatibles de estos elementos (Richards, 2005).
El magma generado por los procesos descritos tiene la capacidad de ascender intruyendo el manto
litosférico, hasta acumularse en la base de la corteza, lo que radica en una transferencia de calor hacia
las rocas subyacentes, desencadenando su cristalización. Si el flujo de magma desde la cuña es
continuo, la temperatura de la corteza donde se produjo esta acumulación (underplating) puede ascender,
desencadenando la fusión parcial de estas rocas, mezclándose con los magmas derivados de la fusión
parcial del manto, dando origen a magmas híbridos de composición intermedia, de una densidad menor
que la corteza subyacente. La combinación de estos eventos se denominan procesos MASH (MeltingAssimilation-Storage-Homogeneisation, Hildreth & Moorbath, 1988). Estos procesos pueden afectar la
concentración de volátiles y metales en el magma, principalmente el Au, asociado al fraccionamiento en
fases residuales de sulfuros, pero no afecta al Cu si su concentración es grande (Campbell & Naldrett,
1979). En general, los pórfidos cupríferos están ligados a sucesivos eventos de generación y recarga de
magma fértil asociados a procesos MASH en un sistema magmático de larga vida, como por ejemplo, los
ciclos tectonomagmáticos descritos para las franjas de pórfidos en el norte de Chile (Maksaev & Zentilli,
1988).
B-27
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Este nuevo magma de composición intermedia tiene la capacidad de seguir ascendiendo, primero como
diapiros dentro de la corteza inferior caliente, para continuar después su ascenso como diques, dentro de
la corteza más frágil y fría. Esto puede verse facilitado por una condición estructural favorable, asociada a
un régimen tectónico de cizalle o tensional (V3 horizontal, fig. B.6). Aunque la flotabilidad del magma es
suficiente para formar este tipo de diques, zonas de fracturas corticales a gran escala y/o lineamientos
pueden focalizar este ascenso de magma desde zonas mas profundas (Brown, 1994). Para que una
cámara magmática tenga la capacidad de originar pórfidos cupríferos es necesario que el imput de
magma sea continuo y rápido, de manera que los dique alimentadores no se enfríen antes de alcanzar
las condiciones de flotabilidad neutra necesarias para la construcción de la cámara (Richards et al., 1999,
2001; Ballard et al., 2001), lo que es consistente con la generación de magmas que se produce en un
periodo de tectonismo compresivo, donde la relajación de stresses posterior facilita el ascenso de
magmas.
Figura B.6: Sección transversal esquemática de
transporte de magma en una zona de cizalle translitosférica (Modificada de Richard, 2005). En ella
se puede observar las zonas de fusión parcial
(metatexita) y fusión casi total (diatexita) de
migmatita que ocurre en la corteza inferior,
relacionada a procesos profundos. Además se
ilustran los canales de ascenso y alimentación de
una cámara magmática a la que pueden asociar
depósitos porfíricos.
En ausencia de vesiculación y/o exceso de presión, el magma se acumula a condiciones
supracorticales y/o bajo límites reológicos, como la zona transición frágil-dúctil, dependiente de la
temperatura en zonas con alto flujo de calor, como es el caso de un arco magmático. Si los imput de
magma no son lo suficientemente rápidos para mantener el crecimiento lateral de una cámara, esta se
enfría, produciendo una disipación ineficiente de los fluidos y el calor. El magma parental de un pórfido
cuprífero es de afinidad alcalina a calcoalcalina y moderadamente rico en agua (aprox. 3-5% H2O,
Burnham, 1979; Hedenquist et al., 1998), condiciones interpretadas por la presencia de fases hidratadas
como biotita-hornblenda y plagioclasa.
B-28
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
La exsolución de volátiles desde el magma de la cámara comienza con la nucleación de pequeñas
burbujas que son atrapadas por le magma, dada su viscosidad y contenido de cristales (Cloos, 2001). Sin
embargo, este magma rico en burbujas puede ascender convectivamente hasta la parte superior de la
cámara, originando una pluma (diapiro o apófisis, fig. B.7). Esta pluma asciende rápidamente hasta
niveles someros de la corteza, donde el contacto con la roca de caja y la disminución de presión
desencadenan la cristalización rápida de la columna de magma emplazada con su consecuente
exsolución de volátiles (segunda ebullición). La textura típica porfírica observada en los pórfidos es
explicada por este proceso, lo que deriva en un aumento del sólidus del magma (Richards, 2003). Los
fluidos exsueltos son capaces de secuestrar los metales de interés; pero para que la partición del Cu en
la fase salina magmático-hidrotermal sea optima debe ocurrir a profundidades 1kbar (aprox. 4 Km.), lo
que implica que la segregación de los fluidos ricos en metales ocurre probablemente a niveles mas
profundos que la parte superior del apófisis (1-2 Km.), los que suben concentrándose en la cúpula del
sistema (Cline, 1995), ubicada bajo el limite frágil dúctil de la corteza, la que constituye también una
barrera impermeable, capaz de contener y acumular fluidos hidrotermales. Modelos experimentales
indican que la exsolución de estos fluidos es a temperaturas de 700°C y presiones 1.2 kbar, a
condiciones supercríticas y con contenidos de NaCl 10% wt eq. La despresurización asociada al
ascenso hace que los fluidos se particionen en 2 fases: una hidrosalmuera y una fase vapor de baja
salinidad, particionando metales a la hidrosalmuera principalmente en forma de complejos clorurados
(Candela, 1994) y algunos metales a fases-vapor de alta temperatura (Heinrich et al., 1999; WilliamsJones et al., 2003).
Figura B.7: Sección transversal esquemática
de un sistema plutónico-volcánico formador de
pórfidos cupríferos (Modificado de Richards,
2003a). El magma de composición intermedia
se almacena en la corteza superior bajo niveles
de flotabilidad neutra, continuando su
evolución e inyectando apófisis a niveles aun
más someros dentro de la corteza. Dentro de
estos cuerpos se generan burbujas que quedan
atrapadas dentro de la porción más viscosa del
magma, que por convección y diferencial de
densidad ascienden hasta la cúpula. En el
ascenso, este magma rico en burbujas libera los
volátiles, dando origen a la alteración potásica.
Cuando los fluidos se enfrían, depositan su
carga metálica, haciendo que la alteración se
vuelva hidrolítica (fílica). La alteración
propilítica de las rocas encajantes es explicada
principalmente por calentamiento de aguas
profundas.
B-29
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Tanto el ascenso como la acumulación/dispersión de los fluidos hidrotermales esta controlado por
condiciones de permeabilidad tanto primaria como secundaria, considerando que en etapas tempranas
de la intrusión subvolcánica el contraste de temperatura entre el intrusivo y su roca huésped es grande,
por lo que inicialmente esta roca se comporta de forma frágil. A medida que se suceden las intrusiones,
la temperatura de la roca huésped aumenta, originando una anomalía isotérmica, a la que se relaciona
un desplazamiento de las isotermas hacia la superficie. Dado que la isoterma 400°C marca la zona de
transición frágil/dúctil, consecuentemente este límite mostrará el mismo comportamiento (Fournier,
1999).
La acumulación y concentración de fluidos hidrotermales-magmáticos provoca un aumento progresivo
de la presión de vapor del sistema, la que una vez que supera la presión confinante rompe la roca
adyacente dando origen a brechización hidrotermal (fig. B.8). Disminuida la presión de vapor el sistema
tiende a sellarse y ocurre una nueva acumulación de fluidos, lo que implica que el proceso es periódico y
repetitivo en el tiempo (Fournier, 1999). Por otra parte, producto de la anomalía termal asociada al
sistema intrusivo, en la zona superior del sistema que posee un comportamiento frágil, se produce
circulación de aguas meteóricas, dando origen a celdas convectivas, las que juegan un rol fundamental
en el enfriamiento rápido del sistema. Producto de este enfriamiento progresivo, la temperatura de la roca
huésped del pórfido cuprífero desciende, sobretodo en la zona de transición dúctil-frágil, conduciendo un
cambio del carácter reológico de la roca. Esto implica un aumento progresivo de fracturamiento y
permeabilidad, abriendo espacios que concentran y canalizan los fluidos hidrotermales magmáticos
(vetillas rectas y vetas), aumentando la razón agua/roca, facilitando la mezcla parcial con aguas
meteóricas y enfriamiento progresivamente más rápido. En adición a lo anteriormente expuesto, el
desarrollo de megabrechas hidrotermales, por ejemplo diatremas en ambiente volcánico (como en El
Teniente; Skewes, 2005, entre otros), cambian las condiciones de permeabilidad en la zona de transición,
sirviendo como canales de permeabilidad a los fluidos hidrotermales y permitiendo un ascenso a niveles
más epizonales para desarrollo de alteración y mineralización.
Figura B.7: (a) Acumulación de fluidos hidrotermales en la cúpula del apófisis correspondiente al pórfido cuprífero,
bajo el nivel frágil-dúctil (isoterma 400°C). (b) Esta acumulación produce una sobrepresurización del sistema,
desencadenando la brechización. Posteriormente el sistema se sella y vuelve a producirse el proceso descrito.
Modificado de Fournier (1999).
B-30
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
5.
REFERENCIAS
CHUQUICAMATA
Alvarez, C., & Flores, V., 1985. Alteración y mineralización hipógena en el yacimiento Chuquicamata: Actas IV Congreso
Geológico Chileno, v.II, P. 78-100.
Aracena, I., 1981. Geología y alteración del sector norte del yacimiento de Chuquicamata: Memoria de Título (inédita), Depto. de
Geología, Universidad de Chile, 94 p.
Ambrus, J., 1979. Emplazamiento y mineralización de los pórfidos cupríferos de Chile: Tesis Ph.D. no publicada, Salamanca,
España. Universidad de Salamanca, 308 pp.
Ballard. J., 2002. A comparative stuy between the geochemistry of ore-bearing and barren calc-alkaline intrusions: Tesis Ph.D.
no publicada, Australia. The Australian National University, 256 p.
Ballard, J.R., Palin, J.M., Williams, I.S., Campbell, I.H., & Faunes, A., 2001. Two ages of porphyry intrusion resolved for the
super-giant Chuquicamata copper deposit of northern Chile by ELA-ICP-MS and SHRIMP: Geology, v. 29, p. 383–386.
Chong, G., and Pardo, R.C., 1994. Chuquicamata district: CODELCO Chile, gerencia de exploraciones, Calama. Mapa escala 1:
100.000.
Dilles, J., Tomlinson, A., Martín, M., & Blanco, N., 1997. El Abra and Fortuna complexes: A porphyry copper batholits
sinistrally displaced by the Falla Oeste: Simposio: “Nuevos antecedentes de la geología del distrito Chuquicamata, periodo
1994-1995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, V.III, p. 1883-1887.
Faunes, A., Hintze, F., Siña, A., Véliz, H., Vivanco, M., & Geological Staff (2003), 2005. Chuquicamata, core of a planetary
scale Cu-Mo anomaly. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC
Publishing, Adelaide, v. 1, p. 151-174.
Langerfeldt, H., 1964. Preliminary survey of rock problem at Chuquicamata. Informe 49 pp, 8 planos.
Lindsay , D.D., Zentilli, M., & Rojas de la Rivera, J., 1995. Evolution of an active ductile to britte shear system controlling
mineralization at the Chuquicamata porphyry copper deposits, northern Chile: International Geology Review, v.37, p. 945 –
958.
Lindsay, D.D., 1997. Structural control and anisotropy of mineralization in the Chuquicamata porphyry copper deposits, Chile:
Tesis Ph.D no publicada, Halifax, NS, Dalhousie University, 381 p.
Maksaev, V., 1990. Metallogeny, geological evolution, and thermochronology of the Chilean Andes between 21º and 26º South,
and the origin of major porphyry copper deposits: Tesis Ph. D. no publicada, Dalhousie Univ., Halifax, Canada. 554 p.
Maksaev, V., Tomlinson, A., y Blanco, N., 1994. Estudio geológico de la franja longitudinal comprendida entre Quebrada Blanca
y Chuquicamata: Informe final convenio CODELCO-SERNAGEOMIN, 79 p.
Marinovic, S. & Lahsen, N., 1984. Hoja Calama, Región de Antofagasta. SERNAGEOMIN, Carta Geológica de Chile Nº58,
escala 1:250:000.
Ossandón, G., Fréraut, R., Gustafson, L.B., Lindsay, D.D., & Zentilli, M., 2001. Geology of the Chuquicamata Mine: A
Progress Report: Economic Geology, v. 96, p. 249-270.
Renzetti, B., 1957. Geology and Petrogenesis at the Chuquicamata. Tesis Ph.D no publicada, Bloomington, IN, Indiana
University, 71 pp.
Reynolds, P., Ravenhurst, C., Zentilli, M., and Lindsay, D., 1998. High-precision 40Ar/39Ar dating of two consecutive
hydrothermal events in the Chuquicamata porphyry copper system, Chile: Chemical Geology, v. 148, p. 45-60.
Sillitoe, R. and McKee, E.H., 1996. Age of Supergene Oxidation and Enrichment in the Chilean Porphyry Copper Province:
Economic Geology, v. 91, p. 164-179.
Soto, P., 1979. Alteración y mineralización primaria en Chuquicamata. Tesis Ph.D. no publicada, Universidad e Salamanca,
España, 243 pp.
Tomlinson, A. and Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the West Fault System, Precordillera,
Chile: Part 1, synmineral history: Simposio: “Nuevos antecedentes de la geología del distrito Chuquicamata, periodo 19941995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v. III, p. 1873-1877.
Tomlinson, A. and Blanco, N., 1997. Structural evolution and displacement history of the West Fault System, Precordillera,
Chile: Part 2, postmineral history: Simposio: “Nuevos antecedentes de la geología del distrito Chuquicamata, periodo 19941995”, Actas VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v. III, p. 1878-1882.
Vega, J., & Bordones, L., 1981. Geología del cuadrángulo Cerros de Paqui y parte oeste del cuadrángulo Conchi, provincia del
Loa, II región de Antofagasta, Chile. Memoria de Título (inédita). Universidad del Norte, Depto. de Geociencias, 169 p.
EL TENIENTE
Arévalo, A., Floody, R. & Olivares, A., 1998. Modelo Geometalúrgico. Estudio geometalúrgico del mineral a explotar a mediano y
largo plazo: Superintendencia Geología de El Teniente, CODELCO-CHILE. Informe Interno GL-133/98, 76p.
Arredondo, C., 1994. Distribución, caracterización y génesis de los cuerpos de brecha ubicados en el sector central-este del
yacimiento El Teniente: Memoria de Título (inédita), Depto. de Geología y Geofísica, Universidad de Chile, 99 p.
Burgos, L., 2002. Petrografía y Geoquímica de la Diabasa y Diques Basálticos que constituyen las “Andesitas de la Mina”en el
yacimiento El Teniente, VI región, Chile: Memoria de Título (inédita), Depto. de Ciencias de la Tierra, Universidad de
Concepción, 108 p.
Burgos, L., 2006. Alteración que afecta a las rocas del complejo máfico El Teniente: XXV Curso Latinoamericano de
Metalogenia, Antofagasta. Actas, p. 13-14.
Camus, F., 1975. Geology of the E1 Teniente Orebody with Emphasis on Wall-Rock Alteration: Economic Geology, v. 70, p.
1341-1372
B-31
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Cannell, J., Cooke, D., Walshe, J. & Stein, H., 2005. Geology, Mineralization, Alteration, and Structural Evolution of the El
Teniente Porphyry Cu-Mo Deposit: Economic Geology, v. 100, n. 5; p. 979-1003. DOI: 10.2113/100.5.979
Clark, A.H., Farrar, E., Camus, F. & Quirt, G.S., 1983. K-Ar data for El Teniente porphyry copper deposit, central Chile:
Economic Geology, v. 78, p. 1003–1006.
Cuadra, P., 1986. Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes: Revista Geológica de Chile, v.27, p. 3-26.
Faunes, A., 1981. Caracterización de la mineralogía metalica y alteración en un sector del Stock Tonalitico del yacimiento El
Teniente. Memoria de Título (inédita), Universidad de Chile, Santiago, 175 p.
Faúndez, M., 2002. Efectos de los procesos de alteración hidrotermal sobre las propiedades magnéticas de las rocas del
yacimiento El Teniente. Memoria de Título, Depto. de Geologia, Universidad de Chile, 71 pp.
Guzmán, C., 1991. Alteración y mineralización de los pórfidos dioríticos del sector central del yacimiento El Teniente: Memoria
de Título (inédita), Depto. de Geología, Universidad de Chile, 145 p.
Howell, H. & Molloy, J., 1960. Geology of the Braden orebody, Chile, South America: Economic Geology, v. 55, n.5, p.863-905.
Kurtz, A., Kay, S.M., Charrier, R., & Farrar, E., 1997. Geochronology of Miocene plutons and exhumation history of the El
Teniente region, Central Chile (34°-35°S): Revista Geológica de Chile, v.16, p.145-162.
Lindgren, W. & Bastin, E.S. 1922. Geology of the Braden mine, Rancagua, Chile: Economic Geology, v.17, p. 75-99.
Maksaev, V. & Munizaga, F., 2000. Duración de los procesos hidrotermales formadores de yacimientos de tipo pórfido cuprífero
gigantes chilenos. In: Actas IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, Chile, v.1, p.269-274.
Maksaev , V. Munizaga, F. McWilliams, M, Fanning, M. Mathur, R., Ruiz, J. & Thiele, K., 2002. El Teniente porphyry copper
deposit in the Chilean Andes. New geochronological timeframe and duration of hydrothermal activity: Geological Society of
America, Abstracts with Programs 34, v. 6, p. 336.
Maksaev, V., Munizaga, F., McWilliams, M., Fanning, M., Mathur, R., Ruiz, J., & Zentilli, M., 2004. New chronology for El
Teniente, Chilean Andes, from U-Pb, 40Ar/39Ar, Re-Os, and fission track dating; implications for the evolution of a
supergiant porphyry Cu-Mo deposit. In: Sillitoe, R.H., Perello, J., Vidal, C.E. (eds.), Andean Metallogeny; New Discoveries,
Concepts and Updates: Boulder, Society of Economic Geologists, Special Publication. No.11, p.15-54.
Morales, A., 1997. Geología y geotecnia del sector norte del proyecto Esmeralda. División El Teniente, CODELCO-Chile: Actas
VIII Congreso Geológico Chileno, Antofagasta, v. 2, p. 1068-1072.
Morel, R., & Spröhnle, C., 1992. Mapa de la geología distrital, Hoja Sewell, Superintendencia Geología de El Teniente, CODELCOCHILE, Mapa GL88-7548.
Ojeda, J. M., Hernández, E., Ossandón, G., Enrione, A. & Mestre, A., 1980. El pórfido cuprífero El Teniente. Informe inédito,
Superintendencia de Geología, CODELCO Chile, 72 p.
Rivera, O. & Falcón, M., 1998. Estudio geológico distrital de la División El Teniente de CODELCO-Chile. Escala 1:25000.
Informe interno, Vicepresidencia Exploraciones, 268 p.
Riveros, M., 1991. Geología del Pórfido Latítico del sector sur del yacimiento El Teniente: Memoria de Título (inédita), Depto. de
Geología, Universidad de Concepción, 142 p.
Rojas, A., 2002. Petrografía y geoquímica del pórfido dacítico Teniente, yacimiento El Teniente, provincia de Cachapoal, VI
región, Chile. Memoria de Título (inédita), Depto. de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, 118 p.
Sillitoe, R.H., 1985. Ore-related breccias in volcanoplutonic arcs: Economic Geology, v.80, p.1467-1514.
Skewes, M.A., & Stern, C.R., 1996. Late Miocene mineralized breccias in the Andes of central Chile: Sr- and Nd-isotopic
evidence for multiple magmatic sources; in Camus, F., Sillitoe, R.H., and Petersen, R., (Eds.), Andean Copper Deposits, Society
of Economic Geologist Special Publication 5, p.119-130.
Skewes, M.A. & Arévalo, A.G., 2000. El complejo de gabros y diabasas que que hospeda a las brechas mineralizadas del depósito
de cobre El Teniente, Chile Central: Actas IX Congreso Geológico Chileno, Puerto Varas, v. 1, p. 380-384.
Skewes, A., Arévalo, A., Floody, R., Zúñiga, P. & Stern, C. 2002. The giant El Teniente breccia deposit: hypogene copper
distribution and emplacement: Society of Economic Geologists, Special Publication 9, p. 299-332.
Skewes, M.A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P., & Stern, C. 2005. The El Teniente Megabreccia Deposits, The worlds largest
copper deposit. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing,,
Adelaide, v. 1, p. 83-113.
Valenzuela, R., 2003. Mineralización sulfurada hipógena de cobre en el sector central del yacimiento El Teniente VI región.
Memoria de Título (inédita), Depto. de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, 118 p.
Vega, E., 2004. Estudio geológico de la chimenea braden y su relación con el yacimiento de cobre molibdeno en el Teniente, VI
región de Chile. Memoria de Título (inédita), Depto. de Geología, Universidad de Chile, 125 p.
Vega, E., & Maksaev, V., 2003. La chimenea Braden: Nuevos antecedentes geológicos y geocronológicos: Actas X Congreso
Geológico Chileno, Concepción, 2003, CD-ROM, 6 p.
Villalobos, J., 1975. Alteración hidrotermal en las andesitas del yacimiento El Teniente, Chile: Memoria de Título (inédita),
Depto. de Geología, Universidad de Chile, 125 p.
Zuñiga, P., 1982. Alteración y mineralización hipógenas en el sector oeste del yacimiento El Teniente. Memoria de Título,
Universidad de Chile, Departamento de Geología y Geofísica, Santiago. 102 p.
FRANJA METALOGENICA EOCENO-OLIGOCENO
Behn, G., Camus, F., Carrasco, P., & Ware, H., 2001. Aeromagnetic signature of porphyry copper systems in Northern Chile
and its geologic implications: Economic Geology, v. 96, p. 239-248.
Boric, R., Díaz, F., & Maksaev, V., 1990. Geología y Yacimientos Metalíferos de la Región de Antofagasta. Boletín 40,
SERNAGEOMIN, capítulo Procesos Supergenos, p. 95-96.
Camus, F., 2005. The Andean Porphyry Systems. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global
B-32
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v. 1, p. 45-63.
Coira, B., Davidson, J., Mpodozis, C., & Ramos, V., 1982. Tectonic and magmatic evolution of the Andes of northern Argentina
and Chile: Earth Science Reviews, v. 18, p. 303-332.
Cornejo, P., Mpodozis, C., Ramírez, C.F., & Tomlinson, A.J., 1993. Estudio geológico de la región de Potrerillos y El Salvador
(26°-27° Lat.S). Servicio Nacional de Geología y Minería-CODELCO, Santiago, Chile. Informe Registrado IR-93-01, 12
cuadrángulos escala 1:50.000 y texto. 258 p.
Cornejo, P., Tosdal, R.M., Mpodozis, C., Tomlinson, A.J., Rivera, O., & Fanning, C.M., 1997. El Salvador, Chile porphyry
copper revisited: Geologic and geochronologic framework: International Geology Review, v. 39, p. 22-54. Cuadra, P., 1986.
Geocronología K-Ar del yacimiento El Teniente y áreas adyacentes. Revista Geológica de Chile, v.27, p. 3-26.
Gustafson, L.B., 1979. Porphyry copper deposits and calc-alkaline volcanism. In: McElhinny, M.W. ed., The earth: Its origin,
structure and evolution. Academic Press, p. 427-468.
Ishihara, S., Ulriksen, C., Sato, K., Terashima, S., Sato, T., & Endo, Y., 1984. Plutonic Rocks of North-Central Chile: Bulletin
of the Geological Survey of Japan, v. 35, No. 11, p. 503-536.
Kley, J., & Monaldi, C.R., 1998. Tectonic shortening and crustal thickness in the Central Andes: How good is the correlation?:
Geology, v. 26, p. 723-726.
López, L., 1982. Características geoquímicas de rocas ígneas asocidas con pórfidos cupríferos chilenos: Revista Geologica de
Chile, v. 17, p. 3-19.
Maksaev, V., 1979. Introducción y logros generales del Proyecto Cordillera de la Costa Tocopilla - Río Loa, Instituto de
Investigaciones Geológicas - Secretaría Regional de Planificación y Coordinación de la II Región, v. 1, 18 p.
Maksaev, V., & Zentilli, M., 1988. Marco metalogénico regional de los megadepósitos de tipo pórfido cuprífero del norte grande
de Chile: Actas V Congreso Geológico Chileno, Santiago, V.I, p. B131-133.
Mpodozis, C., & Ramos, V., 1990. The Andes of Chile and Argentina. In: Geology of the Andes and its relation to hydrocarbon
and mineral resources (Ericksen, G.E.; Cañas, M.T.; Reinemund, J.A.; editors). Circum-PacificCouncil for Energy and
Mineral Resources Earth Science Series, v. 11, p. 59-90. Houston.
Mpodozis, C., Marinovic, N. & Smoje, I. 1993. Eocene left lateral strike-slip faulting and clockwise block rotations in the
Cordillera de Domeyko, west of Salar de Atacama, northern Chile. Extended Abstracts: 2nd International Symposium, Oxford
1993, ORSTOM, p.225–228.
Mpodozis C., Tomlinson, A., & Cornejo, P., 1994. Acerca del control estructural de intrusivos eocenos y pórfidos en la región de
Potrerillos, El Salvador: Actas VII Congreso Geológico Chileno, v. 2, p.1596-1600.
Petersen, U., 1999. Magmatic and Metallogenic Evolution of the Central Andes. In: Geology and Ore Deposits of the Central
Andes, B.J. Skinner, Ed., Society of Economic Geologists, Special Publication No. 7, p.109-154.
Reutter, K.J., Chong, G. & Scheuber, E., 1993. The West fissure and the precordilleran fault system of northern Chile. In: Actas
3 Symposium of Andean Geodynamics (ISAG). Oxford, UK. p.237-240.
Reutter, K.J., Scheuber, E., & Chong, G., 1996. The Precordilleran fault system of Chuquicamata, northern Chile: Evidence for
reversals along arc-parallel strike-slip faults: Tectonophysics, v. 259, p. 213–228.
Richards, J.P., 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation: Economic Geology, v. 98, p.
1515-1533.
Richards, J.P., 2005. Cumulative factors in the generation of giant calc-alkaline porphyry Cu deposits. In: Porter, T.M. (Ed),
Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing,, Adelaide, v.1, p. 7-25.
Scheuber, E., & Reutter, K.J., 1992. Magmatic arc tectonics in the Central Andes between 21° and 25° S: Tectonophysics, v.205,
p. 127-140.
Skarmeta, J., & Castelli, J.C., 1997. Intrusión sintectónica del granito de las Torres del Paine, Andes Patagónicos de Chile:
Revista Geológica de Chile, v. 24. p. 55-72.
Somoza, R., 1998. Updated Nazca (Farallon)–South America relative motions during the last 40 My: Implications for mountain
building in the central Andean region: Journal of South American Earth Sciences, v.11, p. 211–215.
Somoza, R., 2005. Cenozoic convergence in western South America : Subduction of the Nazca, Farallon, and Aluk plates: 6th
International Symposium on Andean Geodynamics (ISAG), Barcelona, Extended Abstracts, p. 681-684.
Tosdal, R.M., & Richards, J.P., 2001. Magmatic and structural controls on the development of porphyry Cu±Mo±Au deposits.
In: Richards, J.P., and Tosdal, R.M., ed.: Reviews in Economic Geology, v. 14, p. 157-181.
Zentilli, M., Krogh, T.E., Maksaev, V., & Alpers, C.N., 1994. Uranium-lead dating of zircons from the Chuquicamata and La
Escondida porphyry copper deposits, Chile: Inherited zircon cores of Paleozoic age with Tertiary overgrowths:
Comunicaciones, v. 45, p.101–110.
FRANJA METALOGENICA MIOCENO-PLIOCENO
Camus, F., 2005. The Andean Porphyry Systems. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global
Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v. 1, p. 45-63.
Castelli, J.C., & Iriarte, S., 1998. Exploración básica generativa entre los ríos Maipo y El Yeso. Unpublished report, CODELCOGerencia de exploraciones, 40 p.
Charrier, R., Wyss, A.R., Flynn, J.J., Swisher, C.C. III, Norell, M.A., Zapatta, F., McKenna, M.C., & Novacek, M.J. 1996.
New evidence for Late Mesozoic-Early Cenozoic evolution of the Chilean Andes in the Upper Tinguiririca Valley (35° S),
Central Chile: Journal of South American Earth Sciences, v. 9, p. 393-422.
B-33
ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente
Godoy, E., 1993. El Caloviano del Estero Yeguas Muertas, Río Yeso del Maipo, Chile: implicancias tectónicas y
paleogeográficas. Actas 12° Congreso Geológico Argentino y 2° Congreso de Exploración de Hidrocarburos, v. 1, p. 104107.
Kay, S.M., 2005. Tertiary to Recent evolution of Andean arc and backarc magmas between 36°s and 38°s and evidence for
Miocene shallowing of the Nazca plate under the Neuquén basin: 6th International Symposium on Andean Geodynamics
(ISAG), Barcelona, Extended Abstracts, p. 420-423.
Kay, S.M., Mpodozis, C., & Coira, B., 1999. Neogene magmatism, tectonism and mineral deposits of the Central Andes (22º33ºS). In: Geology and ore deposits of the Central Andes (Skinner, B.J.; editor). Society of Economic Geologists, Special
Publication 7, p. 27-59.
Kay, S.M., & Kurtz, A., 1995. Magmatic and tectonic characterization of the El Teniente region: Internal report, Superintendencía
de Geología, El Teniente, CODELCO, 180 p.
Kurtz, A., Kay, S.M., Charrier, R., & Farrar, E., 1997. Geochronology of Miocene plutons and exhumation history of the El
Teniente region, Central Chile (34°-35°S): Revista Geológica de Chile, v.16, p.145-162.
Rivano, S., Godoy, E., Vergara, M., & Villarroel, R., 1990. Redefinición de la Formación Farellones en la Cordillera de los
Andes de Chile Central (32-34ºS): Revista Geológica de Chile, v. 17, p. 205-214.
Skewes, M.A., & Stern, C.R., 1994. Tectonic trigger for the formation of Late Miocene Cu rich megabreccias in the Andes of
central Chile: Geology, v. 22, p. 551-554.
Skewes, M.A., & Stern, C.R., 1995. Genesis of the giant Late Miocene to Pliocene copper deposits of central Chile in the
context of Andean Magmatic and Tectonic evolution: International Geology Review, v. 37, p. 839-909.
Stern, C.R. & Skewes, M.A., 1995. Miocene to present magmatic evolution at the northern end of the Andean Southern Volcanic
Zone, central Chile: Revista Geológica de Chile, v.22, p.261-272.
Stern, C., & Skewes, M.A., 2005. Origin of Giant Miocene and Pliocene Cu-Mo Deposits in Central Chile: Role of Ridge
Subduction, Decreased Subduction Angle, Subduction Erosion, Crustal Thickening and Long-Lived, Batholith-Size, OpenSystem Magma Chambers. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC
Publishing,, Adelaide, v. 1, p. 65-82.
Warnaars, F.W., Holmgren, C., & Barassi, S., 1985. Porphyry copper and tourmaline breccias at Los Bronces-Río Blanco,
Chile: Economic Geology, v.80, p. 1544-1565.
REFERENCIAS GENERALES DE PORFIDOS CUPRIFEROS
Candela, P.A., 1994. Combined Chemical and Physical Model for Plutonic Devolatilization: A non-Rayleigh Fractionation
Algorithm. Geochimica et Cosmochimica Acta, v.58, p.2157-2167.
Cline, J.S., 1995. Genesis of Porphyry Copper Deposits: The Behaviour of Water, Chlorine, and Copper in Crystallizing Melts.
In. Pierce and Bolm (eds.), Porphyry Copper Deposits of the American Cordillera. Arizona Geological Digest, v.20, p.69-82.
Cloos, M., 2001. Bubbling magma chambers, cupolas, and porphyry copper deposits: International Geology Review, v.43, p.
285-311.
Brown, M., 1994. The generation, segregation, ascent and emplacement of granite magma: the migmatite-to-crustally-derived
granite connection in thickened orogens: Earth-Science Reviews, v. 36, p.83–130.
Burnham, C.W., 1979. Magmas and Hidrotermal Fluids. In: Barnes (ed.) Geochemistry of hidrotermal ore deposits, 2nd Edition,
John Wiley and Sons, p.71-136.
Cambell, I.H. & Naldrett, A.J., 1979. The influence of silicate/sulphide ratios on the geochemistry of magmatic sulphides:
Economic Geology, v.74, p.1503-150.
Dilles, J.H., 1987. The petrology of the Yerington batholith, Nevada: Evidence for the evolution of porphyry copper ore fluids:
Economic Geology, v.82, p.1750-1789.
Fournier, R.O., 1999. Hydrothermal processes related to movement of fluid from plastic into brittle rock in the magmaticepithermal environment: Economic Geology, v.94, p.1193-1212
Hedenquist, J.W., Arribas A., Jr. & Reynolds, T.J., 1998. Evolution of intrusion-centered hydrothermal systems: Far SoutheastLepanto porphyry and epithermal Cu-Au deposits, Philippines: Economic Geology, v.93, p.373-404.
Heinrich, C.A., Guenther, D., Audetat, A., Ulrich, T. & Frischknecht R., 1999. Metal fractionation between magmatic brine and
vapor, determined by microanalysis of fluid inclusions: Geology, v.27, p.755-754.
Hildreth, W. & Moorbath, S., 1988. Crustal contributors to arc magmatism in the Andes of Central Chile: Contributions to
Mineralogy and Petrology, v.98, p.455-489.
Richards, J., Noble, S. & Pringle, M., 1999. A Revised Late Eocene Age for Porphyry Cu Magmatism in the Escondida Area,
Northern Chile: Economic Geology, v.94, n.8, p.1231-1248.
Richards, J., Boyce, A. & Pringle, M., 2001.Geologic Evolution of the Escondida Area, Northern Chile: A Model for Spatial and
Temporal Localization of Porphyry Cu Mineralization: Economic Geology, v.96, n.2, p.271-305.
Richards, J.P., 2003. Tectono-Magmatic Precursors for Porphyry Cu-(Mo-Au) Deposit Formation: Economic Geology, v.98, n.8,
p.1515-1533.
Richards, J.P., 2005. Cumulative factors in the generation of giant calc-alkaline porphyry Cu deposits. In: Porter, T.M. (Ed),
Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing, Adelaide, v.1, p.7-25.
Skewes, M.A., Arévalo, A., Floody, R., Zuñiga, P., & Stern, C., 2005. The El Teniente Megabreccia Deposits, The worlds largest
copper deposit. In: Porter, T.M. (Ed), Super Porphyry Copper & Gold Deposits-A Global Perspective. PGC Publishing,
Adelaide, v.1, p.83-113.
Williams-Jones, G., Rymer, H., & Rothery, D.A., 2003. Gravity changes and passive degassing at the Masaya caldera complex,
Nicaragua. J. Volcanol. Geotherm. Res., v.123(1-2), p.137-160.
B-34
ANEXO C:
MINA
CHUQUICAMATA:
DESCRIPCIONES
PETROGRAFICAS Y MICROFOTOGRAFIAS
-Descripciones Bloque Este Mineralizado
-Descripciones Granodiorita Fiesta y Antena
-Microfotografías e imágenes SEM
C-1
Pe3
00PE0204
00PE02
Pe2
00PE0309A
00PE0301A
00PE0303A
00PE0101A
00PE0102A
00PE0104A
Corte
Pe1
Pórfido Este
Sitio o
Sondaje
Textura Primaria: holocristalina, porfírica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular.
Fenocristales: Plagioclasa, 0.3-0.8 mm, euhedral-subhedral,
leve sericitización. Feld-K, de tamaños similares a Plg.
Anhedral. Hornblenda, 1.5-0.5 mm, subhedral-anhedral. Se
presenta clivaje característico. Alterada a bt y chl. Biotita,
subhedral-anhedral. Biotitizada y cloritizada.
Masa Fundamental
agregado de mayor cuarzo+<feld-K, con textura de mosaico
pobremente definida.
Textura Primaria: No se distingue.
Afectado por alteración fílica altamente pervasiva.
Sericita: diseminada, con desarrollo local de muscovita. El
cuarzo aparece como agregados +<<feld-K, con contactos
lobulados y textura de mosaico. Tambien como fenocristales
muy fracturados, de aproximadamente 1-1.5 mm. Hay
vetillas de anchos fijos de qz y qz+se+opacos. Apatito
diseminado.
Textura Primaria: holocristalina, porfírica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular.
Fenocristales: Plagioclasa, 3.5-0.8 mm, euhedral-subhedral.
La macla y zonacion casi no se reconoce, por sericitización y
arcillización. Reemplazos parciales por feld.K. Feld-K, de
tamaños similares a Plg. Anhedral. Persencia de megacristal
>4mm. Hornblenda, 0.5 mm. en promedio, subhedralanhedral. Se presenta clivaje característico. Alterada a bt y
chl. Biotita, subhedral-anhedral. cloritizada.
Masa Fundamental: agregado de mayor cuarzo+<feld-K, con
textura de mosaico definida en algunos sectores de los cortes.
Textura Primaria: No se distingue.
Afectado por alteración fílica penetrativa.
Sericita: Predominante sobre qz, diseminada. Se distinguen
escasos “pseudofantasmas” de bt, completamente alterados
por este mineral. El cuarzo aparece como agregados +<<feldK, con contactos recto-lobulados y textura de mosaico.
Escasos fenocristales de feld.K reemplazados por arcillas.
Características de la roca
1. DESCRIPCIONES BLOQUE ESTE MINERALIZADO
Penetrativa
Intensa:
Cuarzo-Sericita
Débil
Arcillización
Cizallamiento.
Selectiva débilmoderada:
Feld.K
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Cuarzo-sericita
Arcillización.
Penetrativa
Intensa:
Cuarzo-Sericita
Moderada:
Arcillización
Sericita
Cuarzo
Apatito
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Cuarzo
Sericita
Arcillas
Sericita
Cuarzo
Arcillas
C-2
Selectiva
Moderada:
Biotitización
Cloritización
Débil:
Qz-se
Arcillización
Alteración
Eventos de
alteración
Biotita
Clorita
Rutilo
Cuarzo
Sericita
Arcillas
Minerales de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Py>>ccp.
Cristales
regulares e
irregulares
diseminados.
Escasa cv en
bordes de ccp.
Ccp escasa
irregular.
Asociada a
magnetita y
diseminada
Enargita-pirita
En vetillas y
diseminado
Ccp escasa
Mineral de
mena
Grandes cristales, 1-0.5 mm
desgarrados y con evidencias
de
martititación
y
hematitización.
Están
realcionados con hornblenda
y biotitas con alteración.
Magnetita
Magnetita
Maghemita
Hematita
Escasa, hematitizada,
evidenciado por bordes con
reflejos internos rojos
Grandes cristales, 1.2-0.5
mm. Las evidencias de
martititación y
hematitización son menores
que en el sitio 00CH01. En
asociación con maficos
alterados
NO
SE ******************
OBSERVA
Magnetita
Maghemita
Hematita
Mineralogía Magnética
Mineral
Características
Pe6
Pe5
Pe4
Pórfido Este
Sitio o
Sondaje
00PE0604A
00PE0612A
00PE0501A
00PE0504A
00PE0401A
00PE0403
00PE04
Corte
Textura Primaria: Porfírica, pese a la alteración penetrativa
qz-se que presenta.
Fenocristales: Plagioclasa, fantasmas tabulares,
reemplazados totalmente por se-arcillas. En algunos cristales
aún se distingue la macla polisintética. Feld.K, Anhedral,
reemplazado preferentemente por arcillas. Biotita, con
reemplazo parcial a total por clorita y sericita.
Masa Fundamental: agregado de cuarzo+feld.K, con textura
de mosaico. En algunos sectores el feld.K es más abundante y
regular.
Textura Primaria: Probablemente porfírica, porque evidencia
fenocristales alterados dentro de un agregado de cristales mas
pequeños. Esto solo se distingue en un corte. En el otro la
alteración oblitera totalmente la textura original de la roca.
Fenocristales: Plagioclasa, relicta, fuertemente alterada por
sericita-arcillas, reconocible por fantasmas regulares que aun
conservan macla de carsbad-polisintética. Biotita, escasa,
>0.05 mm, alterada a sericita, desgarrada y decolorada.
Masa Fundamental
agregado de mayor cuarzo+<feld-K, con textura de mosaico,
con fuerte presencia de sericita.
En zonas más alteradas la roca corresponde a un agregado
heterogéneo de qz-se y arcillas.
Presencia de vetillas de qz+sulfuros. Zona de stockwork.
Textura Primaria: Probablemente porfírica
Afectado por alteración K-sil y fílica pervasiva.
Fenocristales: Varían desde fuertemente alterados, hasta no
reconocibles por obliteración debido a la alteración.
Plagioclasa,
relicta,
alterada
por
sericita-arcillas.
Reconocible por macla de carsbad-polisintética. Feld.K
fuertemente arcillizado.
Masa fundamental: silicificada, con textura de mosaico y
extinción ondulosa del qz.
Para alteración más penetrativa, la roca corresponde a un
agregado de qz+se. La muestra 00CH0712 presenta color
rojizo (hematitización).
Características de la roca
NO SE
OBSERVAN
Penetrativa
Moderada-intensa:
Cuarzo-Sericita
Silicificación
Moderada
Arcillización
C-3
Sericita
Cuarzo
Arcillas
Ccp<<py
Escasos,
diseminados.
Ccp puede
presentarse
entrecrecida
con bn.
Penetrativa
Moderada-intensa:
Cuarzo-Sericita
Moderada
Arcillización
Cuarzo
Sericita
Arcillas: Caolin
Pirita
Irregular,
diseminada
Mineral de
mena
Selectiva
Moderada:
Cloritización
Penetrativa
Intensa:
Cuarzo-Sericita
Moderada-intensa:
Arcillización
Alteración
Eventos de
alteración
Clorita
Feld.K
Cuarzo
Sericita
Arcillas
Minerales de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Hematita
Magnetita
Hematita
Magnetita
Escasa
y
residual,
evidenciada por esqueletos
y reflejos internos rojos.
Muy escasa, 0.5 mm,
subhedral, fracturamiento
intenso. Hematitizada por
bordes y fracturas, con
reflejos internos rojos.
Muy escasa y pequeña
(<0.01 mm).
probablemente
relicta,
con bordes y fracturas
blancas y reflejos internos
rojos (hematitizada).
Mineralogía Magnética
Mineral
Características
04PE07
S6693-327.5
CH6693
CH4594-38.6
CH4594-84.1
Corte
Pe7
CH4594
(SCHB)
Pórfido Este
Sitio o
Sondaje
Albita-Feld.K
Sericita
Cuarzo
Limonitas de Fe
Cuarzo
Sericita
Arcillas
Minerales de
alteración
C-4
Cuarzo
Textura Primaria: Holocristalina, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral, escasas, casi sin
Feld.K
evidencia de maclas dada la alteración que presenta, sólo se
distingue la de carlsbad en algunos cristales. Feld.K y
Cuarzo, probablemente relicto y primario, con bordes
carcomidos. Biotita, relicta, con evidencias de reemplazo por
clorita.
Masa Fundamental: Agregado de cristales de cuarzo y feld-K
gruesos, con extinción ondulosa y evidencias de
recristalización, como textura ondulosa, de mosaico y “ojos
de cuarzo”.
La roca muestra evidencias de cizallamiento moderado y
texturas sageníticas.
Textura Primaria: Probablemente porfírica, por evidencias de
fenocristales alterados. En general la alteración oblitera la
textura original de la roca.
Fenocristales: Plagioclasa, 1-3 mm, subhedrales. La macla
se reconoce, pero está obliterada por alteración de sericitaarcillas. Reemplazo parcial por feld.K.
Masa Fundamental: Agregado de cristales de cuarzo y feldK, con textura de mosaico, equigranulares, con zonas de
predominio de cuarzo.
Cuando la alteración es intensa, corresponde a un agregado
de qz+feld.K+se, con o sin brechizacion. Para las brechas se
observa fragmentos de la roca intensamente alteradas en una
matriz de arcillas y opacos.
Textura Primaria: Holocristalina, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral-anhedral, gruesa (>20.5 mm), se distingue la macla de carslbad y sectores
amarillos en algunos cristales remanentes. Presencia de
pseudomorfos tabulares fuertemente alterados por calcitaarcillas. Feld.K, escaso e irregular, semi-redondeados, muy
alterados por arcilla. Biotita, desgarrada y decolorada, con
presencia de pliegues kink.
Masa Fundamental: Agregado de cristales de cuarzo y feldK, de textura gruesa, en algunas zonas recristalizado.
Fuerte presencia de limonita en fracturas.
Características de la roca
Selectiva:
Cloritización
Penetrativa
Moderada:
Alteración K-Sil
Selectiva
Moderada:
Albitización
Alteración Feld-K
Penetrativa
Moderada:
Cuarzo-Sericita
Moderada:
Evidencias de
cizallamiento y
alteración
supérgena.
Penetrativa
Moderada-Intensa:
Cuarzo-Sericita
Moderada-intensa:
Arcillización
Alteración
Eventos de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Ccp
diseminada
Bn diseminada
y entrecrecida
con ccp y cv.
Ccp,
diseminada
Dg+Cv
Ccp
diseminada y
en fracturas
con arcilla
hipógena
Mineral de
mena
Magnetita
Magnetita
Hematita+
limonitas de Fe
NO SE
OBSERVAN
Escasa, irregular, menor
a 50 Pm. Probablemente
relicta.
La magnetita es muy
escasa. Se encontró sólo
un cristal subhedral de
aproximadamente 50
Pm.
Hematita cristalina
escasa asociada a rutilo.
Limonitas
de
Fe
(Goethita+hematita
terrosa) en fracturas y en
menor
medida
diseminada.
***************
Mineralogía Magnética
Mineral
Características
*********
CH6439
Textura Primaria: Holocristalina, inequigranular, porfírica
gruesa.
Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral-anhedral. Se
distingue la macla de albita, aunque presenta evidencias de
fuerte alteración argílica y fracturamiento. Ocasionalmente
estas maclas están dobladas y quebradas. Feld.K, anhedral,
entre 1-0.3 mm, redondeados y alterados. Minerales máficos,
evidenciados por pseudomorfos alterados por clorita.
Masa Fundamental: cuarzo y feld-K, con extinción ondulosa,
texturas de mosaico y “ojos de cuarzo”.
Posee evidencias de cizalle.
A nivel macroscopico indiferenciable con el anterior, por lo
tanto es muy probable que sus características sean similares
Características de la roca
Ge4
04GE17
04GE02-07
bloques 1-15
Ge2
00GE0103
Ge1
Textura Primaria: Holocristalina, porfirica
Fenocristales:Cuarzo, aprox. 0.5 mm. Anhedrales, pero con
formas redondeadas. Feld.K. Posee características similares
al anterior. La masa fundamental esta fuertemente cloritizada,
obliterando su textura. Posee vetillas de especularita que
fragmenta la roca, otorgándole el aspecto de una brecha. Hay
fragmentos rotados, posiblemente correspondientes al
Granito Este.
Catalogada como Brecha de Especularita
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, ± equigranular.
Cristales::Plagioclasa, >2-0.8 mm., euhedral-subhedral, con
macla de carlsbad-albita, es el mineral predominante.
Feld.K, anhedral, irregular y con bordes carcomidos. En
algunos cristales se observa extinción difusa. Cuarzo, similar
al anterior, pero más escaso. Probable biotita alterada a
clorita.
En general hay clorita abundante, diseminada y en fracturas,
asociada con rutilo y opacos. También calcita en vetillas
rectas y diseminada y evidencias de menor fracturamiento en
plagioclasa.
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, ± equigranular.
Cristales::Plagioclasa, entre 2-0.5 mm., tabular, con macla
de carlsbad-albita. Raras maclas quebradas y plegadas.
Feld.K, anhedral, con bordes carcomidos. Cuarzo. Probable
presencia de biotita, enmascarada por la cloritización y
alteración supérgena sobreimpuesta.
Intrusivos Huésped (Granodiorita Elena y Granito Este)
CH6438-31.0
Corte
CH6438
Pórfido Este
Sitio o
Sondaje
Selectiva:
Cloritización
Penetrativa
Moderada:
Silicificación
Cizallamiento:
Débil-Moderado
Alteración
Eventos de
alteración
Selectiva
Moderada-Intensa:
Propilítica
Penetrativa
Moderada:
Alteración K-sil?
Selectiva
Moderada
Cloritización
Penetrativa
Moderada:
Supérgena
Clorita
Rutilo
Limonitas de Fe
Arcillas
Intensa:
Cloritizacion.
Brechización:
Especularita
Clorita
Calcita
Cuarzo
Arcillas
C-5
No se observa
Mineral de
mena
Magnetita
Hematita
Asociada a clorita,
subhedral-anhedral, con
evidencias de
maghemitización y
hematitización.
Mineralogía Magnética
Mineral
Características
NO SE
OBSERVA
NO SE
OBSERVA
Py diseminada
Magnetita
Hematita
Limonitas de Fe
Magnetita
Maghemita
Magnetita
Especularita
Magnetita alterada por
hematita y goethita, pero
se presume por
presencia de
pseudomorfos
euhedrales. Relictos.
La
magnetita
tiene
tamaños entre 0.3-0.01
mm.
Euhedral
subhedral, es más escasa
que la especularita.
La especularita tiene
formas alargadas y se
encuentra en la matriz
de la brecha.
Anhedral-subhedral,
entre 0.5-0.01 mm.
diseminada junto a
clorita.
Muestra
evidencias
de
maghemitizacion.
******************************************************************
Clorita
Magnetita
Especularita
Cuarzo
Clorita
Rutilo
Arcillas
Minerales de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Corte
CH4006
(SCHB)
CH4006-6.7
CH4006-300.3
Zona de Deformación Este
Sitio o
Sondaje
Textura: grano-lepidoblástica a -nematoblástica.
Orientación de minerales micáceos, menor calcita, y granos
de cuarzo pequeños entrecrecidos dentro de bandas oscuras
anastomosadas. También de hornblenda, alterada a biotita.
Presencia de salvanda fuertemente recristalizada y orientada
acompañada de calcita. Presencia de porfidoclastos de
plagioclasa. Alteración en microvetillas de qz-calcita y
epidota diseminada.
Características de la roca
C-6
Calcita
Clorita
Epidota
Cuarzo
Minerales de
alteración
Alteración
Propilítica
moderada
Silicificación
débil.
Alteración
Eventos de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Py
Diseminada.
Cristales más
pequeños
euhedrales. Más
grandes,
irregulares.
Mineral de mena
Magnetita
Hematita
Cantidad
variable
dependiendo del tramo
del sondaje. En los
casos que hay magnetita
es euhedral, entre 0.10.01
mm.
Cuando
aparece, la hematita es
escasa y diseminada.
Mineralogía Magnetica
Mineral
Características
Corte
00Fi01a01
00Fi01b06
00Fi01c08
00Fi01c09
00Fi0205
Fi1
Fi2
Granodiorita Fortuna
Sitio o
Sondaje
Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular, porfírica
Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, 0.5-4 mm,
euhedral-subhedral. Poseen maclas polisintéticas finas y de
carlsbad, algunas de las primeras están quebradas con una
incipiente sericitización diseminada en el cristal y localmente
con ataque preferencial de arcillas por las zonaciones. Biotita,
irregular, con alteración biotítica evidenciada por las formas
irregulares en los bordes y la presencia de pequeños cristales
de rutilo y opacos (magnetita). Colores de interferencia
obliterados y opacos dispersos de bordes rojizos.
Hornblenda, subhedral, presencia de caras basales (clivaje
ángulo 60º-120º). Cuando la biotitización es incipiente en los
planos de clivaje se empieza a formar magnetita y para
alteración más intensa, la biotita aparece como parches junto
con opacos. Cloritización evidenciada por pérdida de
pleocroismo.
Masa Fundamental: cuarzo y feld-K, con extinción ondulosa,
texturas de mosaico y contactos recto-lobulados bien
definidos.
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: 80-85% de la roca. Plagioclasa, euhedralanhedral, tabular, entre 1 y >4 mm, altamente fracturada y
quebrada. Los planos de clivaje eventualmente forman una
cuadrícula con las fracturas. Evidencias de macla de carlsbad
y polisintética, además de zonaciones, aprovechadas por
arcillas otorgándoles apariencia de muy sucios. Localmente
aparece calcita alterando a plagioclasas y en pequeñas
fracturas entro del cristal. Feldespato Potásico, irregular, con
tamaño promedio de 2 mm, alterados, fracturados y
empañados, pero en menor medida que las plagioclasas.
Biotita, abundante, entre 0.3 y 0.7 mm, con pleocroísmo caféamarillento y extinción a puntitos. Presenta alteración
biotítica, en bordes y en sectores del cristal, con presencia de
cristales de rutilo y opacos (magnetita). Hornblenda, escasas,
subhedrales y grados variables de biotitización que cuando es
intensa, aparece como parches con magnetita. Presentan una
cloritización incipiente, representada por cambios en los
colores de interferencia a azul berlín.
Características de la roca
C-7
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Sericita
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Sericita
Arcillas
Minerales de
alteración
Selectiva débilmoderada:
Feld.K
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Arcillización.
Selectiva débilmoderada:
Feld.K
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Arcillización.
Alteración
Eventos de
alteración
Mineral de mena
No se observa
Ccp débil ” 0.5%
Diseminada y
como inclusión
en magnetita
2. DESCRIPCIONES BLOQUE OESTE NO MINERALIZADO: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
Magnetita grande y en
relación a biotita y
hornblenda. La
maghemitización y
hematitización son más
intensas.
La titanohematita se
presenta con formas
sigmoidales asociadas a
exsolución. Las texturas
gráficas (hematitarutilo-pseudobrookita)
son más abundantes que
en el sitio anterior.
La magnetita es
predominantemente
irregular y grande,
asociada a
ferromagnesianos.
Presenta evidencias de
maghemitización y
hematitización en
bordes y fracturas.
La titanohematita se
presenta con formas
sigmoidales asociadas a
exsolución. También
relacionada a texturas
gráficas en asociación
con rutilopseudobrookita.
Mineralogía Magnetica
Mineral
Características
Corte
04FT03-101
04FT04-902
04FT05-1301A
04FT06-16
04FT08-31
Fi3
Fi4
Fi5
Fi6
Fi8
Granodiorita Fortuna
Sitio o
Sondaje
Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano mediogrueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica
Fenocristales: 70% de la roca. Plagioclasa, 0.3-4 mm,
euhedral-subhedral. Presenta macla polisintética y de
carlsbad, con arcillización incipiente. Biotita, irregular, con
bordes deshilachados por presencia de pequeños cristales de
rutilo y en asociación con opacos (magnetita). Hornblenda,
euhedral-subhedral, con caras basales características y
biotitización en parches. Cloritización asociada a pérdida de
pleocroismo.
Masa Fundamental: cuarzo y feld-K entrecrecidos, con débil
extinción ondulosa, zonas con texturas de mosaico y
contactos recto-lobulados.
Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular, porfírica
Fenocristales: 75% de la roca. Plagioclasa, 0.5-4 mm,
predominantemente subhedral. Si bien hay evidencias de la
presencia de maclas polisintéticas finas y de carlsbad, se
observan obliteradas por arcillización. Biotita y Hornblenda,
fuertemente alteradas por biotita-opacos
Masa Fundamental: cuarzo y feld-K de contactos
intercristalinos recto-lobulados y débil extinción ondulosa.
La presencia de arcilla es fuerte, correspondiente con texturas
“sal y pimienta” asociadas a caolín y menor limonitas,
otorgándole a la roca un color rosado distintivo.
Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano mediogrueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica
Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, 0.5->4 mm,
euhedral-subhedral, con macla polisintética y de carlsbad,
arcillización incipiente-moderada. Hornblenda, euhedralsubhedral, con caras basales características y biotitización en
parches. Biotita, con bordes deshilachados por presencia de
de rutilo y en asociación con opacos. Presenta cloritización
incipiente.
Masa Fundamental: cristales de cuarzo y feld-K
entrecrecidos, con contactos recto-lobulados, que en algunas
zonas presenta texturas de mosaico y débil extinción
ondulosa.
Similar al anterior, pero con alteración arcillosa más evidente
y presencia de piroxeno moderadamente alterado por clorita
Características de la roca
Selectiva
moderada:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
moderadaintensa:
Argílica..
Selectiva débilmoderada:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Argílica..
Selectiva débil:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
moderada
Argílica..
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
C-8
Selectiva
moderada:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Arcillización.
Alteración
Eventos de
alteración
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Minerales de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
En este corte hay
presencia predominante
de texturas gráficas
asociadas a oxidación de
titanomagnetita y mayor
proporción de
maghemitización de las
magnetitas.
Características similares
a los anteriores, pero
con un predominio de la
textura de exsolución
lamellar.
Mineralogía Magnetica
Mineral
Características
IDEM ANTERIOR
La presencia de opacos en este caso no puede ser analizada,
considerando el tipo de corte (transparente) de dimensión mayor
al típicamente utilizado. Probablemente correspondan a óxidos
de Fe-Ti consecuente con las descripciones anteriores.
No se observa
No se observa
Mineral de mena
Corte
CH3985-80.05
CH3985-184.4
CH3985-227.0
CH4369-132.7
CH4369-196.3
An1
04An01-2001
Granodiorita Antena
Sondaje
CH3985
Sondaje
CH4369
Granodiorita Fortuna
Sitio o
Sondaje
Textura primaria: Holocristalina, predominantemente
inequigranular, grano medio-grueso, hipidiomórfica,
porfírica.
Fenocristales: 60% de la roca. Plagioclasa, euhedralsubhedral, entre 1-3 mm, tabulares, presencia de macla de
carlsbad-polisintéticas y zonaciones, pudiendo presentarse
difusas. Inclusiones de opacos euhedrales <0.01 mm.
Feldespato potásico, anhedral (ortoclasa), con presencia de
arcillización incipiente. Biotita, anhedral, entre 0.5-1.5 mm,
con evidencias de recristalización y cloritización en bordes,
pleocroismo y extinción distintiva.
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: 90% de la roca. Plagioclasa, entre 4 -1 mm,
euhedral-subhedral, presentan maclas polisintéticas finas y de
carlsbad, además de zonaciones por donde se produce
alteración preferencial por arcillas. Feldespato Potásico,
anhedral, 3 a 5 mm, con alteración débil a arcillas. Cuarzo,
escaso, anhedral, con tamaño promedio de 1 mm, más limpio
que el anterior y con fracturamiento incipiente. Hornblenda,
euhedral-subhedral, entre 1-3,5 mm, con pleocroísmo desde
verde-incoloro y reemplazo incipiente a parcial por biotita.
La Biotita muestra una incipiente alteración biotítica.
Masa Fundamental: Es escasa y corresponde a un agregado
de cuarzo y menor feld-K, con textura de mosaico.
Eventualmente este sondaje presenta una alteración más
intensa, donde la textura original de la roca se ve obliterada
por un agregado de epidota, clorita, calcita, sericita y pirita.
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio,
hipidiomórfica, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, entre 0.5 - 4 mm,
euhedrales y subhedrales. Poseen maclas polisintéticas y de
carlsbad, localmente algunos cristales poseen zonaciones
y alteración incipiente por sericita y arcillas por planos de
macla y fracturas. Hornblenda, euhedral-subhedral, con
clivajes en ángulo 60º-120º, típico para caras basales de
anfíbolas. Presentan alteración potásica desde moderada a
intensa, donde la biotita oblitera los colores de interferencia.
En los bordes hay cloritización incipiente. Biotita, irregular,
evidencia alteración biotítica y/o clorítica y decoloración de
los bordes. Titanita y Piroxeno accesorio.
Masa Fundamental: Similar a sitios anteriores. Algunos
opacos más pequeños se encuentran relacionadas a ésta
Características de la roca
C-9
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Epidota
Cuarzo
Sericita
Calcita
Pirita
Rutilo
Arcillas
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Minerales de
alteración
Selectiva
moderadaintensa:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Arcillización.
Selectiva
moderadaintensa:
Biotitización
Cloritización
Propilítica
Penetrativa
moderadaintensa
Cuarzo-Sericita
Argílica.
Selectiva débilmoderada:
Biotitización
Cloritización
Penetrativa débil
Argílica.
Alteración
Eventos de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
No se observa
Si bien no es
mena de Cu,
algunos tramos
evidencian la
presencia de Py.
No se observa
Mineral de mena
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
Magnetita
Maghemita
Hematita
Titanohematita
La magnetita se
encuentra en asociación
con ferromagnesianos,
en la masa fundamental
y como inclusiones
dentro de otros
minerales. La
titanohematita
corresponde
principalmente a
lamellas y exsoluciones
gráficas, muy
abundantes
Texturas similares a las
previamente señaladas,
a excepción del corte
CH3985-184.4, donde la
magnetita es mucho más
escasa y con oxidación
más intensa.
Magnetita similar a
cortes previamente
descritos. Maghemita y
hematita relacionada a
oxidación de la
magnetita. Predominio
de texturas lamellares y
exsoluciones tipo
syneusis.
Mineralogía Magnetica
Mineral
Características
An2
An1
Sitio o
Sondaje
04An01-4001
04An01-2001
Corte
Hornblenda escasa, euhedral-subhedral, con evidencias de
alteración biotítica y cloritización incipiente.
Masa fundamental: Agregado cristalino de cuarzo y
feldespato-K, con contactos rectos-menor lobulados, escasa
recristalización y con opacos euhedrales diseminados.
A escala macroscópica, las muestras de esta unidad son más
grises que la Granodiorita Fiesta.
Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano mediogrueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica.
Fenocristales: 80-85% de la roca. Plagioclasa, euhedralanhedral, tabular, entre 0.5 y 4 mm. Feldespato Potásico,
irregular, entre 1-2 mm, empañados. Biotita y Hornblenda,
escasas, euhedrales-subhedrales y grados variables de
biotitización por parches con magnetita. Presentan una
cloritización incipiente.
Características de la roca
C-10
Feld.K
Biotita
Clorita
Rutilo
Arcillas
Minerales de
alteración
Selectiva
moderadaintensa:
Feld.K
Biotitización
Cloritización
Penetrativa
débil:
Arcillización.
Alteración
Eventos de
alteración
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
No se observa
Mineral de mena
Magnetita
Maghemita
Hematita
HematitaSS
Solo magnetita
diseminada en la MF y,
en menor medida,
texturas residuales de
oxidación (rutilopseudobrookita)
Mineralogía Magnetica
Mineral
Características
(d) 00Fi01a01A
(b) 00Fi01c09
(e) 00Fi01a06
(f) CH3985-80.5
C-11
Figura C.1: Diferentes cristales de magnetita asociados a la granodiorita Fiesta. (a) Magnetita subhedral con inclusiones de clorapatito y escasa martitización. (b)
magnetita en asociación con biotita en los que se observa claramente los triángulos relacionados a oxidación. (c) y (d) Similar al anterior, pero de menor tamaño, con
hematitización y oxidación débil. (e) cristales irregulares de magnetita, los que presentan un rango variado de tamaños. (f) Similar a (a) pero con una mayor cantidad de
inclusiones euhedrales y textura de oxidación asociada a la apariencia “rugosa” del cristal. (a) y (b) luz reflejada. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM.
(c) 04Fi0302
(a) 00Fi0202
3. MICROFOTOGRAFIAS CHUQUICAMATA: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
(e) CH4369-196.3
(c) 09Fi0205B
(f) CH4369-196.3
(d) 09Fi0205B
C-12
Figura C.2: Exsoluciones lamellares en pseudomorfos de titanomagnetita. (a) Exsoluciones lamellares de ilmenitaSS en un sector rico en hematitaSS. Hacia el
borde, el color indica un predominio de ilmenita. (b) Exsolución lamellar-sigmoidal, con menor textura gráfica y reemplazo por esfeno. (c) Exsoluciones
lamellares de ilmenitaSS-hematitaSS, las que presentan una segunda generación de microexsoluciones, la que se observa en la microfotografía (d). (e) y (f)
exsoluciones sigmoidales (textura syneusis) con presencia de microexsoluciones lamellares y textrura gráfica asociada a la formación de rutilo-pseudobrookitahematitaSS.
(b) 04Fi0301A
(a) 04Fi0301A
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
(d) 00Fi01c09
(b) 00Fi01b08
(e) 00Fi01b06
(f) 00Fi01b06
C-13
Figura C.3: Pseudomorfos de titanomagnetita con evidencias de exsolución gráfica. (a) y (b) A luz reflejada, se observa como una textura moteada, donde los colores
más grices corresponden a reemplazos por esfeno. También presenta inclusiones euhedrales de clorapatito y escasa martitización. (c) Pseudomorfo totalmente exsuelto a
la asociación rutilo+hematitaSS, coexistiendo con magnetita. (d) sector enriquecido en ilmenita con exsolución gráfica parcial más heterogénea que el anterior. Hacia los
bordes se reconoce la exsolución lamellar previa. (e) Reequilibrio casi total de un pseudomorfo con probable exsolución tipo compósito previa. En (f) se ilustra el detalle
de un borde del mismo, con contantos lobuloso-aserrado con magnetita. (c), (d), (e) y (f) imágenes BSEM
(c) 00Fi01c09
(a) 00Fi01a01
ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías
ANEXO D:
YACIMIENTO
EL
TENIENTE:
DESCRIPCIONES
PETROGRAFICAS POR SECTOR Y SONDAJES
-SECTORES DE MUESTREO
INTERIOR MINA
ZONAS ALEDAÑAS
1.
2.
3.
4.
1. Superficie
2. Coya
Regimiento
Esmeralda
Teniente Sub-6
Dacita teniente
-SONDAJES
1. DDH-1830
2. DDH-2450
3. DDH-2480
4. SG-184
D-1
Unidad
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
Corte
TR0101B
ETR0201
ETR0401B
ETR0701A
ETR0902B
ETR1101B
ETR1402C
Minerales
Alteración
Biotita
<Cuarzo
<Anhidrita
Clorita
Turmalina
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Fantasmas de Plagioclasa predominantemente subhedrales, 1.2-0.5
mm. Fuertemente obliterados por alteración biotítica y sericita, que ataca
principalmente el centro de los cristales. Ocasionalmente se distingue aún la macla.
Hay plagioclasas con relictos de magnetita fina, pero son escasas.
Masa Fundamental: Agregado de biotita muy fina predominante. En intersticios
hay menor cuarzo y anhidrita. Biotitización penetrativa. Hacia un sector del corte
la biotita se empieza a decolorar, apareciendo rutilo y escasamente cloritaturmalina (halo de vetilla?).
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. Principalmente subhedrales, 3-0.5 mm. Bordes
carcomidos por alteración y maclas semidifusas. Zonas más claras de colores
gris-amarillas irregulares. Alteración débil-moderada por biotita diseminada.
Escasa magnetita fina remanente, que en algunos cristales se relaciona con la
biotita mencionada.
Masa Fundamental: Agregado de biotita irregular fina predominante+ menor qz
difuso. Escasos cristales de anhidrita intersticial. En algunas zonas presenta
cloritización, asociada con cúmulos pseudoredondeados de anh-qz granular. Hacia
halo de una de las vetillas desaparece la biotita, pasando a un agregado
microgranular de cuarzo-sericita-clorita-anhidrita. También se observa magnetita
irregular y picada con biotita, de intesidad débil-moderada.
Biotita
<Cuarzo
<Anh
<Chl
<Turm
Rutilo
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Clorita
Magnetita
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 0.8-0.1 mm. Con texturas
Magnetita
difusas que borran parcialmente maclas y zonaciones. Algunos cristales presentan
Cuarzo
un microcrecimiento de anhidrita (y/o se?), así como reemplazos moderado-intenso Anhidrita
por bt fina. Escasos pseudomorfos con reemplazo intenso por qz+mt euhedral fina.
Sericita
Masa Fundamental: Agregado predominante de biotita naranja con magnetita. En
Turmalina
algunos sectores en intersticios de la asociación anterior hay cuarzo difuso+
Clorita
anhidrita +sericita. La biotita presenta reemplazo débil a parcial por clorita y
moderado selectivo por turmalina, tendiendo a aumentar la magnetita, que
incluso aparece como cúmulos.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente anhedrales, escasas por alteración Anhidrita
penetrativa. Con alteración moderada a intensa por biotita y menor anhidritaCuarzo
sericita. 20% corte. Escasamente aparece magnetita fina en parches donde la
Rutilo
plagioclasa está menos alterada. 1-0.2 mm.
Clorita
Masa Fundamental: No se distingue. Agregado de biotita+<cuarzo difuso y
<<Sericita
anhidrita. Hay decoloración por sectores asociada a la presencia de vetillas.
<<Turmalina
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Euhedrales-Subhedrales, 2-0.4 mm. Con textura
Magnetita
semidifusa que oblitera débil a parcialmente a las maclas. Se distinguen también
Clorita
zonas amarillentas por parches. Alteradas por biotita diseminada. En algunos
Cuarzo
cristales se distingue parches de magnetita, sobretodo desde los bordes.
Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de biotita predominante+magnetita+<cuarzo difuso.
La magnetita tiende a desaparecer en cercanía de vetillas y la biotita se va
decolorando. Hay presencia también de clorita+menor anhidrita asociadas
Textura: Porfírica.
Biotita relicta
Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, Sólo
Cuarzo
reconocible 1 cristal>1mm. El resto menor a 0.1 mm. Muy escasos. Desgarrados y
Turmalina
difusos por alteración. Fuertemente obliterados.
Magnetita
Masa Fundamental: Agregado de >cuarzo difuso-semigranular+turmalina+clorita
Clorita
más magnetita y menor anhidrita. Los cristales de turmalina son grandes y tienden
Anhidrita
a formar acumulaciones con mt. Hay biotita residual hacia una orilla del corte,
menos alterada. La magnetita es euhedral-subhedral gruesa.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 1-0.2 mm. Con textura difusa
y parches amarillentos. Alteradas por biotita diseminada. Escasos cristales
presentan reemplazos por parches y rara vez como fantasmas, debido a alteración
qz-mt. Algunos cristales desgarrados.
Masa Fundamental: Biotita predominante. Escasos intersticios con cuarzo difuso y
anhidrita. A medida que la bt es más cercana a una vetilla se cloritiza. Escasa
alteración selectiva por turmalina, evidenciada por cúmulos de este mineral+mt.
Características
Tabla D.1: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Regimiento dentro de la mina.
Chl+Anh+Qz+Ccp<0.5 mm
Anh+Qz
Anh+Qz granular grueso>2 mm
Qz-Se fina+Anh+Chl+Turm+Ccp
Bt-Anh muy fina
Qz-Anh-Ccp
Qz-Anh-Ccp-Chl
Anh ppalmente en el centro+Chl en
bordes+Ccp
Stockwork
D-2
Qz granular recta-fina,
Se-Anh-Chl-ccp irregular, ambas
cortadas por
Se-Anh-Chl-Ccp gruesa.
Microvetillas de cuarzo
segmentadas
Se-Anh-Chl-Ccp-Qz muy irregular y
gruesa
Silíceo difuso
Silíceo disimil
S/H
S/H
S/H
?
2e
4c
?
3
2e
2a
4a
Clorítico+Ccp
Fílico difuso
3
Fílico difuso
4c
Clorita2 o 3?
Silíceo
2c
2b
2b
2b o 2c
?
3
4c
A1
3
3
4a
Tipo
Vetillas
Brechas Anh-Bio
Brechas Anh-Bio
3
4c
Sutura: Clorítico
Previo: Silíceo
S/H
S/H
S/H
S/H
S/H
Se+Silíceo+Chl y
<Turm?
Biotítico?
S/H
S/H
S/H
Silíceo difuso-Turm?
S/H
S/H
Clorítico?
Clorítico
Halo
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Vetillas
Anh de espesor variable
Anh fina y discontinua
Anh+Ccp
Se+Anh
Qz-Chl-menor anh fina
Chl-Ccp-Anh fina y recta
Chl-Ccp-Anh más gruesas, rectas.
Se ramifican desde una más gruesa
Qz-Se-Anhidrita+Ccp+Chl
en bordes. Corta familias anteriores
Sutura central de Anh con halo bien
definido de cuarzo. Fractura
reabierta -> Sobre vetilla de Qz
granular con halo silíceo que
decolora zonas adyacentes.
Stockwork Anh gruesa-Qz granular fino-Ccp<Chl espesor irregular
Chl-Ccp-Anh-Se irregular
Qz granular-Anh fina y segmentada
Chl-Anh-Turm-Ccp-<Py
Stockwork
3
2
4
4
Nro.Vetillas
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
TM-bttción
Pórfido Dacítico
Tardío
Halo fílico
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Pórfido Dacítico
Tardío
Halo fílico
Fílica tardía
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Pórfido Dacítico
Tardío
Halo fílico
Fílica tardía
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
y tardío
Halo fílico
Bttción-TM
Pórfido Temp.Gris
Fílica tardía
TM-bttción
Halo fílico
Fílica tardía
Eventos
Alteración
TM-bttción
Halo fílico
Estados póstumos
1
1
2
1 y 1b
2
1 y 1b
2
1b
2?
4
3
2?
1
1B
4
2?
Tipos
Magnetita
En plg y MF con Qz
Diseminada con bt? (eventualmente
corresponde a 4)
En cúmulos con turmalina
Remanente en plg de zonas con bt
remantente
Eventualmente la magnetita gruesa
podría ser previa
Gruesa con qz y turm
En plagioclasa
Con turmalina
Si bien aparece con bt, al parecer se
relaciona con alteración por turm.
Asociación
Mineralógica
<8 micrones
<8 micrones
Hasta 30 micrones
<8 micrones
Hasta 100 micrones
Relicta en plagioclasa
Residual en Plg
Remanente con bt
Como parches en plg. En MF con
Qz
Diseminada con biotita. Pred.
subhedral.
Menor a 10 micrones Remanente en Plg
Un cristal de 40 micrones Remanente con bt en sector menos
alterado
<8 micrones
Hasta 50 micrones
Hasta 200 micrones
Hasta 200 micrones
<8 micrones
<8 micrones
Hasta 80 micrones
Similar 4
Tamaño
0-1
0-1
1
1
2a3
0-1
0
3
0-1
2
3
1?
0-1
0-1
1
0-1
Abundancia
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
TR1901
ETR1901C
TR2701A
TR2901
ETR3101A
Características
Biotita relicta
Cuarzo
Clorita
Magnetita
Anhidrita
Sericita
Biotita
Cuarzo
Sericita
Anhidrita
Clorita
Rutilo
0
1
2
3
4
5
6
Abundancia
No hay
Débil
Moderada-Débil
Moderada
Moderada-Intensa
Intensa
Penetrativa
Textura: Porfírica.
Biotita relicta
Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasas subhedrales-anhedrales, 1-0.8 mm.
Cuarzo
Formas tabulares difusas con alteración intensa a cuarzo, Se-Anh. En sectores
Sericita
menos alterados del corte, si bien se observan desgarradas, si bien aún se puede
Magnetita fina
distinguir la macla polisintética. En cercanías a vetillas de qz-se-mt, las
Anhidrita
plagioclasas han sido completamente reemplazadas por esta asociación,
Turmalina
conservando su forma tabular.
Rutilo
Masa Fundamental: Agregado de biotita muy clara predominante+cuarzo difuso
y <rutilo-anhidrita parcial a totalmente reemplazado por un agregado
microgranular de cuarzo+sericita+magnetita fina. Asociado a vetillas, en otro
sector el reemplazo es ppalmente por se-qz-chl-turm-anh, siendo los tres últimos
mx de dimensiones mayores a la previamente indicada.
Textura: Porfírica.
Escasa biotita
Fenocristales: Plagioclasas predominantemente subhedrales-anhedrales, 1-0.3 mm.
relicta
Aunque se distinguen claramente por su forma tabular, las maclas y zonaciones
Cuarzo
están parcial a totalmente "borradas" por la textura difusa. Alteradas por
Sericita
microcristales de sericita, que se distinguen como chispas en los cristales.
Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de >cuarzo difuso+sericita+anhidrita+clorita. En un Turmalina
sector se distingue biotitización previa. Rutilo y mt diseminados en el corte.
Rutilo
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, escasos.
Difusos por alteración, aunque en algunos cristales más pequeños se distinguen
colores amarillos por parches y la macla polisintética.
Masa Fundamental: Similar al anterior, pero en este corte aumenta claramente
la presencia de clorita y anhidrita.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente anhedrales, 1-0.5 mm.
Fuertemente carcomidas y alteradas, con textura difusa, aunque aún se distingue
algo de la macla. Alteradas por biotita diseminada y anhidrita. Escasos cristales
con magnetita euhedral fina. También diseminada.
Masa Fundamental: Biotita+ cuarzo difuso+<Anh, donde la biotita está alterada
por Se-Chl. Hay presencia de rutilo y escasa mt con qz de MF
Textura: Porfírica.
Escasa biotita
Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas anhedrales y muy escasos. Desgarrados y
relicta
difusos por alteración. Están fuertemente obliterados, si bien ocasionalmente aún
Cuarzo
se distingue la macla.
Clorita
Masa Fundamental: Agregado de cuarzo difuso predominante+clorita que
Magnetita
reemplaza biotita (remanentes)+magnetita gruesa euhedral-subhedral, diseminada y Anhidrita
en cúmulos en asociación con clorita. También aparecen cristales diseminados de
Sericita
sericita.
Minerales de
alteración
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 0.8-0.1 mm. Si bien
Magnetita
presentan alteración moderada de biotita, no presentan una marcada difusión de las Menor Cuarzo
maclas y zonaciones. Escasa magnetita fina en algunos cristales.
Menor
Masa Fundamental: Agregado predominante de biotita clara+magnetita euhedral
Anhidrita
subhedral. Clorita escasa, alterando en zonas con forma pseudoredondeada
(relación con microvetillas?). Anh y Qz desde ausente a escasos. Cercano a vetillas
tiende a ser más notoria la textura de sílice difuso.
Tipos Magnetita
Pequeña alterando a plagioclasa
Pequeña con cuarzo en MF
En asociación con biotita
En asociación con clorita
En asociación con turmalina
CMET
ETR1802B
TIPO 1:
TIPO 1B:
TIPO 2:
TIPO 3:
TIPO 4:
Unidad
Corte
Tabla D.1: (continuación)
Anh+Chl en bordes+Qz+Ccp
Bt+Ccp alteración parcial por Chl
Anh+Chl+Ccp finas
Bt+Anh fina
Fílico difuso
Ccp
Fílico difuso?
S/H
2
5
Stockwork
4c
A1
3
3
S/H
S/H
S/H
Clorítico
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Halo fílico
Estados póstumos
TM-bttción
Pórfido Temprano
Gris
Pórfido Dacítico
Tardío
TM-bttción
Pórfido Temprano
Gris
Pórfido Dacítico
Tardío
Evento
Alteración
Premxción Fílica
temprana
Bttción-TM
Pórfido Temprano
Gris
D-3
Qz-Anh en sutura central+Qz-Chl
Qz granular+Chl+Se+Anh+Ccp+Py
Sericita+mt?
S/H
3 o 4a
4a
TM-bttción
Halo fílico
Fílica tardía
Se microcx+qz difuso+mt fina
Magnetita
3?
Estados tempranos
Anh-Turm-Chl-Ccp cortada por
S/H
2c
Halo fílico
anterior. Segmentada
Pórfido Dacítico Ppal
Qz finas y ondeadas
S/H
Brechas Anh-Bio Pórfido Temprano
Ccp+Anh+Qz granular
Sericita+Silíce+Chl+ccp
4b
Gris
Qz+Anh+Ccp cortada por anterior
Sericita+Qz
4a
Fílica tardía
microgranular+Turm
Estados póstumos
Cc fina
Bt de bordes difusos
Anh+Chl, sutura central+Qz
granular-mosaico a los bordes +ccp
Anh+Qz
Brechas Anh-Bio
2e
Clorita2
2e
Brechas Anh-Bio
Clorita2
Brechas Anh-Bio
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Tipo
Vetillas
Halo
Vetillas
Microvetillas discontinuas de BtS/H
Brechas Anh-Bio
Anh
Brechas Anh-Bio
Bt
Clorítico?
1b
Otra, presumible por halo
Sílice+Chl-Turm+Mt?
Stockwork Similar al corte anterior, algunas más definidas
5
Nro. de
Vetillas
3?
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
3
1b
1b
2
3?
1b
3
1b
3
1
2
3y4
Tipos
Magnetita
Hasta 50 micrones
Hasta 15 micrones
predominantemente
euhedral
Menor a 10 micrones
Hasta 50 micrones
Hasta 100 micrones
(previa?)
Hasta 200 micrones
<10 micrones
Hasta 200 micrones
<10 micrones
<8 micrones
50-20 micrones
Hasta 200 micrones
Tamaño
Diseminada con clorita
predominantemente. Euhedral a
anhedral.
En MF con qz, vetilla qz-se-mt,
reemplazando plg en halo
Remanente con qz semigranular
Remanente con bt
Asociada a chl?
A diferencia del corte anterior, sólo
en algunos sectores de la MF con Qz
Diseminada y en cúmulos con Chl
En dos fantasmas de Plg, con Anh
y se. En algunas zonas de MF con
Qz
Diseminada y en cúmulos con Chl
Escasos parches en Plg
Diseminada con bt
En asociación con qz-chl y turm
Asociación
Mineralógica
1a2
2a3
0-1
1
0-1
0-1
4
3a4
1
0-1
2
3
Abundancia
Diorita
Diorita
ETE04
ETE3102B
CMET
CMET
ETE1101A
ETE1401A
Minerales
Alteración
Textura: Porfírica?
Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasa. Muy escasos y tabulares,
obliterados porr sericitización y arcillas.
Masa Fundamental: Agregado fino de sericita-cuarzo difuso y/o microgranular,
donde se encuentran cristales más desarrollados de cuarzo, anhidrita y ccp-menor
bornita y <<blenda diseminados.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Fantasmas y pseudomorfos de plagioclasa escasos, grandes, 2-1
mm. Subhedrales. Los fantasmas se reconocen por la macla, que si bien es
difusa, aún se divisa. Los pseudomorfos sólo corresponden a formas tabulares.
Obliteración intensa por alteración biotítica fina. Algunos cristales pequeños
menos alterados, evidencian la presencia de magnetita en parches muy fina y
euhedral.
Masa Fundamental: Agregado de biotita muy fina y abundante, penetrativa,
asociada con menor cuarzo difuso. La anhidrita es escasa, pero cuando aparece
ocupa intersticios pseudoredondeados, rodeando o no cúmulos con magnetita.
Escasa magnetita subhedral grande relacionada a biotita (halo de alteración de
vetilla?). Eventual reemplazo selectivo de la biotita por turmalina.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas.
Principalmente subhedrales, entre 4-0.8 mm. Las maclas se observan fuertemente
difusas, reconociéndose algunas formas tabulares grises sin ninguna evidencia de
macla previa. Con bordes carcomidos, biotita diseminada decolorada y parches
amarillentos que pueden afectar a todo el cristal.
Masa Fundamental: Agregado de biotita residual+cuarzo difuso y microgranular,
con predominio de una textura sobre la otra dependiendo del sector. En sectores
más decolorados aumenta la presencia de sericita y anhidrita. La MF está
fuertemente afectada por los halos de vetillas relacionadas a la presencia de
stockwork.
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Magnetita
Turmalina
Biotita
residual
Cuarzo
Sericita
Anhidrita
Clorita
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Rutilo
Turmalina
Magnetita
Cuarzo
Sericita
Anhidrita
Arcillas
Súlfuros
Textura: Porfírica.
Escasa clorita
Fenocristales: Plagioclasas. euhedrales-subhedrales, entre 4-1 mm
Cuarzo
predominantemente. Escasas <1 mm. Poseen bordes carcomidos y alteración
Anhidrita
moderada-intensa por sericita diseminada y escasamente anhidrita un poco más
Sericita
grandes. Los cristales están fuertemente empañados, las maclas se observan algo
Arcillas
difusas y algunas plagioclasas se ven completamente de color amarillo.
Biotita. Subhedrales-anhedrales, entre 2-1 mm, Muy escasas, con evidencias de
cloritización y seritización (por decoloración y aparición de rutilo en clivajes.
Masa Fundamental: Recristalizada. Agregado de cuarzo difuso y microgranular
+menor anhidrita de mayor desarrollo. Muy escasa sericita diseminada en
algunos sectores. Además en un pequeño sector del corte la masa fundamental
está totalmente reemplazada por anhidrita y cuarzo granular en mosaico más
grande que el descrito (contacto con brecha, matriz qz-anh?) y otro similar, pero
con gran desarrollo de sericita-opacos. En cjto. no representan más de un 10%
del corte. Ccp diseminada
Textura: Porfírica.
Escasa biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, entre 1-3 mm, 5% del corte.
relicta
Fuertemente recristalizadas, las maclas y zonaciones se observan difusas.
Escasa clorita
Evidencian alteración por sericita-anhidrita y arcillas intensa. Algunos
Cuarzo
pseudomorfos tabulares.
Sericita
Masa Fundamental: Recristalizada. Agregado de cuarzo difuso y microgranular
Anhidrita
+sericita y menor anhidrita. Si bien están entrecrecidos, en algunos sectores
Arcillas
predomina uno sobre el otro. Cúmulos y microcristales de color café decoloradorutilo hacen suponer la presencia previa de biotita, eventualmente cloritizadas
(remanentes).
Características
Contacto Textura: Porfírica.
CMET-Diorita Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente subhedrales, entre 1.5-0.5 mm.
(Creo que es Reemplazo moderado-intenso por biotita diseminada. Evidencia sectores en
CMET)
parches amarillentos irregulares. Las maclas y zonaciones se ven semidifusas,
pero se reconocen. Muy escasa magnetita fina diseminada.
Masa Fundamental: Agregado de biotita+rutilo+cuarzo difuso, fuertemente
afectado por halo de vetillas, hacia donde las biotitas se decoloran y aumenta
proporcionalmente la cantidad de sílice. En un pequeño sector del corte aparece
turm. asociada a mt euhedral fina relacionada a qz de la MF. Puede presentar
mineralización diseminada.
Diorita
ETE01
ETE09
Unidad
Corte
Tabla D.2: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Esmeralda dentro de la mina.
2
Stockwork
Stockwork
2
1
1
Nro.Vetillas
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
sericítico+<Clorita
S/H
Sericítico débil
S/H
Sericítico bien
desarrollado
Sericítico delgado
Sericítico?
Sericítico?
S/H
S/H
D-4
Anh+Qz en mosaico equigranular Turm-mt+Silíceo fino
+turm+mt
Anh segmentada fina
Ccp+Anh+Qz+Se recta cortada
por
Qz granular+<Chl+Anh+Ccp
gruesa
Chl+Anh+Ccp
Qz+Anh+Ccp+<Chl
Qz granular+Ccp+<anh
Anh+qz+ccp recta-fina
Qz ondulosa fina
Qz-Se-Anh fina
Qz granular-Anh-Ccp
Qz-Ccp-Anh
Anh-Qz mosaico gruesa
Qz granular grande+<anh+ccp-bn
muy gruesa
Anh-Ccp-Qz, muy delgada y de
espesor irregular
Qz microcristalino-menor
granular+Anh+Ccp
difusa
Halo
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Vetillas
4a
4b?
Clorita 2
3
Clorita 2
2b
3
3
3
3
3
Tipo
Vetillas
1
4
No se observa
Tardimagmática
No se observa
Tipos
Magnetita
Fílica Tardía
Estados póstumos
4
2?
TM-bttción
No se observa
Pórfido Dacítico Tardío
Halo fílico
TM-Bttción
Halo fílico
Halo fílico
Propilítica
Halo fílico
TM-bttción
Halo fílico
Eventos
Alteración
Hasta 200 micrones
**********
Menor a 8 micrones
Hasta 20 micrones
Euhedral-subhedral
**********
<10 micrones
**********
Tamaño
Eventualmente corresponde a mt
tipo 4, por similaridades con ésta
Con turmalina
**********
3
0
0-1
0-1
0
**********
Relicta en plg
Asociada a halo de vetilla distal?
0-1
0
Abundancia
Relicta en zonas de biotita menos
alterada
**********
Asociación
Mineralógica
Unidad
CMET
CMET
CMET
CMET
Brecha
Marginal
Brecha
Marginal
Corte
ETE2001A
ETE2301B
ETE2602B
ETE27
ETE3302B
ETE3302B
Características
Minerales
Alteración
Bt residual
Sericita
Cuarzo
Anhidrita
Súlfuros
5
Stockwork
4
5
Nro.Vetillas
Fragmentos: Más grandes ->subredondeados. pequeños -> desde redondeados a
Biotita
Brechización
angulosos. Líticos: ~ 50% del corte. Generalmente presentan alteración cuarzoAnhidrita
sericita y sólo se observó un fragmento lítico con presencia de plagioclasa
Cuarzo
alterada por sericita, arcillas y anhidrita. En algunos fragmentos se presume
Clorita?
biotitizacion previa. El tamaño de los fragmentos varía entre 7 y 3 mm. Cuarzo
Sericita
monocristalino: ~ 5% del corte. Cristales de caras anhedrales, tamaño < 3 mm.
*En
Cuarzo Policristalino: ~ 5% del corte. Tamaño < 3 mm. Con textruas granulares fragmentos
y de mosaico
Calcita
Matriz: Predominantemente compuesta por polvo de roca y menor calcita/anh.
Polvo de roca
Ccp-Blenda
*En matriz
Fragmentos:
Biotita
Brechización
Líticos de zonas silicificadas, con biotitización y alteración fílica sobreimpuesta.
Anhidrita
Fragmentos con alteración de tipo se-turm-calcita. Fragmentos monominerales
Cuarzo
(qz-anh). El resto similar al anterior
Clorita?
Matriz: Polvo de roca-menor calcita.
Sericita
*En
fragmentos
Calcita
Polvo de roca
Ccp
*En matriz
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasa muy escasos. Formas tabulares
totalmente reemplazadas por sericita. En un sector con mayor predominio de
biotita relicta, son subhedrales y muy difusos, reconocibles por presencia de
macla.
Masa Fundamental: Agregado de sericita+cuarzo semirecristalizado fino de
bordes lobulados y ocasionamente granular aislado, que reemplaza a biotita
relicta semidecolorada. Menor anhidrita cristalina. En zonas con mayor sericita
hay Ccp diseminada en cantidad moderada.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas
Cuarzo
Dependiendo del sector, 2 familias de tamaño. La primera, entre 2.5-1 mm.,
Anhidrita
euhedrales-subhedrales, con un reemplazo intenso por magnetita fina,
Clorita
semirecristalizadas, por lo que las maclas polisintéticas si bien se distinguen, se
Magnetita
observan semidifusas. La segunda, entre 0.8-0.3 mm, mucho más difusas y
subhedrales, con un reemplazo penetrativo por biotita diseminada, menor
magnetita y más difusas que las previamente descritas, son más difíciles de
distinguir (más escasas?).
Masa Fundamental: Agregado de biotita semidecolorada reemplazada
parcialmente por un agregado de cuarzo difuso, anhidrita-magnetita cristalina
euhedral-subhedral y menor clorita. Se observan zonas con mayor cuarzo
granular y anhidrita de las mismas características.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. Euhedrales-subhedrales, 0.5-0.3 mm. 50% del corte.
Cuarzo
A nic // se ven con sectores café, que se relaciona con el color amarillo a nic X y
Anhidrita
la mayor difusión de las maclas polisintéticas, la que en general es moderada.
Magnetita
Escasas con mt fina en parches o diseminada.
Clorita?
Masa Fundamental: Agregado de biotita predominante+cuarzo difuso.
Intersticios con anhidrita. Rutilo café fino, de dimensiones similares a la biotita.
Probable cloritización en sectores con bt más verdosa. Ocasional magnetita fina
euhedral en zonas con más evidencias de Qz.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas
Escaso cuarzo
Predominantemente subhedrales, 3-0.5 mm., con algunos sectores amarillos y
<Rutilo
macla polisintética semidifusa. Alteración moderada a intensa por biotita
<<Clorita
diseminada muy fina. En general obliteradas, por lo que no son muy abundantes. <<Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado fino de biotita penetrativa+menor cuarzo difuso y
chl. Escasa anhidrita intersticial. Se distinguen microlitones de plg.
Tabla D.2: (continuación)
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
S/H
S/H
S/H
Silíceo delgado?
S/H
********
********
D-5
********
********
Biotítico fino que grada
a amplio fílico+ccp
diseminada
Qz granular+Anh
Sericita+Qz difuso+ccp
Qz granular+Anh+ccp cristales
Sericítico bien
gruesos
desarrollado
Anh cristalina y
granular+Qz+<biotita?
Calcita finas
Biotita+<<Anh finas
Chl+Anh+Ccp
Qz+Anh cristalina+Ccp
Anh+Qz+Ccp corta a la anterior
Qz+Anh fina
Anh fina
Anh+Qz+Ccp+Ccp-bn
Biotítico difuso
Qz+Anh fina
S/H
Qz granular, cristalino y mosaico Magnetita fina?+<Chl
+Anh+Ccp-Bn
Qz+Anh+Chl+Ccp-Bn que se Silíceo irregular y S/H
"ramifican" de anterior
Halo
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Vetillas
********
********
3
3
2c
Brechas Anh-bio
Brechas Anh-bio
Clorita2
2a
2c
2c
2c
2e
2b
2c
Tipo
Vetillas
1 y 1b
1? y 1b
3?
Tipos
Magnetita
TM-bttción
Pórfidos varios
Estados póstumos
TM-bttción
Pórfidos varios
Estados póstumos
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Halo fílico
Hematita
Hematita
No se observa
TM-bttción
No se observa
Pórf. Dacítico
Temprano
Pórfido Dacítico Tardío
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Pórfido Dacítico Tardío
Eventos
Alteración
Acicular
Reflejos internos
rojos
Acicular
Reflejos internos
rojos
**********
**********
<10 micrones
Hasta 100 micrones
<15 micrones
Tamaño
Producto de oxidación
Producto de oxidación (presencia
de crisocola-arcilla)
**********
**********
En plg y MF
Reemplazo moderado-intenso a total
de plg
En MF. Probablemente relacionada
más bien a la recristalización por Qz
Asociación
Mineralógica
1
1
0
0
0-1
2a3
2
Abundancia
Diorita
Diorita
Diorita?
Creo que es
ctto DioritaBrecha
ETM0201
ETM0801
ETM1101A
ETM03B
Textura: Porfírica con fragmentos líticos
Fenocristales: Plagioclasa. Escasa, fuertemente obliterada por alteración. Hacia un
sector se observan formas tabulares difusas y con sectores de color amarillo donde se
reconoce levemente las maclas. Alteración intensa por biotita y cuarzo granular. Se
reconoce un fragmento de bordes difusos con plagioclasas grandes >2 mm con
alteración pr cuarzo-biotita muy fina. Otro fragmento corresponde a un agregado
granular de cuarzo+<magnetita euhedral fina que reemplaza en asociación con rutilo
biotita previa formando pseudomorfos delimitados por cúmulos de los minerales
descritos. Tambien en este caso aparecen cristales de turmalina+ccp grandes+cúmulos
de rutilo fino.
Masa Fundamental: En la zona donde aún se distingue, corresponde a un agregado de
biotita cristalina+cuarzo semidifuso y granular+anhidritta que en algunos sectores se
relaciona a rutilo, y en otros a cristales de magnetita euhedral-subhedral. Este agregado
se decolora hacia las vetillas.
Textura: Porfírica
Fenocristales: Plagioclasa.Predominatentemente subhedral, 3-1 mm., con maclas
difusas y con alteración biotítica diseminada. Algunos cristales presentan parches por
magnetita muy fina y euhedral.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso y microcristalino +
magnetita euhedral y muy escasa anhidrita. Hacia zonas cercanas a las vetillas tiende
a desaparecer la magnetita. En algunos casos este mineral forma glomerocúmulos.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasa. Muy raros y tabulares, entre 2 y 3 mm.
Completamente reemplazados por un agregado de anhidrita-sericita
Masa Fundamental: Completamente obliterada por alteración. Agregado de
sericita+cuarzo difuso y granular+cristales de anhidrita-<Qz de mayor dimensión. En
algunos sectores se distinguen texturas sageníticas parcialmente reemplazadas por
clorita. Opacos diseminados
4
3
Nro.Vetillas
2
Qz+Anh+Ccp-bn fina cortada por
Anh+Qz+ccp+bn ondeada fina
Anh+Qz grueso difuso+ccp-bn
grueso
truncada por
Qz granular+Anh cristalina en
centro+
Qz difuso en bordes+ccp+<<bn
Ccp+Anh+Qz rectas y finas
cortadas por
Qz granular
grueso+<anh+ccp+<mo
Biotita
Magnetita
Anhidrita
Cuarzo
Ccp
Clorita
Biotita
Magnetita
Anhidrita
Cuarzo
Ccp
Clorita
1
No se observan
D-6
Anh irregular y discontinua?
**********
2c
2e
S/H
S/H (Silíceo?)
TM-bttción
Pórfido Temprano Gris
Pórfido Dacítico Ppal
Pórfido Dacítico Tardío
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Halo fílico
Magnetita?
**********
TM tardía?
********
TM-bttción
TM-tardía?
TM-bttción
Propilítica ó Fílica
distal?
1 y 1b
2
3?
<10 micrones
Hasta 100 micrones
Eventualmente puede
corresponder a parte
de 2
<10 micrones
Hasta 100 micrones
Hasta 60 micrones
Hasta 20 micrones
2
4
1 y 1b
2
Hasta 15 micrones
<10 micrones
Hasta 100 micrones
**********
1b
1
2
No se observa
TIPOS
TAMAÑO
Eventos
MAGNETITA
Alteracion
TM-bttción
1 y 1b
<10 micrones, escasa
Pórfido Temprano Gris
hasta 60 micrones
Pórfido Dacítico Ppal
S/H
Brechas Anh-Bio
TM-bttción
S/H
2b
Pórfido Dacítico Ppal
Fílico amplio e
2e
Pórfido Dacítico Tardío
irregular
4a
Brechas-Diques latita
2a
2a?
2a
3
Tipo
Vetillas
2a
2b
S/H
S/H
S/H
Fílico?
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Halo
Vetillas
Qz+Anh+Ccp delgadas y ondeada
S/H
Chl+Anh+Qz
Chl irregular
Biotita
Microstockwork Qz+Anh cortadas por
Cuarzo
vetillas finas Se+Anh+Chl+<Ccp
Anhidrita 1 vetilla gruesa Qz granular+Anh+súlfuros
Magnetita
Brechización
Rutilo
Clorita
Turmalina
Súlfuros
Biotita
Magnetita
Cuarzo
Anhidrita
Clorita
Sericita
Cuarzo
Anhidrita
Clorita
Rutilo
Minerales
Alteracion
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedrales-subhedrales,con una familia predominante
Cuarzo
grande, entre 3.5-1 mm y escasamente menor a 0.5 mm. Presenta macla polisintética y
Anhidrita
zonaciones semidifusas, con presencia de parches amarillentos. Posee reemplazos por bt Clorita
diseminada fina y escasamente reemplazos por parches desde parcial a intenso por
Magnetita
magnetita euhedral-subhedral fina.
Masa Fundamental: Corresponde a un agregado cristalino de biotita+menor cuarzo
difuso y microcristalino, sin anhidrita. Escasos reemplazos por chl en cercanías de
vetillas. Evidencia glomerocúmulos de rutilo y en menor medida diseminado.
Escasamente hay magnetita de mayor tamaño relacionada a zonas con reemplazo por
magnetita fina. Anhidrita escasa e intersticial.
Características
Ctto Diorita- Textura: Porfírica
CMET (Creo Fenocristales: Plagioclasa. Euhedrales-subhedrales, entre 2-0.8 mm, con presencia de
que es CMET) macla semidifusa y biotitización diseminada moderada que oblitera parcialmente
algunos cristales.Con escasos cristales de magnetita euhedral fina también diseminados.
En un sector del corte este tipo de magnetita fina aumenta, donde las plagioclasas se
observan intensamente reemplazadas por este mineral. Es una zona donde la bt de la
MF no coexiste con mt más grande. Empañadas
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+<<cuarzo, que en algunas zonas del
corte coexiste con magnetita euhedral gruesa en cúmulos y diseminada. Esta textura es
preferencial, aunque hay zonas en que desaparece la magnetita aumentando
comparativamente la anhidrita y en menor medida clorita y cuarzo, así como la ccp
diseminada.
Ctto Diorita- Textura: Porfírica
CMET (Creo Fenocristales: Plagioclasa. Predominatenmente subhedral, 2.5-0.8 mm., desde
que es CMET) semidifusas a muy difusas y empañadas. Con biotitización moderada más definida que
el corte anterior. En este caso hay mayor presencia de magnetita en plagicoclasa, con
incluso algunos pseudomorfos. Esta textura es dominante donde aumenta la proporción
de anhidrita, cuarzo y disminuye la magnetita con biotita, evidenciando zonas con
cúmulos de anh y difusión del cuarzo.
Masa Fundamental: Similar al anterior, pero con un predominio de zonas con más
anhidrita y cuarzo. Presencia de cloritización selectiva, que en algunas zonas está
asociada con fuertes cantidades de magnetita euhedral. Escasa presencia de ccp
diseminada.
Diorita
ETM0102B
ETM03A
Unidad
Corte
Tabla D.3: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Teniente Sub-6 dentro de la mina.
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
Diseminada y alterando a plg
Coexistencia directa con biotita
En zonas con evidencias de chlción
Diseminada y alterando a plg
Coexistencia directa con biotita
Diseminada con cuarzo difuso en
sectores con mayor biotita
En coexistencia con biotita
En coexistencia con asociación
qz+turm
En parches de plagioclasa
Diseminada con biotita
**********
ASOCIACION
MINERALOGICA
En parches y diseminada
en plagioclasa. < en MF más grande
1a2
2
1
2
0a1
1
1
0-1
3
0
1a2
Abundancia
Textura: Porfírica
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2.5-0.3 mm. Difusión moderada de
maclas. Zonaciones marcadas por empañamiento. Magnetita en plagioclasa es escasa
diseminada. Ocasional abundante sectorizada en este mineral.
Masa Fundamental: Similar al anterior.
TIPO 1:
TIPO 1B:
TIPO 2:
TIPO 3:
TIPO 4:
Tipos Magnetita
Pequeña alterando a plagioclasa
Pequeña con cuarzo en MF
En asociación con biotita
En asociación con clorita
En asociación con turmalina
0
1
2
3
4
5
6
Abundancia
No hay
Débil
Moderada-Débil
Moderada
Moderada-Intensa
Intensa
Penetrativa
Brecha
Similar al anterior, pero con presencia de ocásionales cúmulos de magnetita muy fina
Hidrotermal en plagioclasa.
CMET
ETM1602B
Textura: Porfírica
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Difusión moderada de
maclas y zonaciones asociada a zonas irregulars amarillas. Magnetita en plagioclasa es
escasa diseminada y occasional muy abundante originando pseudomorfos de este
mineral, auque en algunos casos se observa acumulada en conjunto con biotita.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+magnetita euhedral-subhedral con
tamaño predominante <0.01 mm. Cuarzo intersticial fino y escaso. Anhidrita de mayor
tamaño eventualmente en asociación con clorita.
ETM1501A
CMET
ETM1601A
Textura: Porfírica
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, entre 3-0.8 mm. Con difusión de
maclas y zonaciones desde ausente a moderada. Similar situación para parches
irregulares amarillos. Alteración desde débil a moderada por magnetita muy fina y
euhedral, por parches, pero no todos los cristales la presentan. Presencia de biotita
diseminada.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+magnetita euhedral predominante.
Muy escaso cuarzo intersticial. Hacia las vetillas tiende a aumentar la anhidrita
cristalina. Muy escasa ccp diseminada muy pequeña
Brecha
Textura: Porfírica
Hidrotermal Fenocristales: Plagioclasa. Subhedrales, 3-0.5 mm Fuertemente obliteradas por
cristales de biotita diseminados, si bien aún se reconoce la macla polisintética.
Masa Fundamental: Agregado de biotita media-fina más clara que la ainterior.
Eventualmente se observan zonas granulares de cuarzo asociadas con magnetita
euhedral. Anhidrita escasa, diseminada.
CMET
ETM1201B
Características
ETM1301C
Unidad
Corte
Tabla D.3: (continuación)
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Magnetita
Rutilo
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Magnetita
Rutilo
Biotita
Magnetita
Anhidrita
Cuarzo
Clorita
Biotita
Magnetita
Anhidrita
Cuarzo
Clorita
Biotita
Magnetita
Cuarzo
Anhidrita
Minerales
Alteracion
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
2
4
2
2
2
Nro.Vetillas
D-7
Qz finas
Ccp+Bn+Qz+Anh en bordes
Qz+Ccp+<Anh
Anh+Ccp+Chl
Qz granular fina
Qz+Ccp
Qz granular+Anh+Chl+Ccp ancho
irregular
Qz+Anh+Chl+Ccp+Gl
S/H
Fílico (Qz
difuzo-Chl)
S/H
Biotítico no
simétrico
S/H
S/H
Chl irregular
Clorítico
Anh+Chl+Ccp+<Bn recta de bordes
S/H
irregulares
Chl irregular
Anh+Mo recta
Qz-anh recta
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Halo
Vetillas
S/H
Qz granular-mosaico+Anh+Chl
S/H
irregular y ondeada
2a
3
3
2c
1a
2a
3
3
2c
A5
Tipo
Vetillas
2b
2c?
Pórfido Temp. Gris
TM bttción
.Halo Fílico
Tonalita Sewwll
Pórfido Temp. Gris
TM bttción
Pórfido Dacítico Ppal.
Halo Fílico
TM bttción
Halo Fílico
TM bttción
Pórfido Dacítico Ppal
Eventos
Alteracion
TM-bttción
Pórfido Dacítico Ppal
1
1b
1
2
1
2
ASOCIACION
MINERALOGICA
Parches y diseminada en plg
En coexistencia con biotita
<10 micrones
1-20 micrones
<10 micrones
Hasta 100 micrones
En cúmulos alterando a plagiclasa
En asociación con Qz granular fino en
MF.
Parches y diseminada en plg
En coexistencia con biotita
<10 micrones
Diseminada en plg. Menor en MF+bt
Familia homogénea entre
Asociada a Bt
20-50 micrones con
escasos cristales de mayor
tamaño (100 micrones)
TIPOS
TAMAÑO
MAGNETITA
1
<10 micrones
2
Hasta 100 micrones
0-1
0-1
0-1
3
1
3
1
2a3
Abundancia
CMET
CMET/
Brecha Ht
CMET/
Brecha Ht
PDT1501A
PDT0601A
PDT0601D
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales entre 1.5-0.4 mm con alteración desde
ausente a moderada por biotita. Subhedrales con macla polisintética
predominante.
Masa Fundamental: Agregado de biotita predominante. En sectores donde es
más colorada y con mayor cantidad de Qz-Se relaciona con ccp diseminada.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. En sectores se distinguen sin alteración, con macla
polisintética, subhedrales más pequeñas <0.5 mm. Escasos fantasmas
subhedrales, 1-0.8 mm.
Masa Fundamental: Alterada, agregado de cuarzo granular, difuso y biotita
grande, café-anaranjada con sulfuros.
Textura: No se observan las características primarias de la roca, solo
corresponde a un agregado de minerales de alteración.
Masa Fundamental: Agregado de Qz-bt granular.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa.1-0.3 mm., subhedrales, alteración mod-int. a sericita
Masa Fundamental: Agregado de biotita colorada fina, En intersticios, Qz difuso
Pórfido
Dacítico
Teniente
Pórfido
Dacítico
Teniente
Pórfido
Dacítico
Teniente
PDT1601C
PDT1701A
PDT1702
Textura: Porfirica.
Fenocristales: Plagioclasas. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Sericitización
moderada-intensa. Biotita: euhedral-subhedral, 1-0.2 mm. Sericizadas.
Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita escasa.
Textura: Porfirica.
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Biotita: euhedralsubhedral, 1-0.2 mm. Ambos minerales sericitizados. Biotita cloritizada.
Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita escasa.
Textura: Porfirica.
Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Biotita. Euhedralsubhedral, 1-0.2 mm.
Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita irregular escasa.
Brecha
Textura: Brechosa?
Hidrotermal Fenocristales: Plagioclasa: pseudomorfos subhedrales,1-0.7 mm, muy escasos.
Presumibles escasos fragmentos biotitizados previos (difícil seguir bordes).
Masa Fundamental: Diferentes asociaciones mineralógicas para la biotita:
colorada y gruesa a decolorada y fina, en asociación con cuarzo difuso y
microgranular. Amplios sectores cloritizados, asociados con Chl+Anh+Se+Ccp.
CMET
PDT1403C
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. Euh-Sub, 1-0.2 mm. Muy alteradas.
Masa Fundamental: Agregado de Qz granular-recristalizado, con rutilo y escasa
anh.
PDT0802C
CMET
PDT1001B
Textura: No se observan las características primarias de la roca, solo
corresponde a un agregado de minerales de alteración.
CMET/Brecha Textura: Porfírica.
Ht
Fenocristales: Fantasmas de Plg: amarillos y muy alterados. 1-0.3 mm, escasos.
Masa Fundamental: Agregado de Qz difuso, microgranular y biotita fina-meno
gruesa.
CMET
PDT0402D
Características
PDT0603
Unidad
Corte
Cuarzo
Sericita
Anhidrita
Arcillas
Clorita
Arcillas
Cuarzo
Anhidrita
Rutilo
Muscovita
Cuarzo
Sericita
Anhidrita
Clorita
Rutilo
Biotita
Ojos de
Cuarzo
Grandes
cristales Anh
Sericita
Cuarzo
biotita
menor anh
Rutilo
Biotita
Cuarzo
Rutilo
Anhidrita
Escasa Chl
Biotita
Cuarzo
Escasa anh
arcillas
Limonitas Fe
Cuarzo
Biotita
Ccp-Bn
Biotita
Cuarzo
Rutilo
Cuarzo
Sericita
Arcillas
Rutilo
Biotita relicta
Qz difuso,
microgranular
y granular
arcillas
sericita
rutilo
Minerales
Alteración
1
2
1
Bn
entrecrecida
con ccp en MF
0
Bn
entrecrecida
con ccp en MF
sericítico+Ccp
sericítico-siliceo
sericítico
Qz difuso-ccp+bn-anh
Qz difuso-anh
Qz granular
Anh-Qz
Qz granular-anh gruesa irregular
Qz granular-Ccp->>Anh recta
Qz granular-Se-Anh-Ccp irregular
Qz que se entrecruzan
Anh-Qz-Lm gruesa (3 mm)
Anh-Qz-ccp+bn delgadas
Qz granular-menor Anh-ccp+bn
Qz-Anh-Chl-Ccp+Bn irregular
Chl-Qz granular fino
Anh+Qz
Qz granular irregular
Anh-Bn-Ccp en sutura central,
bordes de Qz-menor chl
D-8
Qz granular-menor Anh gruesas
y rectas
Qz granular delgada
**********
S/H
S/H
**********
???
Difícil Identificar
Difícil Identificar
Difícil Identificar
Silíceo
Difícil Identificar
S/H
Probable silíceo
S/H
S/H
Silíceo
S/H
S/H
Silíceo
S/H
S/H
Bt-Ccp?
Ccp sutura central-Qz granular Sericítico+<<Chl-Anh
recta
Siliceo delgado
Qz granular/mosaico-menor Anh
S/H
Anh-<qz muy fina
Qz-menor
Ccp-Py recta
Anh-qz granular gruesas
Qz-anh más delgadas
Predominio Ccp-escasos
intercrecimientos con Bn
Halo
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Vetillas
Stockwork? Vetillas ramificadas irregulares
que parten desde vetillas más
gruesas de qz granular-anhidrita
Difícil distinguir continuidad.
Stockwork
Stockwork
Stockwork
1
2
1
2
3
ccp y bn
entrecrecida
con ccp
diseminada
1
Stockwork
Nro.Vetillas
Tabla D.4: Descripción de cortes transparentes asociados a los sectores Dacita Teniente A y B dentro de la mina.
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
2e o 3?
**********
Brecha
Anhidrita?
2e
3
2e
3
?? Probable TM
2c
2e
Chl 2
3
TM??
2c
??
3
3
2e
3
Tipo
Vetillas
Intrusión Dacita
Hidrotermal
Principal
Intrusión Dacita
Hidrotermal
Principal
Intrusión Dacita
Hidrotermal
Principal
TM-Biotitización
Hidrotermal Tardío
TM-bttción
TM-Pórfido Dacítico
tardío
Halo Fílico
TM-Biotitización
TM-Pórfido Dacítico
tardío
Halo fílico
TM-bttción
TM-Pórfido Dacítico
ppal
y tardío
Halo fílico
TM-bttción
TM-Pórfido Dacítico
Tardío
TM-bttción
Halo Fílico
Halo filico:
Hidrotermal
principal
Evidencias de TMbttción
TM-Pórfido Dacítico
tardío
Halo Fílico
Eventos
Alteración
Asociada a
Dacita Teniente
Asociada a
Dacita Teniente
**********
0
0
0
No se observa
1B
0
**********
0
Probable relicta
en zonas menos
alteradas
**********
Tipos
Magnetita
0.1-0.05 mm
Irregular
0.05 mm
irregular
**********
**********
**********
**********
0.02->0.01 mm
**********
**********
<0.01 micrón
**********
Tamaño
Con Bt alterada
en MF
Escasa con Bt
**********
**********
**********
**********
En plg relictas
con Se-Qz
**********
**********
En MF
**********
Asociación
Mineralógica
0-1
0-1
0
**********
Solo
presumible
Solo
presumible
0-1
**********
0
Solo
presumible
0
Abundancia
Unidad
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
CMET
SG184-38.5
SG184-45.5
SG184-48.05
SG184-55.9
SG184-156.9
SG184-171.0
SG184-177.15
CMET
SG184-37.35
Sondaje SG-184
Muestra
Laboratorio
Ubicación Desconocida
Corte
Minerales
Alteración
Biotita
Clorita
Anhidrita
Cuarzo recx
Magnetita
Bt decolorada
Qz
Biotita
más/menos
decolorada
Cuarzo
Magnetita
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
menor
magnetita
rutilo
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas. 3-0.5 mm. Principalmente subhedrales. Alteración
Cuarzo
débil a moderada por biotita. Pueden presentar zonas con empañamiento fuerte,
>> Anhidrita
reemplazos muy débiles por mt según patrón de zonación y texturas difusas de color
amarillo.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina fina+qz granular+magnetita
euhedral-subhedral. Se presentan glomerocúmulos de bt más grande rodeando zonas con
anhidrita y otros rodeando cúmulos de magnetita-<rutilo con magnetita muy fina
euhedral.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas.1-0.3 mm. Predominantemente subhedrales. Alteración débil
Cuarzo
a moderada por biotita. Relictos de magnetita fina euhedral escasos.
<<Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina fina+qz granular fino. Tiende a
Magnetita
decolorarse al acercarse a un tipo de vetillas y a concentrarse en asociación con
rutilo hacia otras. En un sector de la MF aparece un cúmulo de cuarzo con magnetita
muy fina euhedral.
Textura: Porfírica.
Biotita +/Fenocristales: Plagioclasa. 2-0.05 mm. Euhedrales-subhedrales. Pueden o no estar
decolorada
reemplazadas por mt-qz. Si no, se observan de color café.
Clorita
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+qz, que en algunos sectores se asocia
Cuarzo
a magnetita y en otro disminuye la biotita, apareciendo cúmulos de qz granular, clorita y
magnetita. Fragmento de roca previo fuertemente alterado por la asociación previa.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas.1.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Se reconoce macla
polisintética y zonación. Están en contacto entre sí. Sólo se reconocen en zona menos
afectada por vetillas.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso y granular. En
sectores donde predomina el cuarzo se reconoce magnetita pequeña.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. 2-0.2 mm, euhedrales-subhedrales, macla polisintética, con
reemplazo por biotita desde ausente a débil. Empañadas siguiendo patrón de zonación
(café).
Masa Fundamental: Agregado de biotita+<<anhidrita y cuarzo. Sectorialmente aparece
magnetita en zonas menos biotitizadas y muy escasos glomerocúmulos de mt+rt.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas.2.5-0.5 mm. Euhedrales-subhedrales. Alteración débil a
Cuarzo
moderada por biotita, en fracturas y clivajes. Algunos cristales presentan sectores al
<<Anhidrita
centro más difusos y/o blanqueados. Evidencias parciales de reemplazo por mt.
Rutilo
Masa Fundamental: Agregado de biotita predominante, con cuarzo granular intersticial
y escasa anhidrita. Principalmente asociado con rutilo, menor con mt muy picada y algo
desgarrada. Presencia de ojos de cuarzo.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. 1-0.2 mm. Subhedrales-anhedrales. Alteración débil a
moderada por biotita. Relictos de magnetita fina euhedral.
Masa Fundamental: Agregado de biotita fina anaranjada con menor cuarzo-anhidrita.
Hacia un sector del corte se va poniendo verde (cloritización por halo?) y coexiste con
clorita-mt. Aquí se nota más la textura porfírica.
Textura: No se observa.
Fenocristales: Presumibles fantasmas de plagioclasa muy escasos.
Masa Fundamental: Se reconoce algo de biotita decolorada y cuarzo difuso, al que se
sobreimpone el halo de la vetilla.
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas.1.5-0.3 mm, subhedrales. Fantasmas totalmente
Cuarzo
reemplazados por qz-mt: si bien conservan los bordes al interior se ven difusos.
Clorita
Ocasionales además con sericita.
Magnetita
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina y cuarzo difuso. Menor clorita. Zonas Anhidrita
sectorizadas con cuarzo-magnetita (plg anhedrales?).
Características
Tabla D.5: Descripción de cortes transparentes asociados a los sondajes muestreados dentro de la mina.
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
1
2
3
1
2
3
4
1
2
3
Stockwork
1
1
2
1
1
1
2
Nro.Vetillas
D-9
Anh+Qz
Anh en sutura central+qz+ccp
Anh+Qz
Ccp dispersa relacionada a halo
de vetillas
Anh+Qz
Anh+Qz
Qz+Anh
Anh+Qz+<Feld.K+Bn+Moli gruesa
Qz+Feld.K+Anh
Qz+Anh
Qz+Anh+<Chl
Chl+Qz+Sulf
Qz+Anh+Clh
Qz+Anh+Sulf
Qz+Anh+Sulf
Anh+Se+Chl+Qz+Ccp
Anh+Qz+<<Chl
Qz+Chl+Ccp
Qz
Qz+anh+ojos de ambos minerales
Escasa ccp doseminada con biotita
Anh+Bn+Ccp
Qz+Sulf (Ccp+Py)+<Anh
Chl+Rt
Chl+Sulfuros
2a
2b
A5?
2a
2a
2b
2b
Tipo
Vetillas
2c
2c
2c
2b
2a
2a
1b
S/H
Brechas Anh Bio
Halo Biotítico
A5
S/H
A5
S/H
S/H
S/H
Bt?
Silíceo+<Chl
Leve halo
Silíceo
S/H
S/H
S/H
Las vetillas con
S/H
sulf cortan a
Halo Bt+Chl
sin sulf
fino
2a y 2b
Halo Biotítico
Halo Silíceo
S/H
S/H
S/H
S/H
S/H
S/H
Halo
ALTERACION HIDROTERMAL
Minerales
Vetillas
Porf T Gris
TM-Bttcion
TM-Bttcion
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Dacita Teniente
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Prop. Distal
Dacita Teniente
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Porf. Dacítico Ppal
TM-Bttción
Porf Temprano Gris?
Biotitización
Porf. Temprano Gris
TM-Bttción
Porf. Temprano Gris
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Dacita Teniente
Eventos
Alteración
1
2
1-1b
1 y 1B
3
1
1 y 1B
1 y 1b
2
1
3
3
1 y 1B
2
Tipos
Magnetita
Remanente en plagioclasa y en MF
En Plg y con Qz
Remanente en plagioclasas
Remanente con biotita
En Plg
Asociación Qz-Chl-Mt
MF con Chl que
altera Bt
En Plg y con Qz
Bt
Asociación
Mineralógica
<10 micrones
30 a 100 micrones
Entre 20-8 micrones
Aparece también con qz en MF por lo
que puede haber relación genética con
bttción.
En Plg y ocasional en MF
Entre 200 y <8 micrones Aparece en MF y zonas con
Euhedral-subhedral cloritización incipiente. Además en el
fragmento antes descrito.
Entre 15 y <8 micrones
Euhedral-subhedral
<10 micrones
Entre 20-<8 micrones
80-50 micrones
Entre 30 a <10 micrones
en plagioclasa
100-50 micrones con Chl
50 y <8 micrones
<10 micrones
20-50 micrones
Euhedral-subhedral
Tamaño
3a4
0-1
1
2a3
1
2
0-1
0-1
1
2a3
1a2
4
0-1
Abundancia
CMET
CMET
SG184-222.45
SG184-51.2
CMET
CMET
DDH2450-45.25
DDH2450-62.2
CMET
DDH2480-78.8
N-1527
CMET
Sondaje DDH-1830
CMET
DDH2480-73.05
Sondaje DDH-2480
CMET
DDH2450-38.7
Sondaje DDH-2450
Unidad
Corte
Características
Biotita
Clorita
Anhidrita
Cuarzo
Biotita
Cuarzo
Anhidrita
Rutilo
Magnetita
Stockwork
Stockwork
1
2
3
4
1
1
2
3
Nro.Vetillas
1
2?
Textura: Porfírica.
Biotita previa No se observan
Fenocristales: Plagioclasas. 3-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales, con maclas típicas
cloritizada
y zonaciones. A nic X, estas características se observan semi-difusas y de color amarillo.
Clorita
Sectores con color café y reemplazo débil por biotita y magnetita fina en
Magnetita
zonaciones. Los fenocristales en general se tocan.
Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de biotita reemplazado moderada a intensamente por
clorita-magnetita. Anhidrita escasa. Hacia un sector del corte las micas disminuyen,
siendo más clara la textura porfírica y la recristalización del cuarzo.
Textura: Porfírica.
Biotita clara
Fenocristales: Plagioclasas. 3-0.5 mm. Principalmente subhedrales-anhedrales.
gradando a
La difusión de las características a nic X es menor que en otros casos. Hay dos familias biotita más
de cristales: la primera posee escasa evidencia de magnetita fina y la segunda,
oscura
supreditada a la anterior, con reemplazo intenso a total.
Cuarzo
Masa Fundamental: Agregado de biotita+cuarzo-anhidrita granular. Hay una gradación
Anhidrita
del corte desde biotita muy clara, deslavada hacia biotita más anaranjada (halo de vetilla
<<Rt
que no está en el corte?), con un aumento del cuarzo difuso hacia la zona más clara.
Biotita más oscura presenta ccp diseminada y en pequeños cúmulos.
Textura: Porfírica.
Biotita más Microstockwork
Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.5 mm, predominantemente subhedrales y anhedrales.
oscura
Empañadas por parches. A nic X las maclas y zonaciones se observan difusas, y parches Anhidrita
de color amarillento. Alteradas parcialmente por biotita y algunos cristales por magnetita <Cuarzo
muy fina.
sulfuros
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina oscura+intersticios con cuarzo
<< Clorita
semidifuso y menor anhidrita. Raros sectores con cuarzo+mt previa. En general la biotita
se relaciona directamente con ccp.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.8 mm, euhedrales-subhedrales, macla polisintética y
zonaciones difusas a nic X, con zonas amarillentas. A nic // a mayor difusión tiende a
aumentar el color café (empañamiento). Remplazo débil a moderado por biotita, que en
algunos cristales se asocia con magnetita fina-media.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso+<anhidrita. Si bien
puede aparecer magnetita en la asociación indicada, no es predominante en el corte. Si
aparece es fina, irregular y puede presentar texturas de glomerocúmulos con rutilo. En
otros sectores del corte desaparece la mt y se observa bn y ccp (relación con
vetilleo?).
Textura: Porfírica.
Biotita más
Fenocristales: Plagioclasas. 2-1 mm, subhedrales-anhedrales. Corresponden a fantasmas oscura
del mineral fuertemente alterados por magnetita. En los intersticios posiblecon escasa
mente cuarzo recristalizado difuso. Son escasas.
ccp
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso. Muy escasa anhidrita. diseminada
En algunas zonas se distinguen tablas difusas amarillento-grices (textura
Cuarzo
poikilotopica?) y ocacionales cristales de magnetita finos euhedrales asociados
Anhidrita
predominantemente con el cuarzo y raramente con biotita
Textura: Porfírica.
Biotita oscura
Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.5 mm, euhedrales-subhedrales, macla polisintética
Cuarzo
que a nic X se observan difusas, y los cristales amarillentos. Están moderadamente
Magnetita
empañadas y con reemplazos sectoriales intensos por magnetita.
Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina oscura+magnetita y cuarzo
intersticial difuso-granular. Menor anhidrita. Las magnetitas desaparecen al acercarse a
la vetilla.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Alteración moderada
a magnetita.
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo+magnetita. Cloritización de
la biotita incipiente.
Minerales
Alteración
Textura: Porfírica.
Biotita
Fenocristales: Plagioclasas.2.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Alteración moderada a
Cuarzo
intensa por magnetita. Están en contacto entre sí.
<Clorita
Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+mt con cuarzo difuso. En algunos
<<Anhidrita
sectores domina la alteración qz-mt ocasionalmente con chl. En otros, qz+bt.
Tabla D.5: (continuación)
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
D-10
**********
Qz+Anh+<Chl en bordes
Probable segunda vetilla de halo
penetrativo?
Qz+Anh+Ccp
Vetillas finas y discontinuas de
Qz+Anh y Qz+Anh+Ccp
Qz+Anh+Bn+Ccp
Anh+Qz
Anh+Qz+Bn+Ccp gruesa
Bt+Anh
Mictovetillas finas de Anh
Mt+Bt en sutura central+Anh
Qz+Anh+<Ccp
Qz+Anh
Qz+Anh+>Bn-<Ccp sinuosa
Qz+Anh
Qz+Anh+Sulfuros (Bn+Dg)
Qz+Anh
Qz
Anh+Bt
**********
S/H
Silíceo?
**********
2b
2a?
Brechas Anh Bio
S/H
Brechas Anh Bio
2a o 2c?
A1 o 2a
A1 o Brechas
Anh-Bio
2a?
1a
2c
2a?
2b
2a
2a
2a
Brechas Anh Bio
Brechas Anh Bio
S/H
S/H
S/H
Biotítico
Biotítico?
S/H
Silíceo
S/H
S/H
Silíceo
Vetillas rectas
con sulfuros
cortan con
halo
S/H
S/H
S/H
S/H
S/H
ALTERACION HIDROTERMAL
Halo
Tipo
Minerales
Vetillas
Vetillas
Bt
S/H
Brechas Anh Bio
Bt+Chl+Qz+Anh+Sulf
Halo Biotítico Brechas Anh Bio
Anh+<Sulf
S/H
Brechas Anh Bio
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Propilítica
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Propilítica
TM-Bttción
Pórf. Temp. gris
Dacita Teniente?
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Dacita Teniente
Porf. T gris
TM-Bttción
Dacita Teniente
Premx-NaCaFe
TM-Bttción
Prop. Distal
Eventos
Alteración
Premx-NaCaFe
Premx-Chl
TM-Bttción
1
2 o 3?
1 y 1B
1
1
2
1B
<<2?
1 y 1B
2
1B
2
1 y 1b
2
Tipos
Magnetita
Entre 15 y <8 micrones
Entre 150 a 50 micrones
Entre 15 y <8 micrones
Entre 15 y <8 micrones
Euhedral-subhedral
<8 micrones
30-20 micrones
Entre 15 y <8 micrones
entre 30-50 micrones
Entre 15 y <8 micrones
Entre 30-100 micrones
Entre 15 y <8 micrones
Entre 200 a 50 micrones
50 y <8 micrones
sobre 50 micrones
Euhedral-subhedral
Tamaño
Relicta en Plg
En MF, acompañando a micas de
alteración
Relicta en plg y en algunas
zonas cn Qz
Relicta en Plg
Escasa en Plg
En sectores con biotita
En algunos sectores MF
Idem
En MF con Qz, escasa en Plg
Con Bt en algunos sectores
Se observa en algunas zonas
de la MF con Qz
En MF dispersa, escasa con Bt.
Asociación
Mineralógica
3a4
2
1
0-1
2
2
0-1
2
2a3
3a4
5
1
Abundancia
Unidad
TIPO 1:
TIPO 1B:
TIPO 2:
TIPO 3:
TIPO 4:
N-1766
Características
Minerales
Alteración
0
1
2
3
4
5
6
Abundancia
No hay
Débil
Moderada-Débil
Moderada
Moderada-Intensa
Intensa
Penetrativa
Textura: Porfírica.
Biotita previa
Fenocristales: Plagioclasas. 2-0.5 mm. Subhedrales. Las maclas se observan bastante
cloritizada
difusas a nic X y los sectores más claros del cristal muy amarillos. Algunas plagioclasas
Clorita
evidencian alteración por magnetita fina-media fuerte, donde en los intersticios se
Magnetita
observa un color amarillento fuerte no correlacionable con biotita.
Anhidrita
Masa Fundamental: Agregado de biotita reemplazado moderadamente por
Súlfuros
clorita-magnetita. Anhidrita muy rara en intersticios. En zonas cercanas a vetillas
aparece ccp.
Tipos Magnetita
Pequeña alterando a plagioclasa
Pequeña con cuarzo en MF
En asociación con biotita
En asociación con clorita
En asociación con turmalina
CMET
Sondaje DDH-1830
Corte
Tabla D.5: (continuación)
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
1
2
Nro.Vetillas
D-11
Chl-Anh-Ccp (en un sector parece
bt alterada)
Chl-Anh fina
Halo clorítico?
S/H
ALTERACION HIDROTERMAL
Halo
Minerales
Vetillas
2b?
Tipo
Vetillas
Premx-NaCaFe
TM-Bttcion
Propilítica
Eventos
Alteración
1b
3
Tipos
Magnetita
Entre 15 y <8 micrones
Entre 150 a 50 micrones
Tamaño
Relicta en Plg
En MF, acompañando a micas de
alteración
Asociación
Mineralógica
3a4
Abundancia
Tipo de Roca
Características
ET-0307B
Fuertemente
alterada
Textura: Porfírica (a nivel de corte a contraluz, más difusa que el anterior).
Fenocristales: Plagioclasa. Se deduce por algunos pseudomorfos subhedrales tabulares. En general
anhedrales.
Masa Fundamental: Reemplazada por minerales secundarios.
D-12
Alteración propilítica o
******************
Cuarzo
metamorfismo de bajo grado?
Feld-K
Alteración fílica intensa y/o
Agregado granular-amorfo de ambos
Lixiviación (Oxidación in
minerales, asociados a recristalización y
situ)
reemplazo por alteración de la roca.
Escasamente aparece…
Sericita
Epidota
Relictos de probable alteración precedente.
Arcillas (caolín)
Limonitas
Minerales diseminados por el corte, de
manera penetrativa, otorgándole el color
naranjo característico a la muestra.
También como pseudomorfos de opacos
(mt).
Cuarzo
Evento de alteración
Sólo boxwork irregulares rellenos
Mineral predominante. El corte muestra
hipógena: (vetilleo)
en vetillas que indican una probable
recristalización penetrativa, donde este
Alteración fílica intensa y/o mineralización sulfurada anterior.
mineral posee texturas ondulosas y de
Lixiviación (Oxidación in
mosaico. Asociado a <<Feld-K.
situ)
Anhidrita. Escasa, probablemente sea este
mineral el que aparece en ciertas zonas
(yeso?).
Arcillas (caolín)
Limonitas
Minerales diseminados por el corte y
alterando vetillas penetrativamente.
También aparecen relacionados a
pseudomorfos de opacos.
Fuertemente
Textura: Porfírica (a nivel de corte a contraluz).
alterada
Fenocristales: Plagioclasa. Pseudofantasmas subhedrales < 2mm fuertemente alterados y recristalizados.
(Probablemente Masa Fundamental: No se observa -> reemplazada por un agregado de minerales secundarios.
volcánica)
******************
ET-0304A
Alteración propilítica o
metamorfismo de bajo grado?
Meteorización
Clorita
Epidota
Limonita-hematita
Características similares al corte anterior,
excepto porque aparece asociada calcita a
chl y ep.
ET-0405B Andesita basáltica Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla carlsbad-albita y zonaciones. Presenta
alteración clorítica (calc+chl). Olivino. <1 mm. Subhedral. Asociada a opacos. Alteración intensa a total de
chl+calc+>>ep. Piroxeno. < 1 mm. Subhedrales. Alterados a chl y calc.
Masa Fundamental: Microlitos de plagioclasa+ vidrio parcialmente recristalizado. Alteración chl+calc.
Magnetita
2 familias: grande -> Asociada a máficos y
pequeña en MF. Picada y con bordes blanquecinos
(oxidación). Se observa media rosada (ttmt?)
Maghemita-hematita
producto de oxidación
Limonitas.
Vetillas alteradas
Qz residual+lm+gth+ht
terrosa+kaol
2, 1 y 0.5 mm
STOCKWORK
Hematita
Residual -> alteración de óxidos de Fe primarios.
Terrosa en asociación a las otras arcillas de Fe.
Limonita-Goethita
Colores anaranjados diseminado, pero
principalmente concentrado en vetillas alteradas.
Evidencia parcial de arcillas Hematita
de Fe no indican un completo Residual asociada a oxidación de minerales
lavado de la roca.
preexistentes y relacionada a limonitas de
marcados
reflejos rojos. En algunos casos como
chispasblancas diseminadas.
Limonitas
******************
Escasas fracturas rellenas por Magnetita
limonitas
Grande: 0.5-1 mm. Euhedral-subhedral, intensa
mente oxidada (mucho mas que la anterior),
muy picoteada.
En MF es similar a la mt grande del corte, pero
aun se distinguen exsoluciones areales de ilmenita
Ilmenita-Hematita
Hidróxidos de Fe
******************
Mineralogía Magnética
Escasas fracturas rellenas por 2 familias de mineralogía ferromagnética:
limonitas
Magnetita
Grande: 0.5-1 mm. Euhedral-subhedral, con
con picaduras y alteracion en los bordes
Titanohematita-Ilmenita
<0.05 mm. De colores blancos y rosados.
Algunos cristales presentan exsoluciones areales
rosadas (ilmenita) -> textura de oxidación
Maghemita
Hidróxidos de Fe
En escasas fracturas.
Estructuras
******************
ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION
Minerales de alteración
Eventos de Alteración
Minerales de Mena
ET-0417B Andesita basáltica Textura: Porfírica.
Clorita
Metamorfismo de bajo grado?
Fenocristales: Plagioclasa. 0.5-3 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla Carlsbad-albita y con presencia de Epidota
Meteorización
zonaciones en general bien definidas, aunque en algunos cristales se ven difusas. Alteración diseminada y Alterando principalmente minerales
en fracturas de arcillas oscuras, en escasos casos caolín y chl. Olivino. 0.5-1 mm. Subhedrales con bordes máficos
redondeados. Presentan fuerte colores de interferencia y asociación con mx opacos de tamaños similares e Limonita-hematita
inclusiones del mismo mineral más pequeñas. Alteración escasa-parcial de chl-ep diseminada y en cristales. relacionadas a meteorización
Piroxeno. 0.5-1.5 mm. Euhedrales-subhedrales. Colores de interferencia tanto en cara basal como lateral
Arcillas
menores que el ol. En ciertos cx es posible observar el clivaje en una dirección y macla de carslbad.
En plagioclasas
Alteración desde escasa a total por chl.
Masa Fundamental: Formada por microlitos de plagioclasa, vidrio con evidencias de recristalizacion
moderada, escaso olivino granular y opacos diseminados. En algunos casos los microlitos tienden a
aparecer orientados respecto a la posición de los fenocristales.
OBS: Los fenocristales tienden a formar cúmulos escasos.
ET-0403A Andesita basáltica Textura: Porfírica.
Clorita
Cloritización
Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla carlsbad-albita y zonaciones difusas Es el mineral de alteración mas abundante
Meteorización
por alteración clorítica. Olivino. <1 mm. Subhedrales. Fuerte colores de interferencia. Asociación con mx Epidota
opacos euhedrales-subhedrales e inclusiones del mismo mx. Alteración intensa a total de chl+>>ep.
asociado y subordinado a chl
Piroxeno. < 1 mm. Subhedrales. Colores de interferencia menores que ol. También fuertemente alterados Limonita-hematita
Masa Fundamental: Microlitos de plagioclasa+ vidrio parcialmente recristalizado. Los mx máficos de
relacionadas a meteorización relacionadas
la MF están penetrativamente alterados a clorita.
principalmente a opacos y mx máficos.
Muestreo Superficie
Corte
Tabla D.6: Descripción de cortes transparentes asociados a los muestreos en sectores aledaños a la mina El Teniente.
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
Andesita?
Autobrecha
andesítica
Volcánica?
ET-0203C
ET-0202C
Textura: No se distingue (a contraluz se observa lo que posiblemente puede corresponde a escasos
fenocxs).
Fenocristales: Plagioclasa. Por formas sub-anhedrales pseudomorfas. Probable.
Masa Fundamental: Agregado de qz+se con texturas asociadas a recristalización y alteración.
CY-0105C
Volcánica?
Textura: Porfírica (aparentes fenocristales recristalizados =>pseudomorfos). Puede ser una TOBA.
Fenocristales: Plagioclasa. Fuertemente recristalizada. Pseudomorfos tabulares distinguibles a escala
macro.
Masa Fundamental: Se distinguen microlitos de plg dentro del agregado granular.
D-13
Clorita
Epidota
Anhidrita
Arcillas
Hidróxidos de Fe
Asociación diseminada por todo el corte.
Corresponde a un agregado granularamorfo que en ciertos sectores tiende a
formar cumulos similares a pseudomorfos > máficos?.
Cuarzo
Relacionado a la recristalización. En MF.
Epidota
Clorita
Corresponde a agregados microcristalinos
dominados por el 1er mineral.
Subordinadamente la ep es mas cristalina.
Diseminados de forma penetrativa por todo
el corte.
Cuarzo
Con texturas de recristalización de forma
no regular.
Hidróxidos de Fe
Cuarzo
En MF y vetillas
Sericita
Diseminada
Arcillas
Hidroxidos de Fe(Jarosita-GoethitaLimonitas)
Ambos minerales en asociación.
Diseminados en el corte, pero
principalmente concentrados en vetillas.
Relacionados a oxidación probablemente in
situ. Colores rojos-pardo anaranjadosamarillentos.
Textura: Brechosa.
Clorita
Fragmentos: andesíticos de 2-3 mm, pseudoredondeados, de color café-grisáceo oscuro; con cristales
Epidota
tabulares subhedrales de plagioclasa en una MF donde se distingue aún vidrio y escasos microlitos del
Afectan principalmente a la matriz
mismo mineral. Las plg están moderadamente alteradas por calcita (en bordes y centro -> decalcificación?). otorgándole colores verdosos.
Matriz: También es de composición andesítica, pero mas clara. Esto apoya la idea de una AUTO
Calcita
BRECHIZACION de la roca. En este caso también hay alteración, y la de la plg es similar que a la de los principalmente asociada a las plagioclasas
fragmentos (mismo evento).
Propilítica Intensa
Chl+Ep+Qz
Supérgena
Hidróxidos de Fe
Propilítica Intensa
Chl+Ep+Anh+Qz
Supérgena
Arcillas+Hidróxidos de Fe
Pirita
Escasa -> Irregular, < 0.1 mm.
Calcopirita
Escasa. Diseminada, anhedral, con
color amarillo rey
Pirita
Escasa, mas dañada que la ccp.
******************
Estructuras
Glomerocúmulos de Ep-Chl
******************
Brechización
******************
Mineralogía Magnética
Magnetita
Las magnetitas grandes asociadas a los
máficos
están parcial a totalmente martitizadas y
hematitizadas. Probablemente una familia
corresponda a ttmt reemplazada y la otra a
mt. Las pequeñas de la MF estan oxidadas
parcialmente a ht y/o lm.
Hematita-maghemita
Limonitas
Magnetita
Se observa residual respecto de una
martitización moderada (zonas grises entre
fracturas y bordes blanqueados y zonas
esqueletales).Cristales irregulares.
Hematita
Producto de oxidación de magnetita.
Hematita
Resultante de la martitización de magnetita.
A luz trasmitida los opacos se observan
cúbicos-subhedrales diseminados por todo
el corte, pero a luz reflejada se observan
con la textura propia de "deshilachado en
triangulo" asociada a la martitización.
Magnetita
En fragmentos: asociados a su MF. En
matriz: idem.
Presentan hematitización. Algunos cx
evidencian
texturas de oxidación (exsoluciones areales
de tinte rosado) y estructuras tipo trellis.
Hematita-maghemita
Asociada a la oxidación mencionada
Evento de alteración
La presencia de los hidróxidos de Fe Vetillas alteradas
Hematita
Hipógena: (vetilleo)
indican una probable mineralización Qz residual+lm+gth+ht terrosa+caol Cristales blancos diseminados escasos
Alteración fílica intensa y/o sulfurada anterior.
1.5 y 0.5 mm
<0.01 mm.
Lixiviación (Oxidación in
STOCKWORK
Más escasos que las arcillas de Fe.
situ)
2 familias: regulares e irregulares
Goethita-Hematita terrosa-Limonitas
Colores anteriormente descritos. Reflejos
internos anaranjados. En general, la
lixiviación deja un halo en torno a las
vetillas (evidencia de circulación de
fluidos).
Brechización
Alteracion propilítica y/o
metamorfismo de bajo grado?
meteorización
Características
ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION
Minerales de alteración
Eventos de Alteración
Minerales de Mena
Textura: Porfírica.
Clorita
Alteración propilítica o
******************
Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Subhedrales-anhedrales. En escasos cristales aun se distinguen maclas Epidota
metamorfismo de bajo grado?
polisintéticas gruesas. Presentan una fuerte alteración por asociación propilítica o metamórfica.
Calcita
Meteorización
Eventualmente minerales maficos alterados: Piroxeno-Olivino?
Como agregados de los tres minerales
Masa Fundamental: Agregado de minerales donde se distinguen microlitos de plg, zonas recristalizadas,
diseminados, en MF y alterando a plg. La
chl+ep+calc+arcillas de Fe.
calcita aparece en bordes y como parches
en el ultimo mx.
Cuarzo
Asociado a recristalización de la MF
Arcillas
Limonita-hematita
Asociados a meteorización.
CY-0104C No se distingue Textura: Probablemente porfírica.
claramente.
Fenocristales: Plagioclasa. Fuertemente recristalizada a cuarzo o a un mineral amarillento.Feld-K?,
(al parecer es una anhedral.
roca volcánica,
Masa Fundamental: Fuertemente recristalizada y alterada. Ocasionalmente se distinguen microlitos de plg.
eventualmente un
basalto-andesita
por evidencias en
MF)
Muestreo Coya
Tipo de Roca
Corte
ET-0206B
Tabla D.6: (continuación)
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
No se distingue Textura: Porfírica (se distinguen escasos fenocristales en la matriz alterada)
Posiblemente Fenocristales: Plagioclasa. Pseudomorfos tabulares de este mineral completamente alterados y
volcánica
recristalizados. Mx de Fe, totalmente oxidados
Masa Fundamental: Recristalizada y alterada. No se distingue su composición original.
CY-0305B
Características
Volcánica
Probablemente
basalto o andesita
basáltica
TIPO 1:
TIPO 1B:
TIPO 2:
TIPO 3:
TIPO 4:
Tipos Magnetita
Pequeña alterando a plagioclasa
Pequeña con cuarzo en MF
En asociación con biotita
En asociación con clorita
En asociación con turmalina
0
1
2
3
4
5
6
Abundancia
No hay
Débil
Moderada-Débil
Moderada
Moderada-Intensa
Intensa
Penetrativa
CY-0408C Andesita Basáltica- Textura: Porfírica.
Basalto?
Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales de 0.7-2 mm, euhedrales-subhedrales. Macla de carlsbad-albita
que, en algunos casos, se observa algo difusa. En algunos cristales se observa en sectores un color amarillo
irregular -> alteración??. También aparece en bordes calcita y escasamente dentro de los cristales -> ep.
Piroxeno. Escasos. Euhedrales -> caras basales en forma de "disco pare". Bajos colores de interferencia
Asociado a mx opacos euhedrales-subhedrales. Olivino: De bajo relieve, fuertes colores de interferencia, 12mm en asociacion con plg.
En Ol y Px en fracturas aparece alteración por epidota.
Masa Fundamental: Agregado de microlitos de plg con texturas de flujo+vidrio+<ep. 2 familias de opacos,
una grande e irregular (<0.7 mm) y otra pequeña y diseminada (<0.05 mm). Meteorización incipiente.
CY-0401C Andesita Basáltica?Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales de 1-2 mm, euhedrales-subhedrales. Macla de carlsbad-albita.
Alteración incipiente de anh. Los más abundantes. Piroxeno, ppalmente subhedrales -> caras laterales y
Basales, fracturamiento caracteristico 90°. Asociado a mx opacos euhedrales-subhedrales; alteración débil
por chl.
Masa Fundamental: Agregado de microlitos de plg y vidrio moderadamente recristalizado. Meteorización
incipiente.
Textura: Porfírica.
Fenocristales: Plagioclasa. Definidos por su tamaño, 0.5-1 mm, euhedrales-subhedrales alterados por seanh, ep y arcillas. Con macla de carlsbad-albita.
Masa Fundamental: Fuerte presencia de microlitos de plg, con moderadas evidencias de recristalización
(extinción azulanómala) entremezclados con chl y probable anh.
Tipo de Roca
Corte
CY-0303C
Tabla D.6: (continuación)
ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes
D-14
Epidota
Principalmente en MF y escasamente en
plg. Mineral de alto relieve
Calcita
(Mineral Amarillo)
Sericita
Clorita
Incipiente
Cuarzo
Cuarzo
Asociado a la recristalizacion intensa de la
MF.
Hidroxidos de Fe
Zonas de forma subhedral-globular rojo
tierra relacionadas a la alteración de mx de
Fe previos
Arcillas
Metamorfismo de bajo grado
o alteración propilítica
Meteorización incipiente
Metamorfismo de bajo grado?
Meteorización incipiente
Recristalización
Meteorización
******************
******************
******************
ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION
Minerales de alteración
Eventos de Alteración
Minerales de Mena
******************
Sericita
Propilítica Moderada
Anhidrita
Ep+Chl+Calc+Anh+se
en MF y alterando a plg
Supérgena
Clorita
Arcillas
Azul Berlín ppalmente reemplazando la MF
Epidota
Granular muy fina -> apariencia
microgranular fina y oscura. También con
forma de botroides y habito de "corbata de
pajaro".
Calcita
En MF y cerca bordes plg
Arcillas
Estructuras
******************
******************
Vetilla:
Rellena con limonitas y goethita
relacionada a oxidación In Situ
******************
Mineralogía Magnética
Magnetita
2 familias:
Diseminada en MF, predominantemente
anhedral
<0.05 mm.
Asociada a máficos. Euhedral-subhedral,
<0.5 mm
Hematita(o maghemita?)
En bordes y fracturas de las magnetitas
Mas fuerte que el anterior -> Se reconocen
texturas probablemente asociadas a
maghemitización
Limonitas
Magnetita
2 familias:
Diseminada en MF, predominantemente
anhedral
<0.05 mm.
Asociada a maficos. Euhedral-subhedral,
<0.5 mm
Hematita(o maghemita?)
En bordes y fracturas -> debil
Limonitas
En MF como manchones pardoamarillentos:
incipiente
Limonita
Color gris azul, baja birrefrigencia
Goethita
Color gris, fuertes reflejos internos naranjos
Hematita
Color rojo -> terrosa. Escasas chispas
blancas
Magnetita
Cristales irregulares, en algunos casos
desgarrados y diseminados. Oxidados en
bordes y fracturas -> a luz transmitida se
observan de color rojo mas abundante cerca
de zonas con mayor cantidad de chl
Hematita
Producto de oxidación.
Probable maghemita.
ANEXO E:
CATEGORIZACION (según Cannell et al., 2005) Y
MICROFOTOGRAFIAS DE VETILLAS ASOCIADAS A
LAS MUESTRAS ANALIZADAS DEL YACIMIENTO EL
TENIENTE
E-1
E-2
Figura E.1: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Teniente Sub-6.
ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005)
E-3
Figura E.2: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Regimiento.
ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005)
E-4
Figura E.3: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Esmeralda.
ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005)
E-5
Figura E.4: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Dacita Teniente.
ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005)
E-6
Figura E.5: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes a los sondajes utilizados en el estudio.
ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005)
ANEXO E: El Teniente. Microfotografías de vetillas
Figura E.6: (a.1) y (a.2) Vetilla ondeada de Anh-Qz-Chl. Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (b.1) y
(b.2) Intersección vetilla fina de Qz granular-<Anh cortada por vetilla gruesa de Anh-Qz-Chl-Ccp-Se. Nícoles // y X,
respectivamente. (c) Vetilla de cristales finos de biotita clara. Nícoles //. (d) Vetilla de Anh-<Qz fina, de bordes
irregulars cortada por vetilla de Bt-<Ccp. Nícoles //.
E-7
ANEXO E: El Teniente. Microfotografías de vetillas
Figura E.7: (e.1) y (e.2) Vetilla de Anh-Qz-Chl-Ccp, predominantemente granular y de bordes irregulares.
Microfotografías nícoles // y X, respectivamente. (f.1) y (f.2) Vetilla de Chl-Anh-<Qz fino. (g.1) y (g.2) Vetilla de
Anh gruesa-Se-Qz microcristalino, con halo silíceo granular no simétrico. Nícoles // y X para cada una de las
microfotografías, respectivamente.
E-8
ANEXO E: El Teniente. Microfotografías de vetillas
Figura E.8: (h) Vetilla de Chl-Anh-Ccp de espaciamiento irregular, que corta vetilla fina de Anh-<Qz. Una segunda
vetilla paralela a la primera muestra la misma asociación mineralógica, predominantemente granular y de bordes
irregulares. Microfotografías nícoles //. (i) Vetilla de Anh-Qz cristalino-Chl-Ccp-<Bn entrecrecidos. Nícoles //. (j.1)
y (j.2) Vetilla de Anh gruesa-<Qz, con halo silíceo difuso. Nícoles // y X, respectivamente. (k) Microvetillas de
biotita, rectas y finas. Nícoles //. (l) Vetilla gruesa de Qz-<Anh gruesa, que afectan al Pórfido Dacítico Teniente.
Nícoles X.
E-9
ANEXO E: El Teniente. Microfotografías de vetillas
Figura E.9: (m.1) y (m.2) Vetilla de Anh-Qz granular-Ccp, con halo sericítico bien definido y simétrico. (n.1) y
(n.2) Vetilla recta de Anh-<Qz granular-Moli sin halo definido. (o.1) y (o.2) Vetilla de Qz cristalino-Anh-<Ccp.
Microfotografías nícoles // y X, respectivamente para cada una de las vetillas.
E-10
ANEXO E: El Teniente. Microfotografías de vetillas
Figura E.10: (p.1) y (p.2) Vetilla de Anh-Qz recta, con halo silíceo difuso y/o granular disimétrico. (q.1) y (q.2)
Vetillas de Qz granular y/o en mosaico; y Qz granular-Anh, donde la segunda presenta un halo sericítico difuso.
Microfotografías a nícoles // y X, respectivamente. (r.1) y (r.2) Vetilla de Ccp-Anh recta. Nícoles // y Luz reflejada,
respectivamente.
E-11
ANEXO F:
ANALISIS DE MICROSONDA PARA OXIDOS DE Fe-Ti,
PLAGIOCLASA
Y
CHUQUICAMATA
Y
BIOTITA,
EL
TENIENTE.
ELEMENTOS
F-1
YACIMIENTOS
MAPAS
DE
ANEXO F: Cálculo de la fórmula estructural de óxidos de Fe-Ti
1.
Características Análisis EPMA
El análisis de los óxidos de Fe-Ti fue realizado por medio de una MICROSONDA ELECTRÓNICA modelo
CAMECA SX50, con las siguientes condiciones analíticas: corriente, 20nA; potencial de corriente, 15keV; y
díametro del haz, 4 m. El tiempo de conteo por elemento fue de aproximadamente 20-40 segundos y la
precisión analítica es ±0.1 wt.%. Para el Cr2O5, la precisión analítica disminuye (±0.5 wt.%) con un 95%
de nivel de confianza. Las correcciones fueron hechas a través de una rutina CAMECA PAP.
2.
Cálculo Fórmula Estructural óxidos de Fe-Ti
La fórmula estructural de los óxidos de estructura romboedral (ilmenita-hematita) se calculó en base a 6
oxígenos y 4 cationes. Para los miembros finales se consideró que la valencia nominal en el sitio
octaedral es 3, por lo tanto, si existe sustitución de Ti4+, deben considerarse reemplazos acoplados por
cationes divalentes. Para óxidos cúbicos, la fórmula estructural es en base a 4 oxígenos y 3 cationes. En
este caso, en respuesta a las variaciones de Ti4+, los sitios octahedrales pueden ocuparse
indistintamente por cationes divalentes o trivalentes, por lo que habrá reemplazos acoplados similares a
los previamente descritos en respuesta a la sustitución de Ti4+ por cationes trivalentes. El cálculo de la
fómula estructural del rutilo se realizó en base a 4 oxígenos y 2 cationes, para así analizar el
comportamiento catiónico de composiciones intermedias del diagrama FeO-Fe2O3-TiO2. En el caso del
esfeno, se utilizaron 3 cationes y 5 oxígenos y para maghemita 2.7 cationes y 4 oxígenos, según
metodología propuesta por Mucke (2003), dada la pérdida de Fe2+ involucrada en el proceso de
oxidación al que se asocia este mineral.
3.
Cálculo Porcentajes de FeO y Fe2O3 en óxidos de Fe-Ti
La metodología utilizada en este estudio para el cálculo de los porcentajes de FeO y Fe2O3 en óxidos
de Fe-Ti se describe a continuación.
¾ Datos:
% wtAxOy =% Peso en óxidos (RESULTADOS DE MICROSONDA)
PM
=
Peso molecular óxidos componentes (PM)
¾ Cálculo de la proporción molecular de óxidos componentes:
Sea AxOy componente del óxido de Fe-Ti analizado y % wtFeO(T) contenido total de Fe en el mineral
Ÿ Pr.MolAxOy = % wtAxOy / PMAxOy
Con
PMAxOy = X*PAA + Y*PAO
Con
Y = Nº oxígenos en óxido
¾ Cálculo de la proporción atómica de óxígeno
Ÿ Pr.AtAxOy = Pr.MolAxOy * Y
? Ft.Ox= 6 (Pr.At)OXIDOS
Donde CN: Factor de oxígeno
F-2
ANEXO F: Cálculo de la fórmula estructural de óxidos de Fe-Ti
¾ Cálculo de la proporción catiónica de cada óxido componente
Ÿ Cat.CorrAxOy = Pr.MolAxOy * Ft.Ox
? CN= 6 (Cat.Corr)OXIDOS
Donde CN: Cationes de normalización y
Ft.NormC= (Nº cationes Fórmula Estructural) / CN
¾ Cálculo de la proporción catiónica normalizada
Ÿ Cat.Norm AZ+ = Cat.CorrAxOy * Ft.NormC
¾ Cálculo de la carga normalizada
Ÿ Carga.Norm AZ+ = Cat.Norm * Z+
Con Z+ = Carga del catión componente en el óxido
? Fe 3+= (2* Nº oxígeno Fórmula Estructural)- 6 (Carga.Norm)CATIONES
Finalmente:
Fe2O3 = FeO(t) * [ Fe3+/ (Fe2++ Fe3+) ]*1.11134
FeO = FeO(t) * [ Fe3+/ (Fe2++ Fe3+) ]
F-3
-
98.82
6
4
0.00
0.60
0.00
2.79
0.49
0.11
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
-
TOTAL
Oxígeno
Catión
4+
Ti4+
Al3+
3+
Fe2+
Mn2+
2+
Ca2+
Na+
+
Cr3+
V3+
4.00
ILMHT
TOTAL
Mineral
K
Mg
Fe
Si
0.02
V2O3
0.02
MgO
Cr2O3
2.43
MnO
0.00
11.16
FeO
K2O
69.99
Fe2O3
0.00
0.00
Al2O3
0.00
15.18
TiO2
Na2O
0.01
SiO2
CaO
Ox1
NOMBRE
HMILM
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.02
0.55
1.10
0.64
0.00
1.68
0.00
4
6
100.12
-
0.04
0.00
0.07
0.06
0.24
12.87
25.90
16.72
0.00
44.21
0.01
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.97
-
0.04
0.00
0.07
0.01
0.00
0.11
30.70
68.90
0.01
0.11
0.02
MT
3.01
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.02
1.98
0.00
0.00
0.00
3.01
4
99.99
-
0.03
0.01
0.00
0.01
0.05
0.23
31.51
68.03
0.06
0.00
0.05
Ox4
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
98.69
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.18
30.51
67.90
0.02
0.00
0.06
Ox5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.54
-
0.02
0.00
0.01
0.06
0.00
0.09
30.77
68.54
0.00
0.00
0.05
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
100.35
-
0.07
0.00
0.00
0.00
0.00
0.21
30.97
69.04
0.01
0.05
0.00
Ox2
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
0.99
0.00
0.00
0.00
0.05
0.04
0.94
0.99
3.01724
5
100.24
-
0.04
0.01
0.00
28.24
0.00
0.08
0.00
1.93
1.01
38.48
30.46
Ox3
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.99
1.97
0.01
0.01
0.00
3
4
F-4
99.32
-
0.03
0.00
0.07
0.08
0.00
0.24
30.64
67.55
0.23
0.44
0.03
Ox4
ILM-PSB
3.60
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.14
0.30
2.47
0.00
0.67
0.00
3.6
5.5
97.19
-
0.02
0.01
0.08
0.06
0.17
3.39
7.35
67.77
0.00
18.28
0.06
Ox5
C2
Ox3
C1
Ox2
00Fi01b06B
00Fi01b06B
ILM-PSB
3.55
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.06
0.11
2.84
0.00
0.53
0.00
3.55
5.5
99.20
-
0.07
0.00
0.04
0.02
0.01
1.55
2.73
79.84
0.06
14.85
0.04
Ox6
ILM-PSB
3.50
-
0.00
0.00
0.01
0.01
0.02
0.77
0.34
0.72
0.00
1.64
0.00
3.5
5.5
99.27
-
0.00
0.00
0.06
0.13
0.25
20.16
8.94
21.35
0.00
48.38
0.00
Ox7
Tabla F.1: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Fiesta).
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.99
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
99.21
-
0.01
0.02
0.00
0.06
0.00
0.12
30.65
68.19
0.08
0.06
0.03
Ox9
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.31
-
0.04
0.00
0.01
0.00
0.04
0.48
30.25
68.43
0.06
0.00
0.00
Ox1
C5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
99.22
-
0.04
0.01
0.02
0.03
0.00
0.23
30.49
68.31
0.02
0.04
0.04
Ox2
00Fi01b06B
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.01
0.00
0.00
3
4
98.20
-
0.02
0.02
0.01
0.00
0.04
0.20
30.15
67.62
0.12
0.00
0.01
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.98
0.01
0.00
0.00
3
4
99.39
-
0.06
0.02
0.00
0.02
0.04
0.03
30.79
68.14
0.17
0.11
0.00
Ox1b
C6
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.98
1.93
0.07
0.00
0.00
3
4
98.59
-
0.04
0.00
0.04
0.00
0.06
0.28
30.32
66.36
1.46
0.00
0.02
Ox2
00Fi01b06B
Ox3
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.99
0.01
0.00
0.00
3
4
99.61
-
0.00
0.00
0.04
0.02
0.01
0.27
30.54
68.48
0.17
0.00
0.08
0.00
0.54
1.63
0.09
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
-
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
Mineral
TOTAL
V
Ca
Ox2
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.65
2.64
0.00
0.68
0.00
4
6
100.25
-
0.10
0.03
0.01
0.00
0.00
0.41
15.00
67.42
0.00
17.24
0.04
HMILM ILMHT
4.00
1.73
Ti4+
Fe
0.00
Si4+
4
0.00
Cr2O3
Catión
0.00
K2O
6
0.00
Na2O
Oxígeno
0.00
CaO
-
0.12
MgO
99.13
2.13
MnO
TOTAL
38.02
FeO
V2O3
0.00
13.94
TiO2
Fe2O3
44.92
SiO2
Al2O3
Ox1
0.00
NOMBRE
Tabla F.1: (continuación)
2.73
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.64
1.61
0.00
0.47
0.00
2.73
4
99.97
-
0.09
0.01
0.08
0.00
0.05
0.20
21.56
60.38
0.00
17.60
0.00
Ox5
Ox6
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.11
1.65
0.45
0.00
1.78
0.00
4
6
100.26
-
0.00
0.03
0.03
0.00
0.04
2.68
39.05
11.69
0.00
46.75
0.00
Ox7
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.02
0.64
2.63
0.00
0.69
0.00
4
6
98.36
-
0.04
0.01
0.07
0.00
0.03
0.54
14.48
65.99
0.01
17.19
0.00
Ox8
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.12
1.65
0.44
0.00
1.78
0.00
4
6
98.76
-
0.00
0.00
0.06
0.00
0.09
2.67
38.44
11.30
0.00
46.21
0.00
ILMHT HMILM ILMHT HMILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.57
2.83
0.00
0.58
0.00
4
6
98.26
-
0.03
0.02
0.00
0.00
0.00
0.32
12.70
70.60
0.04
14.55
0.00
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
99.51
-
0.06
0.00
0.00
0.02
0.03
0.00
30.87
68.43
0.03
0.06
0.00
Ox2
F-5
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
0.99
0.00
0.00
0.00
0.04
0.06
0.93
0.99
3.02
5
99.81
-
0.00
0.01
0.06
28.12
0.00
0.13
0.00
1.73
1.53
37.88
30.35
Ox3
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
1.49
0.97
0.00
1.51
0.00
4
6
99.62
-
0.04
0.00
0.07
0.07
0.00
0.25
34.70
25.16
0.00
39.27
0.05
Ox3b
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
1.53
0.90
0.00
1.55
0.00
4
6
99.08
-
0.04
0.00
0.00
0.05
0.00
0.37
35.50
23.14
0.00
39.96
0.02
Ox4
HT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.98
0.00
0.01
0.00
3
4
99.15
-
0.00
0.00
0.02
0.04
0.02
0.00
30.94
67.76
0.00
0.30
0.06
Ox5
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.20
1.68
0.19
0.00
1.90
0.00
4
6
99.40
-
0.06
0.01
0.01
0.28
0.01
4.74
39.53
4.96
0.00
49.76
0.04
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.02
0.01
0.24
1.62
0.24
0.00
1.88
0.01
4
6
99.87
-
0.01
0.00
0.01
0.41
0.08
5.51
38.23
6.18
0.00
49.30
0.15
Ox6
C2
C1
Ox4
00Fi0205
00Fi0205
HMILM TTMGH
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.10
1.66
0.46
0.00
1.77
0.00
4
6
99.43
-
0.02
0.00
0.01
0.02
0.11
2.22
38.93
12.03
0.00
46.07
0.01
Ox3
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
Ox7
ILM
4.00
-
0.00
0.01
0.01
0.01
0.00
0.09
1.83
0.10
0.00
1.95
0.00
4
6
94.05
-
0.04
0.11
0.11
0.10
0.00
1.93
40.73
2.56
0.00
48.41
0.07
Ox8
TTMGH
2.73
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.11
1.11
0.46
0.00
1.04
0.00
2.73
4
99.89
-
0.06
0.00
0.03
0.18
0.04
3.86
38.20
17.55
0.00
39.91
0.07
Ox9
Ox10
-
0.03
0.00
0.04
18.53
0.01
0.19
5.95
0.00
2.94
51.27
21.23
-
0.10
0.02
0.01
0.00
0.00
0.00
30.69
68.18
0.11
0.00
0.01
Ox11
SPH
3.07
-
0.00
0.00
0.00
1.01
0.00
0.00
0.02
0.02
0.19
0.80
1.03
3.07
5
SPH
2.95
-
0.00
0.00
0.00
0.66
0.00
0.01
0.17
0.00
0.12
1.29
0.71
2.95
5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
98.28 100.19 99.12
-
0.03
0.02
0.03
28.57
0.00
0.03
0.59
0.92
4.94
32.06
31.09
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.17
1.58
0.47
0.00
1.76
0.00
4
6
98.53
-
0.04
0.00
0.00
0.03
0.21
3.98
36.61
12.01
0.00
45.61
0.03
Ox12
0.83
0.00
2.15
0.01
0.08
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
-
Ti4+
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
3.09
PSB-ILM
TOTAL
Mineral
V
Ca
Fe
3.09
0.00
Oxígeno
Si4+
5
TOTAL
Catión
-
99.76
V2O3
0.05
Cr2O3
0.13
CaO
0.00
0.07
MgO
0.00
2.33
MnO
K2O
0.42
FeO
Na2O
0.00
69.65
TiO2
Fe2O3
27.05
SiO2
Al2O3
Ox2
0.05
NOMBRE
SPH
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.92
0.00
0.01
0.00
0.10
0.03
0.97
0.97
3
5
95.68
-
0.00
0.01
0.05
25.03
0.03
0.17
0.15
3.80
0.71
37.41
28.32
Ox3
Tabla F.1: (continuación)
SPH
3.01
-
0.00
0.00
0.00
0.94
0.00
0.01
0.01
0.07
0.04
0.94
1.00
3.01
5
95.34
-
0.03
0.00
0.00
25.64
0.00
0.18
0.50
2.79
0.93
36.30
28.97
Ox4
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
0.98
0.00
0.00
0.01
0.05
0.03
0.93
1.01
3.02
5
95.59
-
0.00
0.00
0.05
26.58
0.00
0.17
0.36
2.10
0.86
35.98
29.50
Ox5
SPH
3.07
-
0.00
0.00
0.00
1.01
0.00
0.00
0.01
0.05
0.18
0.81
1.01
3.07
5
98.41
-
0.00
0.01
0.02
28.35
0.00
0.12
0.48
2.13
4.49
32.45
30.38
Ox7
SPH
3.12
-
0.00
0.00
0.00
0.92
0.00
0.00
0.28
0.01
0.06
0.90
0.95
3.12
5
97.25
-
0.01
0.01
0.03
24.40
0.00
0.02
9.66
0.51
1.47
34.10
27.04
RT
1.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.09
0.00
0.90
0.00
1
1.95
98.69
-
0.02
0.00
0.02
0.14
0.00
0.00
0.01
9.25
0.00
89.23
0.02
Ox9
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.20
1.56
0.45
0.00
1.78
0.00
4
6
98.19
-
0.00
0.03
0.05
0.06
0.12
4.53
36.04
11.49
0.00
45.88
0.00
Ox11
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.19
1.57
0.47
0.00
1.77
0.00
4
6
97.66
-
0.01
0.00
0.00
0.12
0.08
4.28
36.04
11.91
0.00
45.21
0.02
Ox12
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.21
1.62
0.31
0.00
1.84
0.00
4
6
98.56
-
0.00
0.00
0.00
0.21
0.09
4.75
37.74
7.98
0.00
47.73
0.05
Ox13
F-6
SPH
3.01
-
0.00
0.00
0.00
0.97
0.00
0.00
0.00
0.05
0.03
0.94
1.01
3.01
5
95.97
-
0.01
0.00
0.02
26.55
0.01
0.17
0.08
2.07
0.70
36.73
29.61
Ox14 Ox15
0.61
1.70
0.00
0.11
Ox1
0.05
-
0.01
0.00
-
0.04
0.00
0.03
0.01
0.00
0.00
30.95
68.80
0.03
0.05
0.01
SPH
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.62
0.00
0.00
0.34
0.06
0.00
1.34
0.63
3
5
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
1.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.02
0.94
1.01
3.02
5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
97.90 99.02 99.92
-
0.00
0.01
0.04
16.15 28.15
0.00
0.12
11.51 0.09
2.38
0.01
50.00 37.68
17.69 30.63
Ox2
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
99.37
-
0.01
0.00
0.00
0.05
0.03
0.01
30.82
68.27
0.09
0.06
0.03
Ox32
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.24
1.57
0.37
0.00
1.81
0.00
4
6
98.81
-
0.06
0.01
0.00
0.13
0.03
5.41
36.57
9.60
0.00
46.99
0.03
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.29
1.56
0.27
0.00
1.86
0.00
4
6
99.13
-
0.05
0.02
0.01
0.07
0.09
6.78
36.44
7.09
0.00
48.56
0.01
Ox4
C5
C4
Ox8
00Fi0205
00Fi0205
Ox10
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
Ox5
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.27
1.56
0.33
0.00
1.83
0.00
4
6
99.17
-
0.02
0.01
0.00
0.13
0.00
6.19
36.41
8.70
0.00
47.67
0.03
Ox7
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.99
1.99
0.01
0.00
0.00
3
4
98.96
-
0.02
0.00
0.02
0.04
0.00
0.09
30.54
68.11
0.11
0.00
0.03
Ox8
Ox1
0.10
0.04
0.00
-
0.05
0.02
0.08
0.04
0.02
0.00
MT
3.00
-
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
98.57 98.96
-
0.03
0.15
0.00
0.07
0.00
0.00
30.20 30.28
68.00 68.34
0.04
0.00
0.09
Ox3
0.06
0.00
0.04
-
0.06
0.02
0.00
0.04
0.02
0.06
3.13
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
MGH
2.70
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.10
2.59
0.00
0.00
0.00
2.7
4
98.90 98.55
-
0.07
0.00
0.06
0.02
0.00
0.11
30.34
68.18 95.12
0.07
0.00
0.04
Ox2
C6
00Fi0205
0.00
TiO2
-
V2O3
0.00
0.00
2.00
0.99
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
-
Ti4+
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
3
0.00
Catión
Si4+
4
Oxígeno
3.00
MT
TOTAL
Mineral
V
Ca
Fe
-
0.07
0.03
0.00
0.00
0.01
0.18
HT
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3.97
0.01
0.00
0.01
4
6.00
98.78 100.47
0.01
Cr2O3
TOTAL
0.04
CaO
0.01
0.09
MgO
K2O
0.00
MnO
Na2O
0.00
FeO
0.00
30.33
Fe2O3
0.12
0.05
68.24 99.93
Al2O3
0.00
Ox2
0.13
0.00
SiO2
Ox3
ILM
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.01
0.01
0.14
1.62
0.44
0.00
1.79
0.00
4
6
98.11
-
0.00
0.01
0.06
0.16
0.08
3.23
37.41
11.19
0.00
45.96
0.01
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
0.97
0.00
0.01
0.02
0.03
0.04
0.94
1.01
3.02
5
94.26
-
0.06
0.00
0.04
26.07
0.00
0.20
0.81
1.33
0.87
35.86
29.02
Ox1
SPH
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.94
0.00
0.00
0.01
0.05
0.04
0.94
1.01
3
5
94.12
-
0.03
0.00
0.02
25.24
0.00
0.08
0.44
1.95
1.00
36.07
29.29
OxZ1
C10
C9
NOMBRE Ox1
00Fi0205
00Fi0205
Tabla F.1: (continuación)
SPH
3.02
-
0.00
0.00
0.00
0.98
0.00
0.00
0.03
0.02
0.03
0.94
1.02
3.02
5
95.84
-
0.01
0.00
0.04
26.90
0.00
0.13
0.96
0.61
0.66
36.74
29.79
OxZ2
Ox1
Ox2
3.20
-
0.00
0.00
0.01
0.42
0.00
0.02
0.20
1.48
0.03
0.54
0.51
3.2
5
98.03
-
0.00
0.02
0.08
10.02
0.00
0.47
5.95
49.67
0.69
18.28
12.86
Ox3
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.47
1.33
0.32
0.00
1.84
0.00
4
6
98.57
-
0.00
0.02
0.03
0.00
0.40
10.90
31.08
8.30
0.01
47.82
0.02
Ox4
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.07
0.48
2.87
0.01
0.57
0.00
4
6
98.06
-
0.05
0.01
0.04
0.02
0.09
1.55
10.72
71.39
0.08
14.09
0.02
ILMHT SPH-ILM HMILM ILMHT
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.02
0.01
0.07
0.49
2.78
0.00
0.61
0.00
4
6
97.25
-
0.04
0.00
0.09
0.32
0.10
1.63
11.00
68.82
0.06
15.13
0.05
C4
00Fi01c09B
Ox5
F-7
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.97
0.00
0.01
0.00
3
4
99.75
-
0.06
0.00
0.01
0.08
0.05
0.13
31.01
67.92
0.10
0.40
0.00
Ox6
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.02
1.95
0.00
0.02
0.00
3
4
99.56
-
0.05
0.01
0.00
0.03
0.00
0.13
31.51
66.92
0.09
0.78
0.04
MT
3.00
-
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3
4
99.35
-
0.19
0.00
0.00
0.00
0.00
0.14
30.80
68.08
0.05
0.05
0.03
Ox1
C3
00Fi01c09B
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.55
-
0.03
0.04
0.01
0.00
0.03
0.23
30.54
68.55
0.00
0.12
0.00
Ox2
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.69
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.13
30.85
68.64
0.02
0.02
0.02
Ox3
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.00
1.98
0.00
0.01
0.00
3
4
99.42
-
0.05
0.01
0.00
0.09
0.03
0.18
30.84
67.84
0.05
0.24
0.10
Ox4
HMILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.02
0.01
0.83
1.01
0.25
0.00
1.88
0.00
4
6
98.73
-
0.01
0.00
0.00
0.39
0.09
19.28
23.73
6.39
0.01
48.81
0.02
Ox6
-
0.03
0.02
0.07
0.00
0.00
0.27
30.70
68.11
0.07
0.40
0.00
Ox7
-
0.00
0.00
0.00
0.07
0.03
0.04
1.50
0.14
0.01
96.44
0.01
SPH
3.03
-
0.00
0.00
0.00
1.01
0.00
0.00
0.02
0.02
0.03
0.94
1.01
3.03
5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
1.98
0.00
0.01
0.00
3
4
RT
2.02
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.00
0.00
1.98
0.00
2.02
4
99.46 99.65 98.23
-
0.05
0.02
0.02
28.51
0.02
0.17
0.73
0.71
0.77
37.87
30.59
Ox5
C1
00Fi01c09B
Ox8
Ox9
4.00
-
0.00
0.01
0.00
0.01
0.01
0.82
1.04
0.22
0.00
1.89
0.00
4
6
98.82
-
0.01
0.08
0.00
0.12
0.08
19.06
24.45
5.81
0.00
49.19
0.04
ILMHT HMILM
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.37
3.22
0.00
0.39
0.00
4
6
99.51
-
0.04
0.00
0.00
0.05
0.00
0.32
8.39
80.95
0.01
9.76
0.00
0.18
6.00
4.00
0.00
1.87
0.00
0.26
1.60
0.23
0.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
Oxígeno
Catión
Si4+
4+
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
4.00
ILM
TOTAL
Mineral
V
Ca
Fe
Ti
0.31
0.00
0.00
0.00
0.05
0.06
5.21
2.54
0.00
0.27
0.00
0.00
0.00
0.02
0.31
4.86
9.23
0.03
0.43
0.00
0.00
0.00
0.01
0.13
0.42
67.72
ILM
3.99
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.22
1.69
0.10
0.00
1.96
0.00
4.00
6.00
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.02
0.58
2.70
0.00
0.67
0.00
4.00
6.00
An5
4.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.64
2.59
0.00
0.72
0.00
4.00
6.00
98.84
0.32
0.00
0.00
0.00
0.00
0.06
0.73
14.51
65.36
0.06
18.12
0.00
An6
2.85
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.19
0.00
0.96
0.00
1.65
0.02
2.85
5.00
97.59
0.26
0.00
0.02
0.00
0.30
0.09
5.87
0.00
33.37
0.09
57.42
0.43
3.38
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.00
2.79
0.00
0.56
0.00
3.40
5.35
99.44
0.51
0.10
0.00
0.00
0.00
0.02
0.51
0.00
82.16
0.00
16.56
0.09
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.56
2.73
0.00
0.65
0.00
4.00
6.00
99.26
0.51
0.11
0.00
0.00
0.00
0.01
0.69
12.68
69.26
0.00
16.51
0.00
An8
An9
An10 An11 An12
0.00 0.07
0.00 0.02
0.01 0.01
0.10
0.02
0.01
An13
0.30 0.29
0.04 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.14 0.00
0.00 0.00
0.07 0.01
0.21
0.08
0.00
0.00
0.00
0.03
0.10
0.41
0.03
0.00
0.00
0.00
0.02
0.86
13.61
67.15
0.00
17.44
0.00
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
2.01
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
MT
MT
3.00 3.00
0.01 0.01
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.01 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
0.96 0.97
2.02 2.01
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.00
3.00 3.00
4.00 4.00
F-8
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
ILMHT
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.60
2.65
0.00
0.69
0.00
4.00
6.00
100.32 99.77 99.73 100.26 99.11
0.17
0.00
0.00
0.00
0.07
0.00
0.09
30.56 29.92 30.22 30.44
69.55 69.59 69.41 69.47
0.00
0.00
0.04
An14
An1
0.34
0.00
0.00
0.00
0.08
0.11
5.46
35.65
11.87
0.00
47.23
0.00
PSB
2.99
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.25
0.19
1.06
0.00
1.47
0.01
3.00
5.00
ILM
4.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.23
1.50
0.45
0.00
1.79
0.00
4.00
6.00
100.21 100.40
0.40
0.10
0.00
0.00
0.11
0.04
7.58
5.71
36.19
0.00
50.34
0.14
An2
An3
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.73
2.42
0.00
0.80
0.00
4.00
6.00
99.08
0.37
0.09
0.00
0.00
0.01
0.00
0.60
16.68
61.24
0.03
20.42
0.00
An4
An5
0.52
0.05
0.00
0.00
0.00
0.04
0.95
13.37
68.44
0.08
17.64
0.05
An6
0.47
0.05
0.00
0.00
0.00
0.13
2.01
20.90
48.81
0.03
27.27
0.00
3.99
0.02
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.04
0.61
2.63
0.00
0.70
0.00
4.00
6.00
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.58
2.66
0.01
0.69
0.00
4.00
6.00
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.09
0.91
1.91
0.00
1.06
0.00
4.00
6.00
100.15 100.63 99.20
0.39
0.14
0.00
0.00
0.00
0.07
0.82
13.96
67.25
0.06
17.85
0.00
An7
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.14
1.04
1.55
0.00
1.24
0.00
4.00
6.00
98.94
0.46
0.03
0.00
0.00
0.00
0.04
3.24
23.95
39.86
0.01
31.78
0.03
An8
4.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.54
2.77
0.00
0.63
0.00
4.00
6.00
99.62
0.52
0.03
0.00
0.00
0.00
0.01
0.59
12.36
70.49
0.02
16.11
0.00
An9
3.11
0.01
0.00
0.00
0.00
0.02
0.01
0.14
0.66
0.78
0.00
1.50
0.00
3.12
5.00
100.00
0.29
0.02
0.00
0.00
0.42
0.17
4.04
19.81
25.76
0.00
49.77
0.00
TTMGH ILMHT ILMHT ILMHT ILMHT HMILM ILMHT PSB-ILM
2.80
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.11
1.41
0.09
0.00
1.16
0.00
2.80
4.00
100.88
0.30
0.00
0.00
0.00
0.00
0.28
3.81
48.70
3.47
0.00
44.59
0.02
D2
D1
An7
CH3985
CH3985-80.05
ILM ILMHT ILMHT ILM-RT ILMHT ILMHT
3.99
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.21
1.57
0.35
0.00
1.84
0.00
4.00
6.00
100.01 99.17 100.27 98.30
V2O3
TOTAL
0.04
0.01
CaO
Cr2O3
0.46
MgO
0.00
5.45
MnO
0.04
37.89 39.90 37.35 13.19
FeO
K2O
6.76
Fe2O3
Na2O
0.00
Al2O3
0.00
49.33 51.39 48.49 16.72
An4
0.07
TiO2
An3
0.02
SiO2
0.02
An2
0.02
NOMBRE An1
Tabla F.1: (continuación)
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
6.00
4.00
0.00
0.79
0.00
2.46
0.66
0.05
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
TOTAL
Oxígeno
Catión
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
0.02
3.99
ILMHT
V3+
TOTAL
Mineral
Ca
Fe
0.52
99.93
V2O3
0.03
Cr2O3
0.02
CaO
0.00
0.11
MgO
0.00
1.11
MnO
K2O
15.30
FeO
Na2O
0.07
63.12
20.16
TiO2
Fe2O3
0.01
SiO2
Al2O3
An10
NOMBRE
Tabla F.1: (continuación)
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.97
0.01
0.02
0.00
3.00
4.00
100.28
0.22
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.09
31.06
68.36
0.12
0.60
0.04
An11
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.99
1.99
0.00
0.01
0.00
3.00
4.00
100.33
0.19
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.08
30.83
69.07
0.08
0.27
0.00
An12
TTMGH
2.79
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.13
1.34
0.22
0.00
1.10
0.00
2.80
4.00
99.64
0.26
0.02
0.00
0.00
0.02
0.16
4.35
45.44
8.15
0.01
41.50
0.00
An13
TTMGH
2.79
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.08
1.20
0.58
0.00
0.92
0.00
2.80
4.00
99.87
0.32
0.00
0.00
0.00
0.00
0.23
2.78
40.45
21.87
0.00
34.54
0.00
ILMHT
4.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.61
2.63
0.00
0.70
0.00
4.00
6.00
100.18
0.39
0.05
0.00
0.00
0.01
0.03
0.81
14.07
67.27
0.06
17.88
0.00
An15
ILMHT
3.98
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.52
2.82
0.00
0.61
0.00
4.00
6.00
100.44
0.43
0.03
0.00
0.00
0.03
0.04
0.67
11.94
72.14
0.05
15.53
0.00
An17
F-9
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
2.00
0.01
0.00
0.00
3.00
4.00
99.78
0.22
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.10
30.34
69.13
0.15
0.03
0.00
An18
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.98
2.01
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
99.94
0.24
0.05
0.00
0.00
0.00
0.03
0.07
30.32
69.36
0.08
0.00
0.04
An1
TTMGH
2.75
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.04
0.16
1.25
0.11
0.00
1.19
0.00
2.76
4.00
99.97
0.18
0.00
0.00
0.00
0.21
0.75
5.43
43.39
4.26
0.00
45.87
0.05
An2
ILM
4.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.05
0.38
1.28
0.52
0.00
1.75
0.00
4.00
6.00
100.39
0.31
0.00
0.00
0.00
0.10
0.70
8.85
30.50
13.79
0.03
46.40
0.01
An3
ILMHT
3.99
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
0.05
0.60
2.58
0.01
0.72
0.00
4.00
6.00
100.47
0.42
0.07
0.00
0.00
0.04
0.27
1.07
13.86
66.49
0.09
18.57
0.00
TTMGH
2.69
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.03
0.60
1.47
0.00
0.57
0.00
2.70
4.00
99.95
0.37
0.07
0.00
0.00
0.09
0.21
1.09
20.50
56.04
0.02
21.94
0.00
An4
ILM
4.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.02
0.05
0.22
1.43
0.50
0.00
1.76
0.00
4.00
6.00
99.60
0.31
0.02
0.00
0.00
0.31
0.72
5.12
33.87
13.27
0.00
46.25
0.03
An5
D2
D2
An14
CH4369-169.3
CH3985-80.05
An16
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
An6
PSB-ILM
3.17
0.02
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.03
0.00
2.59
0.00
0.54
0.00
3.19
5.00
100.83
0.47
0.03
0.00
0.00
0.19
0.18
0.75
0.00
82.55
0.03
17.10
0.00
An7
MT
3.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.97
2.00
0.01
0.00
0.00
3.00
4.00
100.58
0.30
0.06
0.00
0.00
0.00
0.05
0.25
30.25
69.66
0.21
0.05
0.05
An8
MT
2.99
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.96
2.01
0.01
0.00
0.00
3.00
4.00
100.11
0.33
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.29
30.02
69.51
0.15
0.08
0.02
0.00
1.99
0.99
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
-
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
3.00
MT
TOTAL
Mineral
V
Ca
Fe
0.00
Al3+
Catión
Ti4+
3
Oxígeno
0.00
4
TOTAL
Si4+
-
98.80
V2O3
0.01
Cr2O3
0.01
CaO
0.05
0.00
MgO
0.00
0.08
MnO
K2O
30.45
FeO
Na2O
0.06
68.05
TiO2
Fe2O3
0.00
SiO2
Al2O3
Ox1
0.08
NOMBRE
Ox2
HT
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4
6
100.68
-
0.06
0.00
0.00
0.00
0.00
0.10
0.05
MGH
2.90
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.69
2.20
0.00
0.00
0.00
2.9
4
99.69
-
0.01
0.04
0.03
0.00
0.02
0.01
21.97
77.51
0.04
0.00
0.06
Ox3
Ox4
MGH
2.70
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.13
2.48
0.03
0.00
0.05
2.7
4
100.10
-
0.06
0.11
0.00
0.05
0.16
0.08
4.30
93.33
0.62
0.01
1.38
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.30
-
0.02
0.00
0.07
0.00
0.03
0.17
30.37
68.60
0.01
0.00
0.04
Ox2
RT
2.01
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.00
1.98
0.00
2.01
4
100.49
-
0.00
0.03
0.00
0.03
0.02
0.03
0.41
0.70
0.00
99.16
0.10
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.23
-
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
0.10
30.66
68.45
0.00
0.00
0.01
Ox3
F-10
MGH
2.70
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.09
2.59
0.00
0.00
0.00
2.7
4
99.40
-
0.00
0.02
0.04
0.00
0.00
0.13
3.11
95.96
0.00
0.04
0.10
Ox4
C2
C1
100.34
0.00
0.00
0.13
Pe0101
Pe0101
Ox5
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
99.05
-
0.03
0.03
0.09
0.00
0.02
0.19
30.08
68.55
0.03
0.00
0.03
Ox6
HT
4.01
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4.01
6
98.78
-
0.00
0.06
0.06
0.00
0.00
0.12
0.00
98.43
0.01
0.00
0.11
Ox1
MGH
2.90
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.68
2.20
0.00
0.00
0.00
2.9
4
99.61
-
0.03
0.03
0.07
0.00
0.00
0.20
21.62
77.63
0.00
0.00
0.03
C3
HT
4.01
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4.01
6
99.40
-
0.02
0.06
0.05
0.00
0.03
0.15
0.00
98.87
0.04
0.05
0.12
Ox2
Pe0101
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
98.99
-
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.21
30.51
68.23
0.00
0.00
0.00
Ox1
Tabla F.2: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Pórfido Este menos alterado).
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
Ox2
HT
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4
6
98.67
-
0.09
0.02
0.00
0.04
0.03
0.08
0.00
98.27
0.00
0.00
0.15
C4
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.99
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
98.36
-
0.00
0.02
0.03
0.01
0.01
0.15
30.17
67.94
0.02
0.00
0.01
Ox3
Pe0101
Ox4
HT
4.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4
6
98.09
-
0.00
0.00
0.05
0.00
0.02
0.08
0.00
97.67
0.05
0.01
0.22
Ox1
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
98.90
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.05
30.64
68.18
0.02
0.00
0.01
MT
3.00
-
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.98
2.00
0.00
0.00
0.00
3
4
98.92
-
0.04
0.00
0.08
0.02
0.03
0.12
30.20
68.42
0.00
0.00
0.02
Ox2
C5
Pe0101
Ox3
HT
4.00
-
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.98
0.00
0.00
0.01
4
6
98.83
-
0.01
0.00
0.02
0.02
0.00
0.09
0.00
98.44
0.00
0.11
0.14
0.00
13.38
33.11
7.92
0.02
0.07
0.00
0.00
0.00
0.00
100.37
6.00
4.00
0.00
1.74
0.00
0.51
1.40
0.34
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
Cr2O3
V2O3
TOTAL
Oxígeno
Catión
4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
2+
Mn2+
Mg2+
2+
Na+
K+
Cr3+
3+
4.00
ILM
TOTAL
Mineral
V
Ca
Fe
Si
0.03
45.84
SiO2
An2
NOMBRE
ILMHT
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.02
1.03
1.91
0.00
1.04
0.00
4.00
6.00
97.72
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.01
0.37
23.21
47.89
0.01
26.13
0.08
An3
3.60
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.13
2.14
0.00
0.33
0.00
3.60
5.00
99.43
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.00
0.09
28.88
60.98
0.00
9.45
0.00
An5
PSRT PSB-ILM
2.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.00
0.00
1.98
0.00
2.02
4.00
101.47
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.03
1.48
0.04
0.00
99.88
0.04
An4
SPH
3.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.89
0.00
0.00
0.00
0.23
0.08
0.83
0.99
3.03
5.00
97.84
0.00
0.00
0.16
0.00
24.61
0.07
0.00
0.06
8.92
2.04
32.67
29.31
An6
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
100.45
0.00
0.05
0.00
0.00
0.00
0.00
0.09
31.17
69.04
0.00
0.10
0.00
An7
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
99.64
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.16
30.90
68.42
0.03
0.03
0.08
An8
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.02
1.90
0.06
0.02
0.00
3.00
4.00
99.59
0.00
0.04
0.00
0.00
0.00
0.03
0.12
31.66
65.66
1.34
0.69
0.04
F-11
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.01
1.96
0.01
0.01
0.00
3.00
4.00
100.18
0.00
0.04
0.00
0.00
0.00
0.05
0.04
31.47
67.97
0.14
0.43
0.05
ILM
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.42
1.35
0.44
0.00
1.78
0.00
4.00
6.00
100.23
0.00
0.06
0.00
0.00
0.03
0.05
9.80
31.95
11.63
0.00
46.71
0.00
An11
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.19
1.60
0.00
1.20
0.00
4.00
6.00
99.16
0.00
0.03
0.01
0.00
0.02
0.02
0.14
27.32
41.02
0.00
30.60
0.01
An13
HMILM HMILM
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.15
1.13
1.40
0.00
1.30
0.00
4.00
6.00
99.80
0.00
0.02
0.00
0.00
0.19
0.09
3.45
26.34
36.10
0.02
33.57
0.03
An12
PSB
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.54
0.90
0.00
1.55
0.01
3.00
5.00
99.08
0.00
0.00
0.00
0.05
0.02
0.00
0.12
16.34
30.22
0.06
52.10
0.17
An14
ILM
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.29
1.40
0.58
0.00
1.71
0.00
4.00
6.00
98.95
0.00
0.00
0.00
0.00
0.23
0.06
6.77
32.58
15.02
0.00
44.29
0.00
An15
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.00
1.98
0.02
0.00
0.00
3.00
4.00
99.47
0.00
0.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.16
30.86
67.94
0.41
0.07
0.01
An16
An17
A-1
A-2
0.00
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.01
0.00
0.00
3.00
4.00
99.86
0.00
0.07
0.00
0.00
0.00
0.00
0.13
30.88
68.64
0.13
0.00
0.11
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.98
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
99.83
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.07
31.14
68.35
0.09
0.07
0.02
0.67
0.28
0.00
0.10
0.07
0.33
A-4
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.13
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.08
0.00 13.39
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
HT
3.99
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3.93
0.02
0.00
0.04
3.99
6.00
MGH
2.80
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.41
2.37
0.00
0.00
0.01
2.80
4.00
99.70 99.51 99.57
0.00
0.05
0.00
0.00
0.00
0.00
0.05
30.94
68.59 98.43 85.60
0.03
0.03
A-3
D3
An10
D3
An9
An2-4001A
An1-2001A
Tabla F.3: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en sectores aledaños al yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Antena).
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
100.65
0.00
0.08
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
31.33
69.04
0.09
0.10
0.00
A-5
Tabla F.3: (continuación)
4.00
3.00
0.00
0.16
0.00
1.68
1.11
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.00
MT
Oxígeno
Catión
Si4+
Ti4+
3+
Fe3+
Fe2+
Mn2+
2+
Ca2+
Na+
+
Cr3+
V3+
TOTAL
Mineral
K
Mg
Al
99.86
TOTAL
0.00
CaO
0.00
0.00
MgO
0.04
1.34
MnO
V2O3
34.73
FeO
Cr2O3
58.23
Fe2O3
0.00
0.04
Al2O3
0.00
5.47
TiO2
K2O
0.01
SiO2
Na2O
B-1
% OXIDO
HT
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
3.97
0.01
0.00
0.01
4.00
6.00
100.13
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.30
99.46
0.10
0.03
0.23
B-2
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
100.17
0.00
0.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.11
31.03
68.88
0.05
0.05
0.00
B-3
F-12
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
1.02
1.94
0.00
0.03
0.00
3.00
4.00
99.29
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.27
31.46
66.54
0.06
0.94
0.03
B-4
D3
HT
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.04
0.10
3.71
0.01
0.12
0.02
4.00
6.00
100.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.84
2.37
93.23
0.13
2.96
0.47
B-5
An2-4001A
MT
3.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
1.00
1.99
0.00
0.00
0.00
3.00
4.00
99.60
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
30.98
68.50
0.07
0.00
0.04
B-6
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
B-7
HT
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.03
0.00
0.27
1.42
0.57
0.00
1.71
0.01
4.00
6.00
98.70
0.00
0.00
0.00
0.00
0.46
0.05
6.13
33.05
14.63
0.01
44.22
0.15
B-8
HT
4.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.34
1.41
0.50
0.00
1.75
0.00
4.00
6.00
100.20
0.00
0.03
0.00
0.00
0.01
0.02
7.89
33.25
13.08
0.00
45.91
0.01
ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para apatitos
Tabla F.4: Resultados de microsonda para apatitos en rocas del Pórfido Este y la Granodiorita Fiesta.
00Fi0205
% OXIDO
SiO2
00Fi01b09
Pe0101
C2ap1
C4ap3
C5ap4
C9ap2
C9ap3
C1ap3
C6ap1
C7apHOx
0.10
0.18
0.17
0.20
0.13
0.12
0.06
0.10
TiO2
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Al2O3
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
FeO
1.46
0.44
2.38
7.68
1.77
0.97
0.66
0.09
MgO
0.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
MnO
0.12
0.00
0.03
0.17
0.00
0.07
0.06
0.16
CaO
54.87
54.14
53.48
51.03
53.79
55.39
54.74
54.34
Na2O
0.10
0.08
0.31
0.31
0.11
0.13
0.14
0.02
SrO
0.00
0.00
0.04
0.06
0.06
0.08
0.05
0.04
La2O3
0.17
0.27
0.05
0.14
0.21
0.15
0.15
0.25
Ce2O3
0.54
0.28
0.42
0.47
0.34
0.00
0.13
0.39
F
2.19
2.12
2.24
1.53
2.10
1.85
2.35
2.33
Cl
0.93
1.15
1.20
1.56
1.09
0.82
0.32
0.24
P
5.930
5.966
5.857
5.662
5.953
5.889
5.979
6.013
H2O(C)
0.52
0.46
0.37
0.60
0.50
0.69
0.58
0.61
O=F
0.92
0.89
0.94
0.64
0.88
0.78
0.99
0.98
O=Cl
0.21
0.26
0.27
0.35
0.25
0.18
0.07
0.05
TOTAL
Si
101.80
99.31
99.74
101.18
100.54
100.40
100.12
99.61
4+
0.02
0.03
0.03
0.04
0.02
0.02
0.01
0.02
4+
Ti
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Al/AlIV
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
VI
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Fe2+
0.21
0.06
0.34
1.19
0.25
0.14
0.09
0.01
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Al
Mg
2+
Mn
2+
0.02
0.00
0.01
0.02
0.00
0.01
0.01
0.02
9.83
9.89
9.85
9.56
9.75
10.05
9.88
9.83
+
0.03
0.03
0.10
0.10
0.04
0.04
0.05
0.01
2+
Sr
0.00
0.00
0.00
0.01
0.01
0.01
0.01
0.00
La3+
0.01
0.02
0.00
0.01
0.01
0.01
0.01
0.02
3+
Ce
0.03
0.02
0.03
0.03
0.02
0.00
0.01
0.02
F
1.16
1.15
1.22
0.84
1.12
0.99
1.25
1.24
Cl
0.26
0.33
0.35
0.46
0.31
0.23
0.09
0.07
P
5.93
5.97
5.86
5.66
5.95
5.89
5.98
6.01
Ca2+
Na
OH
0.58
0.52
0.43
0.70
0.57
0.78
0.65
0.69
™ CATIONICA
18.08
18.02
18.22
18.50
18.05
18.16
18.04
17.95
XMg
0.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
F-13
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.5: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Sub-6 en la mina El Teniente.
ETM1101B
C1
%OXIDO
SiO2
1
2
2b
C2
4
5
1
2
3
C3
4
5
1
2
3
C4
4
5
1
2
C6
4
1
3
36.16 37.13 37.10 37.18 36.60 36.84 36.04 37.01 36.38 37.09 37.37 36.59 37.53 36.44 37.32 36.55 37.03 37.08 36.05 37.72
TiO2
2.36 2.42 2.06 2.37 2.19 2.26 2.06 2.49 2.08 2.49 2.31 2.27 2.03 2.21 1.86 1.83 2.41 1.76 2.22 2.01
Al2O3
17.01 16.58 16.45 16.93 16.79 16.40 18.09 16.57 17.04 16.13 16.17 16.76 16.14 16.99 16.69 17.32 16.96 17.06 17.76 17.05
Cr2O3
0.02 0.02 0.11 0.00 0.08 0.00 0.04 0.02 0.07 0.00 0.01 0.02 0.00 0.00 0.08 0.00 0.02 0.00 0.05 0.00
FeO
15.54 15.57 15.76 15.55 15.62 15.30 16.20 15.61 15.90 15.61 16.09 15.65 15.41 14.96 15.70 16.04 15.08 15.13 16.06 15.59
MnO
0.05 0.10 0.06 0.13 0.03 0.15 0.16 0.03 0.00 0.10 0.02 0.12 0.07 0.11 0.11 0.13 0.16 0.08 0.10 0.10
MgO
12.96 12.37 13.12 12.73 12.75 12.83 12.98 13.12 13.22 12.99 12.60 12.72 12.75 12.87 13.27 12.41 12.75 12.86 12.34 12.61
CaO
0.04 0.09 0.02 0.12 0.00 0.02 0.05 0.03 0.05 0.02 0.00 0.01 0.03 0.00 0.04 0.11 0.04 0.01 0.03 0.06
BaO
0.06 0.00 0.00 0.10 0.00 0.01 0.00 0.03 0.12 0.00 0.02 0.00 0.10 0.13 0.02 0.00 0.01 0.08 0.06 0.00
Na2O
0.01 0.04 0.05 0.11 0.00 0.10 0.29 0.05 0.00 0.07 0.08 0.02 0.14 0.07 0.13 0.15 0.04 0.11 0.13 0.01
K2O
9.58 9.38 8.83 9.11 9.67 9.36 8.90 9.42 9.17 9.35 9.39 9.26 9.22 9.36 9.26 9.37 9.55 9.50 9.59 9.25
F
0.00 0.11 0.07 0.25 0.00 0.00 0.15 0.18 0.13 0.36 0.33 0.18 0.22 0.13 0.00 0.18 0.36 0.51 0.29 0.16
Cl
0.13 0.11 0.16 0.14 0.17 0.19 0.12 0.10 0.13 0.13 0.10 0.16 0.12 0.16 0.08 0.14 0.10 0.07 0.15 0.14
H2O*
3.91 3.87 3.88 3.83 3.90 3.88 3.88 3.86 3.86 3.75 3.77 3.81 3.81 3.82 3.96 3.83 3.77 3.69 3.78 3.88
SubTotal 97.83 97.79 97.65 98.56 97.80 97.35 98.96 98.52 98.16 98.09 98.26 97.58 97.58 97.25 98.54 98.04 98.30 97.93 98.61 98.57
O=F,Cl
0.03 0.07 0.06 0.13 0.04 0.04 0.09 0.10 0.09 0.18 0.16 0.11 0.12 0.09 0.02 0.11 0.17 0.23 0.15 0.10
TOTAL
97.80 97.72 97.59 98.43 97.76 97.30 98.87 98.42 98.07 97.91 98.10 97.46 97.46 97.16 98.52 97.93 98.13 97.70 98.45 98.47
Si4+
5.51 5.64 5.63 5.60 5.57 5.62 5.42 5.58 5.52 5.63 5.66 5.58 5.71 5.56 5.62 5.56 5.59 5.62 5.47 5.66
Ti4+
0.27 0.28 0.23 0.27 0.25 0.26 0.23 0.28 0.24 0.28 0.26 0.26 0.23 0.25 0.21 0.21 0.21 0.27 0.20 0.25
IV
2.49 2.36 2.37 2.40 2.43 2.38 2.58 2.42 2.48 2.37 2.34 2.42 2.29 2.44 2.38 2.44 2.41 2.38 2.53 2.34
AlVI
0.56 0.60 0.57 0.61 0.58 0.57 0.63 0.53 0.56 0.51 0.55 0.59 0.60 0.62 0.58 0.66 0.61 0.67 0.64 0.68
AlTOTAL
3.05 2.97 2.94 3.01 3.01 2.95 3.21 2.95 3.05 2.88 2.89 3.01 2.89 3.06 2.96 3.10 3.02 3.05 3.17 3.02
Al
3+
Cr
0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00
Fe2+
1.98 1.98 2.00 1.96 1.99 1.95 2.04 1.97 2.02 1.98 2.04 1.99 1.96 1.91 1.98 2.04 1.91 1.92 2.04 1.96
Mn2+
0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01
2+
2.94 2.80 2.97 2.86 2.89 2.92 2.91 2.95 2.99 2.94 2.85 2.89 2.89 2.93 2.98 2.81 2.87 2.91 2.79 2.82
Mg
Ca2+
0.01 0.01 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01
Ba2+
0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Na+
0.00 0.01 0.01 0.03 0.00 0.03 0.08 0.02 0.00 0.02 0.02 0.01 0.04 0.02 0.04 0.05 0.01 0.03 0.04 0.00
+
K
1.86 1.82 1.71 1.75 1.88 1.82 1.71 1.81 1.77 1.81 1.81 1.80 1.79 1.82 1.78 1.82 1.84 1.84 1.85 1.77
F
0.00 0.05 0.03 0.12 0.00 0.00 0.07 0.09 0.06 0.17 0.16 0.09 0.11 0.06 0.00 0.09 0.17 0.24 0.14 0.07
Cl
0.03 0.03 0.04 0.03 0.04 0.05 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.04 0.02 0.04 0.03 0.02 0.04 0.03
OH*
3.97 3.92 3.93 3.85 3.96 3.95 3.90 3.89 3.90 3.80 3.82 3.87 3.86 3.89 3.98 3.88 3.80 3.74 3.82 3.89
TOTAL
19.63 19.51 19.52 19.52 19.61 19.57 19.63 19.57 19.60 19.56 19.55 19.56 19.53 19.58 19.59 19.61 19.55 19.59 19.64 19.49
Fe/Fe+Mg 0.40 0.41 0.40 0.41 0.41 0.40 0.41 0.40 0.40 0.40 0.42 0.41 0.40 0.39 0.40 0.42 0.40 0.40 0.42 0.41
F-14
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.5: (continuación)
ETM1301C
C1
%OXIDO
1
2
3
ETM1201C
C2
4
5
1
2
3
C3
4
5
1
2
3a
C4
3b
4
5
2
3
C1
C3-5
2
3
SiO2
37.62 36.75 36.32 37.12 37.16 36.89 36.57 36.46 36.44 36.57 36.95 35.46 36.26 36.47 35.87 36.17 36.47 35.50 36.17 37.55 36.55
TiO2
1.93 2.44 2.36 2.36 2.20 2.13 2.30 2.55 2.24 2.23 2.00 1.34 2.00 1.89 2.11 2.25 2.20 2.16 2.65 2.53 3.01
Al2O3
17.22 17.49 17.48 16.71 17.10 15.96 17.04 17.46 17.40 17.26 17.00 17.94 17.30 17.70 17.52 17.35 17.30 17.02 16.53 16.13 16.81
Cr2O3
0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.02 0.00 0.02 0.00 0.00 0.06 0.00 0.03 0.00 0.04 0.00 0.00
FeO
15.73 15.41 15.99 15.35 14.82 14.67 15.64 15.79 14.95 15.88 14.55 16.56 15.33 15.89 15.50 15.55 15.54 15.28 15.36 15.40 15.72
MnO
0.01 0.07 0.25 0.04 0.18 0.19 0.12 0.16 0.07 0.10 0.12 0.08 0.00 0.13 0.11 0.09 0.00 0.16 0.04 0.12 0.00
MgO
12.45 12.49 12.10 12.75 12.84 12.19 12.00 12.05 12.73 12.36 12.67 13.74 12.84 12.41 11.98 12.17 12.16 12.04 12.31 12.99 12.28
CaO
0.04 0.00 0.00 0.05 0.02 0.00 0.00 0.00 0.07 0.05 0.00 0.09 0.03 0.06 0.08 0.00 0.00 0.07 0.03 0.00 0.06
BaO
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.05 0.07 0.00 0.03 0.01 0.12 0.00 0.12 0.04 0.00 0.02 0.20 0.03 0.13
Na2O
0.19 0.09 0.00 0.25 0.06 0.17 0.07 0.11 0.09 0.13 0.13 0.15 0.03 0.03 0.02 0.15 0.05 0.08 0.08 0.10 0.23
K2O
9.27 9.49 9.56 9.08 9.44 9.20 9.32 9.47 9.43 9.20 8.81 7.13 8.84 9.46 9.51 9.53 9.51 9.48 9.57 9.18 9.31
F
0.02 0.31 0.04 0.51 0.00 0.20 0.09 0.00 0.42 0.00 0.31 0.00 0.38 0.53 0.16 0.11 0.40 0.49 0.47 0.00 0.22
Cl
0.14 0.03 0.16 0.15 0.12 0.14 0.19 0.21 0.11 0.16 0.14 0.10 0.07 0.12 0.13 0.17 0.14 0.11 0.17 0.15 0.15
H2O*
3.95 3.82 3.89 3.68 3.94 3.73 3.83 3.90 3.72 3.91 3.74 3.90 3.72 3.67 3.79 3.83 3.70 3.59 3.64 3.93 3.81
SubTotal 98.57 98.39 98.20 98.03 97.89 95.49 97.25 98.26 97.73 97.86 96.46 96.53 96.92 98.38 96.96 97.39 97.50 96.01 97.25 98.11 98.27
O=F,Cl
0.04 0.14 0.06 0.25 0.03 0.12 0.08 0.05 0.20 0.04 0.16 0.02 0.17 0.25 0.09 0.08 0.20 0.23 0.23 0.03 0.13
TOTAL
98.53 98.25 98.15 97.78 97.86 95.37 97.17 98.21 97.53 97.83 96.30 96.51 96.74 98.13 96.86 97.31 97.30 95.78 97.02 98.08 98.14
Si4+
5.65 5.55 5.52 5.62 5.61 5.72 5.59 5.53 5.54 5.55 5.65 5.42 5.55 5.53 5.51 5.53 5.57 5.52 5.56 5.67 5.54
Ti4+
0.22 0.28 0.27 0.27 0.25 0.25 0.26 0.29 0.26 0.25 0.23 0.15 0.23 0.22 0.24 0.26 0.25 0.25 0.31 0.29 0.34
AlIV
2.35 2.45 2.48 2.38 2.39 2.28 2.41 2.47 2.46 2.45 2.35 2.58 2.45 2.47 2.49 2.47 2.43 2.48 2.44 2.33 2.46
VI
0.70 0.66 0.64 0.60 0.66 0.64 0.67 0.64 0.66 0.64 0.71 0.66 0.67 0.69 0.69 0.66 0.68 0.64 0.55 0.54 0.55
Al
AlTOTAL
3.05 3.11 3.13 2.98 3.04 2.92 3.07 3.12 3.12 3.09 3.06 3.23 3.12 3.16 3.17 3.13 3.11 3.12 2.99 2.87 3.01
3+
Cr
0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Fe2+
1.98 1.94 2.03 1.94 1.87 1.90 2.00 2.00 1.90 2.02 1.86 2.12 1.96 2.02 1.99 1.99 1.98 1.99 1.98 1.94 1.99
Mn2+
0.00 0.01 0.03 0.00 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.00 0.02 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01 0.02 0.00
2+
2.79 2.81 2.74 2.88 2.89 2.82 2.74 2.72 2.88 2.80 2.89 3.13 2.93 2.80 2.74 2.77 2.77 2.79 2.82 2.92 2.78
Mg
Ca2+
0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01
Na+
0.06 0.03 0.00 0.07 0.02 0.05 0.02 0.03 0.03 0.04 0.04 0.05 0.01 0.01 0.01 0.04 0.01 0.03 0.02 0.03 0.07
+
K
1.78 1.83 1.85 1.75 1.82 1.82 1.82 1.83 1.83 1.78 1.72 1.39 1.72 1.83 1.86 1.86 1.85 1.88 1.88 1.77 1.80
Ba2+
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01
F
0.01 0.15 0.02 0.24 0.00 0.10 0.04 0.00 0.20 0.00 0.15 0.00 0.18 0.25 0.08 0.05 0.19 0.24 0.23 0.00 0.11
Cl
0.04 0.01 0.04 0.04 0.03 0.04 0.05 0.05 0.03 0.04 0.04 0.03 0.02 0.03 0.03 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04 0.04
OH*
3.95 3.84 3.94 3.72 3.97 3.86 3.91 3.95 3.77 3.96 3.81 3.97 3.80 3.71 3.89 3.90 3.77 3.73 3.73 3.96 3.86
TOTAL
19.52 19.55 19.57 19.53 19.53 19.51 19.52 19.55 19.57 19.56 19.47 19.52 19.53 19.59 19.59 19.60 19.55 19.62 19.58 19.51 19.54
Fe/Fe+Mg 0.41 0.41 0.43 0.40 0.39 0.40 0.42 0.42 0.40 0.42 0.39 0.40 0.40 0.42 0.42 0.42 0.42 0.42 0.41 0.40 0.42
F-15
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.5: (continuación)
ETM1201C
C1
%OXIDO
4
ETM1501A
C3
5
1
2
05a
3
4
1
00a
2
00
01
04a
02
03
01
04
01
02
04a
04
01
02
01
00
01
02
03
SiO2
37.34 36.55 38.08 36.30 36.84 36.43 36.13 36.84 37.89 37.81 38.04 37.28 36.45 37.27 39.09 36.97 36.28 36.67 37.33 36.81 37.62 36.65
TiO2
1.83 2.35 2.71 2.75 2.50 2.19 2.08 2.22 2.37 2.05 2.86 2.42 1.97 2.51
Al2O3
16.90 16.87 15.88 16.75 16.90 17.19 16.49 16.89 16.27 17.59 18.19 17.48 17.11 17.18 16.74 17.60 18.02 18.58 16.67 18.10 17.28 18.10
2.35
0.05
1.96 1.60 1.73
Cr2O3
0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.02 0.00 0.14 0.03 0.02 0.00 0.03 0.00 0.01
FeO
15.90 16.37 15.78 15.65 16.63 15.79 14.96 16.11 13.76 14.10 14.30 13.86 14.22 14.50 13.71 13.72 14.02 13.77 13.89 14.44 14.72 14.50
0.17
0.10 0.00 0.00
2.57 1.93 2.70 2.33
0.17 0.21 0.03
0.00 0.10 0.00 0.00
MnO
0.11 0.05 0.18 0.01 0.17 0.06 0.16 0.08 0.08 0.15 0.19 0.26 0.04 0.16
MgO
12.68 12.05 13.05 12.43 12.92 12.32 12.52 12.56 13.33 13.47 13.84 13.60 12.91 13.38 14.00 13.70 13.92 13.41 13.26 12.95 13.56 13.27
0.08 0.10 0.10 0.18
CaO
0.07 0.03 0.03 0.01 0.08 0.11 0.00 0.07 0.01 0.03 0.04 0.09 0.06 0.02
0.00
0.00 0.40 0.04
BaO
0.00 0.06 0.15 0.04 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.17 0.00 0.06 0.00 0.00
0.00
0.14 0.09 0.00
0.10 0.00 0.00 0.16
Na2O
0.12 0.18 0.06 0.07 0.15 0.17 0.03 0.10 0.09 0.08 0.15 0.02 0.12 0.13
0.13
0.10 0.17 0.04
0.13 0.05 0.00 0.19
K2O
9.42 9.37 8.94 9.24 9.33 9.43 9.52 9.32 9.20 9.23 9.50 9.22 9.49 9.50
9.33
9.57 8.93 9.78
9.20 9.59 9.56 9.63
F
0.38 0.11 0.22 0.22 0.00 0.11 0.00 0.02 0.18 0.29 0.27 0.40 0.29 0.49
0.43
0.25 0.42 0.52
0.25 0.31 0.34 0.34
Cl
0.12 0.15 0.10 0.13 0.14 0.15 0.07 0.07 0.12 0.14 0.15 0.16 0.15 0.14
0.12
0.15 0.13 0.12
0.14 0.11 0.14 0.13
H2O*
3.77 3.84 3.87 3.79 3.97 3.85 3.85 3.94 3.85 3.86 3.96 3.78 3.74 3.74
3.85
3.84 3.74 3.72
3.81 3.82 3.85 3.82
0.00 0.15 0.04 0.10
SubTotal 98.63 97.98 99.06 97.37 99.68 97.86 95.82 98.36 97.18 98.99 101.48 98.67 96.53 99.04 99.97 98.27 97.92 98.41 97.44 98.47 99.91 99.40
O=F,Cl
0.19 0.08 0.12 0.12 0.03 0.08 0.02 0.03 0.10 0.15 0.15 0.21 0.16 0.24
TOTAL
98.45 97.90 98.94 97.24 99.65 97.78 95.80 98.34 97.08 98.83 101.33 98.47 96.37 98.80 99.76 98.13 97.71 98.17 97.31 98.32 99.73 99.23
Si4+
5.63 5.57 5.70 5.55 5.52 5.55 5.60 5.57 5.73 5.62 5.52 5.57 5.59 5.57
5.74
5.55 5.48 5.50
5.65 5.53 5.57 5.47
Ti4+
0.21 0.27 0.31 0.32 0.28 0.25 0.24 0.25 0.23 0.31 0.27 0.23 0.28 0.26
0.22
0.18 0.19 0.29
0.22 0.30 0.26 0.28
AlIV
2.37 2.43 2.30 2.45 2.48 2.45 2.40 2.43 2.27 2.38 2.48 2.43 2.41 2.43
2.26
2.45 2.52 2.50
2.35 2.47 2.43 2.53
VI
0.64 0.60 0.50 0.57 0.50 0.63 0.61 0.59 0.63 0.71 0.64 0.65 0.68 0.60
0.63
0.67 0.68 0.79
0.62 0.73 0.59 0.66
3.01 3.03 2.80 3.02 2.98 3.08 3.01 3.01 2.90 3.08 3.11 3.08 3.09 3.03
2.90
3.12 3.20 3.29
2.97 3.21 3.02 3.18
3+
Cr
0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.01
0.01 0.00 0.00
0.00 0.01 0.00 0.00
Fe2+
2.01 2.09 1.98 2.00 2.08 2.01 1.94 2.04 1.74 1.75 1.74 1.73 1.82 1.81
1.68
1.72 1.77 1.73
1.76 1.81 1.82 1.81
Mn2+
0.01 0.01 0.02 0.00 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.00 0.02
0.02
0.02 0.03 0.00
0.01 0.01 0.01 0.02
2+
Al
AlTOTAL
Mg
0.21
0.14 0.21 0.24
0.14 0.16 0.17 0.17
2.85 2.74 2.91 2.83 2.89 2.80 2.89 2.83 3.00 2.99 3.00 3.03 2.95 2.98
3.06
3.07 3.13 3.00
2.99 2.90 2.99 2.95
Ca2+
0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00
0.00
0.00 0.06 0.01
0.00 0.02 0.01 0.02
Ba2+
0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00
0.00
0.01 0.01 0.00
0.01 0.00 0.00 0.01
Na
0.04 0.05 0.02 0.02 0.04 0.05 0.01 0.03 0.03 0.02 0.04 0.01 0.03 0.04
0.04
0.03 0.05 0.01
0.04 0.01 0.00 0.06
K+
1.81 1.82 1.71 1.80 1.78 1.83 1.88 1.80 1.77 1.75 1.76 1.76 1.86 1.81
1.75
1.83 1.72 1.87
1.77 1.84 1.81 1.83
F
0.18 0.05 0.11 0.11 0.00 0.05 0.00 0.01 0.09 0.14 0.12 0.19 0.14 0.23
0.20
0.12 0.20 0.24
0.12 0.15 0.16 0.16
Cl
0.03 0.04 0.03 0.03 0.03 0.04 0.02 0.02 0.03 0.03 0.04 0.04 0.04 0.03
0.03
0.04 0.03 0.03
0.04 0.03 0.04 0.03
OH*
3.79 3.91 3.87 3.86 3.97 3.91 3.98 3.97 3.88 3.83 3.84 3.77 3.82 3.73
3.77
3.84 3.77 3.73
3.85 3.82 3.81 3.81
TOTAL
19.58 19.58 19.45 19.54 19.62 19.60 19.60 19.57 19.45 19.49 19.51 19.50 19.59 19.56 19.45 19.59 19.63 19.60 19.48 19.57 19.52 19.62
+
Fe/Fe+Mg 0.41 0.43 0.40 0.41 0.42 0.42 0.40 0.42 0.37 0.37 0.37 0.36 0.38 0.38
F-16
0.35
0.36 0.36 0.37
0.37 0.38 0.38 0.38
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.5: (continuación)
ETM1501A
%OXIDO
SiO2
03
02
01
00
ETM0302A
05
00
ETM1601A
01
01
00
07
01
01
00
02
00
1
01
00
5
01
00
2
01
00
6
01
00
01
38.15 38.08 36.90 37.95 38.60 38.38 38.38 37.95 37.93 39.06 37.78 38.26 37.71 37.34 38.12 37.71 38.62 37.82
TiO2
2.29
Al2O3
16.97 16.75 17.34 17.35 17.07 16.65 15.81 16.49 16.46 15.02 16.29 17.05 16.56 16.62 17.08 16.86 15.52 16.33
2.51 2.35 2.30 1.79 2.16 2.07 1.79 1.76 1.99 1.78 1.90
0.00 0.03 0.07 0.08 0.00 0.00 0.09 0.03 0.03 0.05 0.02
2.08 2.19 1.73 1.92 1.95 1.91
Cr2O3
0.00
FeO
12.84 14.23 14.01 13.61 15.34 15.63 13.73 15.62 14.92 14.74 14.91 15.47 14.22 15.30 15.31 15.57 14.98 14.71
0.18 0.17 0.15 0.19 0.00 0.11 0.20 0.11 0.14 0.13 0.04
0.00 0.02 0.04 0.01 0.04 0.00
MnO
0.14
MgO
13.65 13.82 13.36 13.36 11.98 12.04 13.53 13.29 13.65 14.22 13.95 13.74 13.95 13.96 14.09 13.57 14.53 14.03
0.11 0.16 0.34 0.16 0.12 0.14
CaO
0.05
0.05 0.10 0.04 0.10 0.04 0.30 0.09 0.09 0.02 0.12 0.07
BaO
0.00
0.05 0.01 0.06 0.00 0.00 0.05 0.06 0.12 0.03 0.00 0.11
0.16 0.05 0.06 0.00 0.15 0.00
Na2O
0.05
0.05 0.00 0.08 0.07 0.06 0.21 0.04 0.06 0.04 0.00 0.12
0.09 0.05 0.11 0.09 0.02 0.04
0.06 0.04 0.05 0.03 0.05 0.00
K2O
9.49
9.27 8.62 9.20 8.97 9.36 8.63 9.17 9.33 8.70 8.88 8.98
9.42 9.14 8.93 9.04 8.60 9.31
F
0.11
0.05 0.54 1.03 0.40 0.42 0.00 0.20 0.02 0.16 0.27 0.20
0.00 0.56 0.00 0.00 0.27 0.34
Cl
0.11
0.13 0.10 0.14 0.10 0.07 0.15 0.09 0.10 0.10 0.10 0.08
0.10 0.13 0.11 0.04 0.10 0.12
H2O*
3.93
3.99 3.68 3.50 3.79 3.78 3.93 3.89 3.96 3.91 3.83 3.94
3.98 3.71 4.03 4.01 3.87 3.81
SubTotal
97.79 99.16 97.21 98.82 98.45 98.60 96.90 98.96 98.55 98.15 98.09 100.00 98.42 99.30 100.01 99.00 98.82 98.57
O=F,Cl
0.07
TOTAL
97.71 99.11 96.96 98.35 98.26 98.41 96.87 98.86 98.51 98.06 97.96 99.89 98.40 99.03 99.98 98.99 98.68 98.40
Si4+
5.71
5.65 5.58 5.66 5.78 5.76 5.80 5.68 5.69 5.85 5.68 5.65
5.65 5.58 5.63 5.63 5.76 5.67
Ti4+
0.26
0.28 0.27 0.26 0.20 0.24 0.20 0.22 0.20 0.21 0.23 0.25
0.19 0.25 0.19 0.22 0.22 0.22
IV
2.29
2.35 2.42 2.34 2.22 2.24 2.20 2.32 2.31 2.15 2.32 2.35
2.35 2.42 2.37 2.37 2.24 2.33
AlVI
0.70
0.58 0.67 0.71 0.79 0.71 0.61 0.59 0.60 0.50 0.57 0.62
0.57 0.52 0.60 0.59 0.48 0.56
AlTOTAL
2.99
2.93 3.09 3.05 3.01 2.95 2.81 2.91 2.91 2.65 2.89 2.97
2.92 2.93 2.97 2.97 2.73 2.89
3+
Cr
0.00
0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
Fe2+
1.61
1.77 1.77 1.70 1.92 1.96 1.74 1.96 1.87 1.84 1.88 1.91
1.78 1.91 1.89 1.94 1.87 1.85
Mn2+
0.02
0.02 0.02 0.02 0.02 0.00 0.01 0.03 0.01 0.02 0.02 0.01
0.01 0.02 0.04 0.02 0.01 0.02
2+
Al
Mg
0.05 0.25 0.47 0.19 0.19 0.03 0.11 0.03 0.09 0.14 0.10
0.02 0.26 0.03 0.01 0.14 0.17
3.04
3.06 3.01 2.97 2.67 2.69 3.05 2.97 3.05 3.17 3.13 3.03
3.12 3.11 3.10 3.02 3.23 3.14
Ca2+
0.01
0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.05 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01
0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00
Na+
0.02
0.01 0.00 0.02 0.02 0.02 0.06 0.01 0.02 0.01 0.00 0.03
0.02 0.01 0.03 0.03 0.01 0.01
K+
1.81
1.75 1.66 1.75 1.71 1.79 1.66 1.75 1.79 1.66 1.70 1.69
1.80 1.74 1.68 1.72 1.63 1.78
Ba
0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01
0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00
F
0.05
0.02 0.26 0.49 0.19 0.20 0.00 0.09 0.01 0.07 0.13 0.09
0.00 0.26 0.00 0.00 0.13 0.16
Cl
0.03
0.03 0.02 0.04 0.03 0.02 0.04 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02
0.03 0.03 0.03 0.01 0.03 0.03
OH*
3.92
3.95 3.72 3.48 3.78 3.78 3.96 3.88 3.96 3.90 3.85 3.89
3.97 3.70 3.97 3.99 3.85 3.81
TOTAL
19.45 19.49 19.43 19.44 19.37 19.43 19.42 19.54 19.56 19.44 19.52 19.52 19.57 19.58 19.55 19.55 19.48 19.57
2+
Fe/Fe+Mg 0.35
0.37 0.37 0.36 0.42 0.42 0.36 0.40 0.38 0.37 0.37 0.39
F-17
0.36 0.38 0.38 0.39 0.37 0.37
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.6: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Dacita Teniente en la mina El
Teniente.
PDT0601D
C1
%OXIDO
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
1
2
3
C2
4
5
1
2
3
C4
4
5
1
2
3
C5
4
5
6
2
3
4
36.91 37.14 37.16 37.10 37.54 36.97 37.00 36.37 36.62 36.31 36.32 36.14 36.06 36.59 36.89 36.56 36.82 36.78 36.36
2.09 2.11 2.23 2.46 2.66 2.58 2.74 2.61 2.39 1.85 2.75 1.80 1.76 2.10 2.30 2.07 2.57 2.37 1.84
17.65 17.24 17.41 17.54 17.17 16.95 17.29 18.03 17.80 17.51 17.00 17.34 17.45 17.55 17.69 17.27 17.74 17.32 17.61
0.06 0.00 0.00 0.03 0.02 0.01 0.02 0.09 0.04 0.04 0.00 0.00 0.10 0.01 0.00 0.00 0.00 0.15 0.06
12.26 12.32 12.30 12.71 13.13 13.15 12.87 12.73 12.85 13.58 13.08 12.91 12.02 13.36 13.62 13.13 13.07 12.60 12.57
0.09 0.16 0.13 0.09 0.26 0.05 0.02 0.10 0.16 0.20 0.08 0.15 0.05 0.17 0.09 0.07 0.08 0.03 0.17
13.93 14.32 14.19 13.92 14.28 13.63 14.13 13.92 14.01 15.15 13.48 13.75 13.46 13.49 13.80 13.99 14.12 13.78 13.98
0.04 0.07 0.03 0.06 0.02 0.11 0.02 0.21 0.05 0.06 0.02 0.14 0.14 0.10 0.08 0.01 0.10 0.04 0.02
0.00 0.14 0.07 0.16 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 0.08 0.07 0.00 0.15 0.25 0.17 0.00 0.04
0.00 0.00 0.09 0.00 0.05 0.09 0.04 0.05 0.02 0.00 0.02 0.10 0.10 0.00 0.05 0.07 0.02 0.03 0.01
10.10 9.70 9.64 9.55 9.55 9.12 9.58 9.37 9.80 8.28 9.81 9.53 9.38 9.54 9.40 9.65 9.46 9.73 9.76
0.43 0.14 0.70 0.20 0.48 0.29 0.23 0.00 0.20 0.22 0.14 0.52 0.34 0.09 0.65 0.16 0.61 0.00 0.39
0.10 0.06 0.12 0.12 0.11 0.14 0.10 0.11 0.06 0.06 0.13 0.11 0.11 0.09 0.09 0.04 0.13 0.13 0.11
3.74 3.90 3.62 3.87 3.78 3.78 3.87 3.96 3.88 3.85 3.83 3.64 3.68 3.89 3.67 3.87 3.69 3.93 3.73
5
37.39
2.00
17.44
0.06
12.13
0.10
14.13
0.03
0.06
0.00
9.94
0.11
0.13
3.90
SubTotal 97.40 97.31 97.71 97.82 99.04 96.87 97.98 97.54 97.88 97.11 96.68 96.19 94.72 96.98 98.48 97.13 98.58 96.89 96.65 97.42
O=F,Cl
0.21 0.07 0.32 0.11 0.23 0.15 0.12 0.02 0.10 0.11 0.09 0.24 0.17 0.06 0.29 0.07 0.29 0.03 0.19 0.08
TOTAL
97.20 97.24 97.39 97.70 98.81 96.72 97.87 97.51 97.78 97.00 96.59 95.95 94.56 96.92 98.19 97.06 98.29 96.86 96.46 97.34
Si4+
Ti4+
AlIV
AlVI
5.57
0.24
2.43
0.71
5.59
0.24
2.41
0.66
5.59
0.25
2.41
0.67
5.57
0.28
2.43
0.67
5.58
0.30
2.42
0.58
5.60
0.29
2.40
0.63
5.55
0.31
2.45
0.60
5.47
0.30
2.53
0.66
5.50
0.27
2.50
0.65
5.48
0.21
2.52
0.59
5.54
0.32
2.46
0.60
5.54
0.21
2.46
0.68
5.58
0.20
2.42
0.76
5.55
0.24
2.45
0.69
5.53
0.26
2.47
0.66
5.55
0.24
2.45
0.64
5.51
0.29
2.49
0.63
5.57
0.27
2.43
0.66
5.54
0.21
2.46
0.70
5.62
0.23
2.38
0.71
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Ba2+
Na+
K+
F
Cl
OH*
3.14
0.01
1.55
0.01
3.13
0.01
0.00
0.00
1.94
0.21
0.03
3.77
3.06
0.00
1.55
0.02
3.22
0.01
0.01
0.00
1.86
0.07
0.02
3.92
3.09
0.00
1.55
0.02
3.18
0.01
0.00
0.03
1.85
0.33
0.03
3.64
3.10
0.00
1.59
0.01
3.11
0.01
0.01
0.00
1.83
0.10
0.03
3.87
3.01
0.00
1.63
0.03
3.16
0.00
0.00
0.02
1.81
0.22
0.03
3.75
3.03
0.00
1.67
0.01
3.08
0.02
0.00
0.03
1.76
0.14
0.04
3.82
3.05
0.00
1.61
0.00
3.16
0.00
0.00
0.01
1.83
0.11
0.03
3.87
3.19
0.01
1.60
0.01
3.12
0.03
0.00
0.01
1.80
0.00
0.03
3.97
3.15
0.00
1.62
0.02
3.14
0.01
0.00
0.01
1.88
0.10
0.02
3.89
3.11
0.00
1.71
0.03
3.41
0.01
0.00
0.00
1.59
0.11
0.02
3.88
3.06
0.00
1.67
0.01
3.06
0.00
0.00
0.01
1.91
0.07
0.03
3.90
3.14
0.00
1.66
0.02
3.14
0.02
0.00
0.03
1.86
0.25
0.03
3.72
3.18
0.01
1.56
0.01
3.11
0.02
0.00
0.03
1.85
0.17
0.03
3.80
3.14
0.00
1.69
0.02
3.05
0.02
0.00
0.00
1.85
0.04
0.02
3.93
3.13
0.00
1.71
0.01
3.08
0.01
0.01
0.01
1.80
0.31
0.02
3.67
3.09
0.00
1.67
0.01
3.16
0.00
0.01
0.02
1.87
0.08
0.01
3.92
3.13
0.00
1.63
0.01
3.15
0.02
0.01
0.00
1.80
0.29
0.03
3.68
3.09
0.02
1.60
0.00
3.11
0.01
0.00
0.01
1.88
0.00
0.03
3.97
3.16
0.01
1.60
0.02
3.17
0.00
0.00
0.00
1.90
0.19
0.03
3.79
3.09
0.01
1.53
0.01
3.17
0.00
0.00
0.00
1.91
0.05
0.03
3.91
TOTAL
19.59 19.57 19.56 19.52 19.53 19.48 19.54 19.54 19.59 19.55 19.57 19.63 19.56 19.56 19.55 19.62 19.55 19.55 19.62 19.56
Fe/Fe+Mg 0.33 0.33 0.33 0.34 0.34 0.35 0.34 0.34 0.34 0.33 0.35 0.34 0.33 0.36 0.36 0.34 0.34 0.34 0.34 0.33
F-18
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.6: (continuación)
PDT1403B
05a
%OXIDO
02a
PDT0802C
00a
04a
03a
A
01
02
03
04
00
01
02
01
00
02
00
01
02
00
01
02
2
3
4
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
32.53
2.80
13.49
0.00
11.95
0.06
12.58
0.00
0.04
0.15
9.83
0.25
0.11
3.35
32.55
2.57
13.57
0.00
12.76
0.15
12.47
0.03
0.06
0.08
9.94
0.27
0.14
3.35
38.17
2.61
16.11
0.00
12.38
0.20
15.24
0.05
0.00
0.00
9.70
0.55
0.15
3.74
37.34
3.11
16.22
0.00
12.50
0.06
15.30
0.01
0.04
0.03
9.55
0.70
0.18
3.64
37.78
2.96
15.71
0.05
12.58
0.05
15.08
0.00
0.00
0.00
9.70
0.66
0.13
3.66
37.27
3.34
15.87
0.02
12.82
0.10
15.29
0.03
0.04
0.01
9.92
0.41
0.12
3.80
37.33
3.69
15.71
0.00
13.29
0.10
15.09
0.03
0.00
0.15
9.74
0.68
0.14
3.68
37.66
2.97
15.84
0.02
12.32
0.29
15.28
0.01
0.03
0.02
9.50
0.98
0.07
3.53
39.42
2.34
18.27
0.12
11.03
0.16
13.67
0.05
0.00
0.00
8.92
0.97
0.09
3.61
37.59
2.11
16.81
0.00
12.14
0.13
15.81
0.10
0.00
0.05
9.87
0.52
0.08
3.77
35.83
2.93
15.13
0.10
12.19
0.15
14.72
0.00
0.00
0.06
9.78
0.62
0.12
3.53
37.45
3.78
15.58
0.00
12.65
0.23
15.23
0.04
0.06
0.06
9.68
0.21
0.10
3.91
37.16
3.12
15.85
0.05
13.28
0.07
15.33
0.00
0.13
0.07
9.78
0.41
0.19
3.78
38.21
2.37
15.88
0.02
12.40
0.16
15.71
0.05
0.00
0.04
9.66
0.52
0.14
3.76
37.08
2.83
15.76
0.00
12.62
0.13
15.24
0.00
0.07
0.02
10.00
0.59
0.16
3.66
38.51
2.87
15.54
0.00
12.05
0.18
15.75
0.00
0.00
0.00
9.80
0.41
0.17
3.82
40.63
1.95
18.86
0.00
13.16
0.30
13.51
0.22
0.21
0.63
9.04
0.45
0.11
4.00
36.85
2.49
17.34
0.00
12.91
0.10
13.60
0.29
0.00
0.26
9.11
0.18
0.18
3.84
36.60
3.09
17.06
0.00
13.74
0.18
14.45
0.15
0.12
0.08
8.96
0.68
0.12
3.66
SubTotal
87.12 87.93 98.91 98.68 98.37 99.03 99.63 98.50 98.66 99.01 95.16 98.97 99.20 98.92 98.17 99.11 103.07 97.14 98.89
O=F,Cl
0.13 0.15 0.26 0.34 0.31 0.20 0.32 0.43 0.43 0.24 0.29 0.11 0.21 0.25 0.29 0.21
TOTAL
86.99 87.78 98.65 98.34 98.06 98.83 99.32 98.08 98.23 98.77 94.87 98.86 98.99 98.66 97.89 98.89 102.86 97.02 98.58
Si4+
Ti4+
AlIV
AlVI
5.58
0.36
2.42
0.30
AlTOTAL
2.73 2.73 2.82 2.85 2.77 2.79 2.75 2.79 3.15 2.94 2.77 2.73 2.79 2.78 2.80 2.71
3.14 3.09 3.01
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Ba2+
Na+
K+
F
Cl
OH*
0.00
1.71
0.01
3.21
0.00
0.00
0.05
2.15
0.14
0.03
3.83
0.00
1.56
0.04
2.85
0.03
0.01
0.17
1.63
0.20
0.03
3.77
TOTAL
19.80 19.84 19.55 19.57 19.55 19.62 19.61 19.55 19.22 19.66 19.67 19.57 19.65 19.59 19.66 19.56 19.38 19.52 19.55
5.56
0.33
2.44
0.29
0.00
1.82
0.02
3.18
0.01
0.00
0.02
2.17
0.15
0.04
3.81
5.66
0.29
2.34
0.48
0.00
1.54
0.03
3.37
0.01
0.00
0.00
1.84
0.26
0.04
3.71
5.57
0.35
2.43
0.42
0.00
1.56
0.01
3.40
0.00
0.00
0.01
1.82
0.33
0.05
3.62
5.65
0.33
2.35
0.42
0.01
1.57
0.01
3.36
0.00
0.00
0.00
1.85
0.31
0.03
3.66
5.55
0.37
2.45
0.34
0.00
1.60
0.01
3.40
0.00
0.00
0.00
1.89
0.19
0.03
3.78
5.55
0.41
2.45
0.30
0.00
1.65
0.01
3.34
0.00
0.00
0.04
1.85
0.32
0.03
3.64
5.63
0.33
2.37
0.42
0.00
1.54
0.04
3.40
0.00
0.00
0.00
1.81
0.46
0.02
3.52
5.77
0.26
2.23
0.92
0.01
1.35
0.02
2.98
0.01
0.00
0.00
1.67
0.45
0.02
3.53
5.57
0.24
2.43
0.51
0.00
1.51
0.02
3.49
0.02
0.00
0.02
1.87
0.25
0.02
3.73
5.57
0.34
2.43
0.34
0.01
1.59
0.02
3.41
0.00
0.00
0.02
1.94
0.30
0.03
3.66
5.57
0.42
2.43
0.30
0.00
1.57
0.03
3.38
0.01
0.00
0.02
1.84
0.10
0.03
3.88
5.54
0.35
2.46
0.33
0.01
1.66
0.01
3.41
0.00
0.01
0.02
1.86
0.19
0.05
3.76
5.67
0.26
2.33
0.45
0.00
1.54
0.02
3.48
0.01
0.00
0.01
1.83
0.25
0.04
3.72
5.58
0.32
2.42
0.38
0.00
1.59
0.02
3.42
0.00
0.00
0.01
1.92
0.28
0.04
3.68
5.69
0.32
2.31
0.40
0.00
1.49
0.02
3.47
0.00
0.00
0.00
1.85
0.19
0.04
3.77
Fe/Fe+Mg 0.35 0.36 0.31 0.31 0.32 0.32 0.33 0.31 0.31 0.30 0.32 0.32 0.33 0.31 0.32 0.30
F-19
0.22 0.12 0.31
5.74
0.21
2.26
0.89
5.57
0.28
2.43
0.65
0.00
1.63
0.01
3.06
0.05
0.00
0.08
1.76
0.09
0.05
3.87
5.47
0.35
2.53
0.48
0.00
1.72
0.02
3.22
0.02
0.01
0.02
1.71
0.32
0.03
3.65
0.35 0.35 0.35
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.6: (continuación)
PDT0802C
B
% OXIDO
C
1
2
3
4
1
2
3
4
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
39.91
2.29
17.98
0.00
11.86
0.22
13.50
0.07
0.11
0.00
9.93
0.89
0.03
3.71
36.85
2.80
16.75
0.10
13.38
0.19
14.75
0.09
0.09
0.03
9.51
0.88
0.15
3.56
36.50
2.58
17.66
0.02
12.80
0.15
14.38
0.00
0.16
0.00
9.18
0.20
0.10
3.87
46.84
2.20
15.28
0.07
11.41
0.27
12.82
0.17
0.04
0.15
8.16
0.53
0.15
4.03
37.08
2.14
16.51
0.00
14.69
0.07
13.70
0.00
0.03
0.03
9.90
0.56
0.09
3.68
36.20
1.85
18.01
0.00
14.25
0.15
13.66
0.00
0.00
0.01
10.20
0.47
0.10
3.73
36.75
2.83
17.24
0.08
13.75
0.06
13.25
0.03
0.07
0.02
9.81
0.05
0.14
3.92
36.19
1.97
17.62
0.00
13.96
0.16
13.97
0.12
0.14
0.03
9.73
0.45
0.09
3.73
SubTotal
100.50 99.12
97.60 102.12 98.48
98.62
97.98
98.17
0.11
0.26
0.22
0.05
0.21
97.49 101.87 98.22
98.40
97.93
97.96
O=F,Cl
TOTAL
0.38
0.40
100.11 98.72
0.26
Si4+
5.79
5.51
5.49
6.50
5.60
5.46
5.54
5.47
Ti4+
AlIV
AlVI
0.25
2.21
0.86
0.31
2.49
0.46
0.29
2.51
0.62
0.23
1.50
1.00
0.24
2.40
0.54
0.21
2.54
0.66
0.32
2.46
0.60
0.22
2.53
0.61
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Ba2+
Na+
K+
F
Cl
OH*
3.07
0.00
1.44
0.03
2.92
0.01
0.01
0.00
1.84
0.41
0.01
3.58
2.95
0.01
1.67
0.02
3.29
0.01
0.01
0.01
1.81
0.42
0.04
3.55
3.13
0.00
1.61
0.02
3.22
0.00
0.01
0.00
1.76
0.10
0.03
3.88
2.50
0.01
1.32
0.03
2.65
0.03
0.00
0.04
1.44
0.23
0.03
3.73
2.94
0.00
1.86
0.01
3.08
0.00
0.00
0.01
1.91
0.27
0.02
3.71
3.20
0.00
1.80
0.02
3.07
0.00
0.00
0.00
1.96
0.22
0.03
3.75
3.06
0.01
1.73
0.01
2.98
0.01
0.00
0.00
1.89
0.02
0.04
3.94
3.14
0.00
1.76
0.02
3.15
0.02
0.01
0.01
1.88
0.21
0.02
3.76
TOTAL
19.35
19.61
19.53 18.76 19.65
19.72
19.55
19.68
Fe/Fe+Mg
0.33
0.34
0.33
0.37
0.37
0.36
0.33
F-20
0.38
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.7: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Regimiento en la mina El Teniente.
ETR1402C
C1
% OXIDO
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
1
2
3
4
C2
5
6
7
8
4
5
6
C3
7
8
9
1
2
3
C1b
4
5
01
02
03
04
05
38.80 40.08 37.95 37.41 37.44 38.19 38.59 38.87 38.28 38.67 39.68 38.55 38.05 41.00 37.83 37.78 38.01 38.28 38.34 37.66 38.71 38.98 37.25 37.71
1.20 1.20 1.77 1.64 1.01 1.53 1.51 1.50 1.21 1.73 1.10 1.41 1.80 1.41 1.72 1.35 1.60 1.44 1.32 1.75 1.02 1.67 1.23 1.73
17.68 16.83 15.88 17.53 17.01 18.61 17.53 18.39 18.21 18.50 17.77 18.22 18.23 16.49 17.91 18.17 17.95 18.37 18.07 18.31 18.05 17.10 17.78 18.20
0.00 0.11 0.03 0.15 0.07 0.15 0.00 0.00 0.05 0.06 0.08 0.14 0.10 0.07 0.11 0.20 0.06 0.01 0.06 0.04 0.04 0.07 0.20 0.00
10.88 10.72 11.42 11.33 11.12 11.25 11.12 11.53 11.08 11.42 11.08 10.40 10.45 10.50 11.65 11.40 11.54 12.04 11.14 11.56 10.61 11.02 11.21 11.05
0.12 0.14 0.14 0.06 0.18 0.09 0.03 0.13 0.00 0.05 0.02 0.20 0.05 0.08 0.18 0.02 0.08 0.21 0.09 0.07 0.16 0.13 0.15 0.09
15.27 15.99 14.44 15.06 14.71 14.87 14.98 14.93 14.69 15.14 15.61 14.68 14.65 14.25 15.24 14.61 15.14 14.93 14.99 14.93 14.56 15.23 14.93 15.10
0.04 0.01 0.07 0.02 0.09 0.03 0.13 0.04 0.20 0.03 0.01 0.02 0.10 0.09 0.04 0.08 0.05 0.00 0.00 0.00 0.17 0.09 0.13 0.04
0.00 0.00 0.05 0.00 0.22 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.21 0.06 0.14 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.06 0.00 0.18 0.00 0.00
0.00 0.06 0.15 0.03 0.00 0.18 0.00 0.11 0.16 0.03 0.00 0.20 0.05 0.07 0.04 0.06 0.01 0.04 0.02 0.10 0.21 0.12 0.17 0.08
9.46 9.13 9.18 9.86 9.54 9.45 9.53 9.65 9.30 9.43 9.46 9.39 9.08 8.97 9.51 9.33 9.57 9.53 9.68 9.44 9.46 9.34 9.32 9.63
0.73 0.48 0.46 0.77 0.30 0.55 0.59 0.30 0.34 0.46 0.34 0.93 0.21 0.55 0.30 0.70 0.21 0.79 0.14 0.48 0.62 0.84 0.09 0.30
0.05 0.06 0.09 0.00 0.03 0.09 0.04 0.05 0.06 0.01 0.08 0.05 0.04 0.06 0.06 0.04 0.06 0.03 0.05 0.09 0.13 0.08 0.02 0.04
3.69 3.86 3.68 3.63 3.78 3.80 3.75 3.96 3.86 3.89 3.94 3.59 3.92 3.80 3.90 3.67 3.94 3.70 3.97 3.80 3.71 3.64 3.93 3.89
SubTotal 97.93 98.67 95.31 97.48 95.50 98.78 97.82 99.47 97.49 99.41 99.17 97.99 96.78 97.46 98.50 97.43 98.22 99.36 97.90 98.27 97.43 98.49 96.42 97.85
O=F,Cl
0.32 0.22 0.21 0.33 0.13 0.25 0.26 0.14 0.16 0.20 0.16 0.41 0.10 0.24 0.14 0.31 0.10 0.34 0.07 0.22 0.29 0.37 0.04 0.14
TOTAL
97.61 98.46 95.09 97.16 95.37 98.53 97.56 99.34 97.33 99.21 99.01 97.58 96.68 97.22 98.36 97.12 98.12 99.02 97.83 98.05 97.15 98.12 96.37 97.71
Si4+
Ti4+
AlIV
AlVI
5.74
0.13
2.26
0.82
5.85
0.13
2.15
0.75
5.80
0.20
2.20
0.66
5.61
0.18
2.39
0.71
5.71
0.12
2.29
0.77
5.61
0.17
2.39
0.84
5.72
0.17
2.28
0.79
5.67
0.16
2.33
0.83
5.69
0.13
2.31
0.87
5.64
0.19
2.36
0.81
5.78
0.12
2.22
0.83
5.71
0.16
2.29
0.89
5.67
0.20
2.33
0.87
6.04
0.16
1.96
0.90
5.59
0.19
2.41
0.71
5.64
0.15
2.36
0.84
5.62
0.18
2.38
0.75
5.62
0.16
2.38
0.80
5.68
0.15
2.32
0.83
5.58
0.20
2.42
0.78
5.75
0.11
2.25
0.91
5.75
0.19
2.25
0.73
5.61
0.14
2.39
0.77
5.59
0.19
2.41
0.78
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
Ba2+
F
Cl
OH*
3.08
0.00
1.35
0.02
3.37
0.01
0.00
1.78
0.00
0.34
0.01
3.65
2.90
0.01
1.31
0.02
3.48
0.00
0.02
1.70
0.00
0.22
0.02
3.76
2.86
0.00
1.46
0.02
3.29
0.01
0.04
1.79
0.00
0.22
0.02
3.76
3.10
0.02
1.42
0.01
3.37
0.00
0.01
1.89
0.00
0.37
0.00
3.63
3.06
0.01
1.42
0.02
3.34
0.01
0.00
1.86
0.01
0.14
0.01
3.85
3.23
0.02
1.38
0.01
3.26
0.01
0.05
1.77
0.00
0.25
0.02
3.72
3.06
0.00
1.38
0.00
3.31
0.02
0.00
1.80
0.00
0.28
0.01
3.71
3.16
0.00
1.41
0.02
3.25
0.01
0.03
1.79
0.00
0.14
0.01
3.85
3.19
0.01
1.38
0.00
3.25
0.03
0.05
1.76
0.00
0.16
0.01
3.83
3.18
0.01
1.39
0.01
3.29
0.00
0.01
1.75
0.00
0.21
0.00
3.79
3.05
0.01
1.35
0.00
3.39
0.00
0.00
1.76
0.00
0.16
0.02
3.82
3.18
0.02
1.29
0.02
3.24
0.00
0.06
1.77
0.01
0.44
0.01
3.55
3.20
0.01
1.30
0.01
3.25
0.02
0.01
1.73
0.00
0.10
0.01
3.89
2.86
0.01
1.29
0.01
3.13
0.01
0.02
1.68
0.01
0.26
0.01
3.73
3.12
0.01
1.44
0.02
3.36
0.01
0.01
1.79
0.00
0.14
0.02
3.84
3.20
0.02
1.42
0.00
3.25
0.01
0.02
1.78
0.00
0.33
0.01
3.66
3.13
0.01
1.43
0.01
3.34
0.01
0.00
1.81
0.00
0.10
0.02
3.89
3.18
0.00
1.48
0.03
3.27
0.00
0.01
1.78
0.00
0.37
0.01
3.63
3.15
0.01
1.38
0.01
3.31
0.00
0.01
1.83
0.00
0.06
0.01
3.92
3.20
0.00
1.43
0.01
3.30
0.00
0.03
1.78
0.00
0.22
0.02
3.75
3.16
0.00
1.32
0.02
3.22
0.03
0.06
1.79
0.00
0.29
0.03
3.68
2.98
0.01
1.36
0.02
3.35
0.01
0.03
1.76
0.01
0.39
0.02
3.59
3.16
0.02
1.41
0.02
3.35
0.02
0.05
1.79
0.00
0.04
0.01
3.95
3.18
0.00
1.37
0.01
3.34
0.01
0.02
1.82
0.00
0.14
0.01
3.85
TOTAL
19.48 19.42 19.48 19.60 19.57 19.51 19.48 19.50 19.49 19.46 19.45 19.45 19.40 19.22 19.55 19.50 19.53 19.53 19.51 19.53 19.48 19.47 19.58 19.54
Fe/Fe+Mg 0.29 0.27 0.31 0.30 0.30 0.30 0.29 0.30 0.30 0.30 0.28 0.28 0.29 0.29 0.30 0.30 0.30 0.31 0.29 0.30 0.29 0.29 0.30 0.29
F-21
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.7: (continuación)
ETR0201
ETR0701A
1
%OXIDO
ETR0902B
A
C
A
3
1
2
B
3
1
C
00
01
1
2
3
4
5
1
2
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
35.81
1.14
14.88
0.04
10.35
0.02
13.71
0.09
0.00
0.10
8.30
0.39
0.08
3.46
38.31
1.36
14.85
0.10
12.22
0.08
14.87
0.17
0.00
0.09
9.22
0.32
0.07
3.75
38.22
1.20
17.32
0.04
11.88
0.09
14.24
0.47
0.02
0.26
8.93
0.43
0.08
3.77
39.32
1.52
15.70
0.00
12.24
0.05
15.65
0.04
0.11
0.00
9.32
0.59
0.07
3.75
38.30
1.37
17.99
0.00
12.07
0.16
14.67
0.04
0.00
0.00
9.93
0.41
0.03
3.86
38.99
1.82
15.98
0.09
12.27
0.18
15.02
0.00
0.03
0.00
9.37
0.00
0.04
4.02
39.53
1.80
15.44
0.05
12.37
0.23
15.52
0.09
0.11
0.13
8.68
0.27
0.03
3.91
39.38
1.69
16.19
0.00
12.21
0.17
15.30
0.01
0.04
0.06
9.32
0.43
0.04
3.85
38.21
0.98
17.26
0.02
12.79
0.15
15.37
0.01
0.00
0.14
9.43
0.40
0.02
3.85
SubTotal
88.37 95.41 96.95 98.34 98.84 97.82 98.17 98.70 98.61 98.59 99.11 96.79 98.88 98.50 97.93 100.22 98.33 97.94 96.25 99.47 99.45
40.37 38.87 36.92 39.70 37.90
1.49 1.34 1.48 1.36 1.18
15.47 17.08 16.51 16.07 17.29
0.00 0.08 0.10 0.00 0.00
12.53 13.98 13.96 13.10 14.41
0.21 0.06 0.10 0.20 0.12
15.31 13.73 14.02 14.57 13.96
0.01 0.00 0.03 0.06 0.08
0.05 0.16 0.00 0.04 0.00
0.00 0.03 0.06 0.06 0.02
8.92 9.65 9.53 9.41 9.48
0.23 0.13 0.25 0.41 0.00
0.04 0.04 0.04 0.05 0.06
3.96 3.97 3.80 3.85 4.00
2
3
4
38.36
0.67
16.72
0.11
13.92
0.20
14.82
0.07
0.00
0.07
8.87
0.09
0.07
3.95
39.54
1.53
16.27
0.01
14.75
0.17
14.63
0.04
0.00
0.01
8.97
0.31
0.05
3.93
37.57
1.33
17.25
0.06
14.31
0.25
13.85
0.00
0.00
0.02
9.43
0.47
0.04
3.76
3
4
39.37 37.69 39.15 39.03
1.40 1.04 1.70 1.32
17.66 16.32 16.23 17.20
0.06 0.05 0.14 0.05
13.17 14.13 13.87 14.11
0.05 0.16 0.11 0.27
12.65 15.02 14.78 13.80
0.12 0.06 0.00 0.02
0.00 0.00 0.06 0.00
0.00 0.02 0.11 0.02
9.26 7.78 9.18 9.24
0.16 0.00 0.00 0.54
0.08 0.03 0.10 0.08
3.94 3.95 4.05 3.79
0.18 0.15 0.20 0.26 0.18 0.01 0.12 0.19 0.17 0.10 0.06 0.11 0.18 0.01
TOTAL
88.19 95.26 96.75 98.08 98.67 97.81 98.05 98.51 98.43 98.49 99.05 96.68 98.70 98.49 97.88 100.08 98.12 97.85 96.24 99.45 99.21
Si4+
Ti4+
AlIV
AlVI
5.87
0.14
2.13
0.74
5.87
0.16
2.13
0.55
5.74
0.14
2.26
0.80
5.83
0.17
2.17
0.58
5.66
0.15
2.34
0.79
5.80
0.20
2.20
0.60
5.85
0.20
2.15
0.55
5.81
0.19
2.19
0.62
5.67
0.11
2.33
0.69
5.94
0.16
2.06
0.62
5.76
0.15
2.24
0.74
5.63
0.17
2.37
0.60
5.87
0.15
2.13
0.67
5.66
0.13
2.34
0.71
5.74
0.08
2.26
0.68
5.79
0.17
2.21
0.60
5.64
0.15
2.36
0.69
5.85
0.16
2.15
0.94
5.71
0.12
2.29
0.62
5.76
0.19
2.24
0.58
5.76
0.15
2.24
0.75
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
Ba2+
F
Cl
OH*
2.87
0.01
1.42
0.00
3.35
0.02
0.03
1.73
0.00
0.20
0.02
3.78
2.68
0.01
1.57
0.01
3.40
0.03
0.03
1.80
0.00
0.15
0.02
3.83
3.06
0.00
1.49
0.01
3.19
0.08
0.07
1.71
0.00
0.20
0.02
3.77
2.74
0.00
1.52
0.01
3.46
0.01
0.00
1.76
0.01
0.28
0.02
3.71
3.13
0.00
1.49
0.02
3.23
0.01
0.00
1.87
0.00
0.19
0.01
3.80
2.80
0.01
1.53
0.02
3.33
0.00
0.00
1.78
0.00
0.00
0.01
3.99
2.69
0.01
1.53
0.03
3.42
0.01
0.04
1.64
0.01
0.13
0.01
3.86
2.81
0.00
1.51
0.02
3.36
0.00
0.02
1.75
0.00
0.20
0.01
3.79
3.02
0.00
1.59
0.02
3.40
0.00
0.04
1.78
0.00
0.19
0.00
3.81
2.68
0.00
1.54
0.03
3.36
0.00
0.00
1.67
0.00
0.11
0.01
3.88
2.98
0.01
1.73
0.01
3.03
0.00
0.01
1.82
0.01
0.06
0.01
3.93
2.97
0.01
1.78
0.01
3.19
0.00
0.02
1.85
0.00
0.12
0.01
3.87
2.80
0.00
1.62
0.03
3.21
0.01
0.02
1.77
0.00
0.19
0.01
3.80
3.04
0.00
1.80
0.02
3.11
0.01
0.00
1.81
0.00
0.00
0.02
3.98
2.95
0.01
1.74
0.03
3.30
0.01
0.02
1.69
0.00
0.04
0.02
3.94
2.81
0.00
1.81
0.02
3.19
0.01
0.00
1.68
0.00
0.14
0.01
3.84
3.05
0.01
1.80
0.03
3.10
0.00
0.01
1.81
0.00
0.22
0.01
3.77
3.09
0.01
1.64
0.01
2.80
0.02
0.00
1.75
0.00
0.07
0.02
3.90
2.91
0.01
1.79
0.02
3.39
0.01
0.01
1.50
0.00
0.00
0.01
3.99
2.82
0.02
1.71
0.01
3.24
0.00
0.03
1.72
0.00
0.00
0.03
3.97
2.99
0.01
1.74
0.03
3.04
0.00
0.01
1.74
0.00
0.25
0.02
3.73
TOTAL
19.44 19.54 19.49 19.51 19.56 19.48 19.44 19.48 19.62 19.39 19.51 19.64 19.48 19.59 19.56 19.48 19.59 19.32 19.47 19.51 19.47
Fe/Fe+Mg
0.30 0.32 0.32 0.30 0.32 0.31 0.31 0.31 0.32 0.31 0.36 0.36 0.34 0.37
0.34
0.14
2
O=F,Cl
F-22
0.05
1
0.36
0.21 0.09 0.01 0.02 0.24
0.37 0.37 0.35 0.34 0.36
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.8: Resultados de microsonda para biotitas correspondientes al sector Esmeralda en la mina El Teniente.
ETE2301B
C6
%OXIDO
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
10
11
ETE2602
C4
12
1
2
3
C3
4
5
4
4b
04
5
6
00
01
05a
02
01
37.72 36.68 36.73 33.63 36.03 37.59 36.97 36.82 36.61 36.61 38.15 37.51 41.47 39.85 37.22 38.51
2.55 2.31 1.86 1.89 2.07 2.03 2.43 2.67 2.34 2.34 2.36 2.29 1.61 1.53 1.18 1.12
16.08 17.84 19.05 18.49 17.66 17.64 17.83 17.80 17.87 17.87 15.98 16.44 14.38 14.93 13.94 16.53
0.02 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.08 0.05
14.44 14.27 13.77 16.26 15.49 13.28 14.39 13.42 14.34 14.34 14.31 14.49 10.32 11.25 10.85 11.43
0.12 0.08 0.09 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.00 0.23 0.09 0.13 0.26
13.61 12.78 13.04 12.15 11.83 13.64 13.74 14.05 13.72 13.72 13.35 13.41 18.18 17.40 15.25 16.12
0.00 0.20 0.13 0.04 0.10 0.04 0.11 0.07 0.07 0.07 0.00 0.06 0.17 0.07 0.01 0.01
0.02 0.00 0.00 0.03 0.01 0.00 0.16 0.08 0.08 0.08 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.03
0.16 0.15 0.14 0.20 0.00 0.19 0.37 0.09 0.17 0.17 0.13 0.08 0.05 0.09 0.00 0.00
9.20 9.29 9.20 7.71 9.37 9.71 8.66 9.09 8.95 8.95 9.42 9.11 8.60 8.41 9.36 9.46
0.16 0.29 0.27 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.11 0.32 0.29 0.34 0.48 0.39 0.91
0.07 0.07 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.09 0.15 0.05 0.07 0.05 0.06 0.06
3.89 3.82 3.86 3.81 3.90 4.01 4.03 4.01 3.92 3.92 3.80 3.82 3.97 3.83 3.58 3.58
2
00
40.19
1.23
17.52
0.00
10.37
0.05
19.08
0.21
0.00
0.00
7.22
0.32
0.07
4.06
1
01
00
3
01
00
01
02
03
40.33 41.91 40.33 39.78 39.31 38.21 39.18
1.65 1.57 1.73 2.02 1.54 1.59 1.66
15.28 14.62 15.52 15.16 15.96 16.35 15.46
0.02 0.02 0.00 0.05 0.03 0.09 0.16
10.44 10.72 10.81 11.16 10.78 11.07 10.74
0.11 0.03 0.15 0.17 0.16 0.08 0.17
17.16 17.46 17.63 17.21 17.00 16.82 16.66
0.08 0.02 0.07 0.02 0.00 0.10 0.17
0.00 0.02 0.02 0.16 0.00 0.00 0.04
0.00 0.00 0.02 0.17 0.04 0.04 0.03
9.11 9.20 9.29 8.71 9.40 9.30 8.84
0.00 0.23 0.30 0.43 0.18 0.43 0.59
0.03 0.07 0.04 0.12 0.05 0.08 0.09
4.09 4.04 4.00 3.86 3.98 3.82 3.74
SubTotal 98.04 97.79 98.27 94.20 96.45 98.13 98.69 98.09 98.27 98.27 98.05 97.63 99.43 97.98 92.06 98.06 100.33 98.31 99.91 99.90 99.02 98.43 97.98 97.54
O=F,Cl
0.08 0.14 0.13 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 0.07 0.17 0.13 0.16 0.21 0.18 0.40 0.15 0.01 0.11 0.13 0.21 0.09 0.20 0.27
TOTAL
97.96 97.65 98.14 94.20 96.45 98.13 98.69 98.09 98.20 98.20 97.88 97.50 99.27 97.76 91.88 97.66 100.18 98.31 99.80 99.76 98.81 98.34 97.78 97.27
Si4+
Ti4+
AlIV
AlVI
5.67
0.29
2.33
0.53
5.54
0.26
2.46
0.71
5.49
0.21
2.51
0.85
5.30
0.22
2.70
0.73
5.54
0.24
2.46
0.74
5.62
0.23
2.38
0.72
5.51
0.27
2.49
0.64
5.50
0.30
2.50
0.63
5.49
0.26
2.51
0.65
5.49
0.26
2.51
0.65
5.74
0.27
2.26
0.58
5.66
0.26
2.34
0.59
5.99
0.17
2.01
0.43
5.87
0.17
2.13
0.46
5.90
0.14
2.10
0.50
5.73
0.13
2.27
0.63
5.70
0.13
2.30
0.62
5.90
0.18
2.10
0.53
6.03
0.17
1.97
0.51
5.83
0.19
2.17
0.48
5.82
0.22
2.18
0.43
5.78
0.17
2.22
0.54
5.67
0.18
2.33
0.53
5.82
0.18
2.18
0.52
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
Ba2+
F
Cl
OH*
2.85
0.00
1.82
0.02
3.05
0.00
0.05
1.77
0.00
0.08
0.02
3.91
3.17
0.00
1.80
0.01
2.88
0.03
0.04
1.79
0.00
0.14
0.02
3.84
3.36
0.00
1.72
0.01
2.91
0.02
0.04
1.75
0.00
0.13
0.02
3.85
3.43
0.00
2.14
0.00
2.85
0.01
0.06
1.55
0.00
0.00
0.00
4.00
3.20
0.00
1.99
0.00
2.71
0.02
0.00
1.84
0.00
0.00
0.00
4.00
3.11
0.00
1.66
0.00
3.04
0.01
0.05
1.85
0.00
0.00
0.00
4.00
3.13
0.00
1.79
0.00
3.05
0.02
0.11
1.64
0.01
0.00
0.00
4.00
3.13
0.00
1.68
0.00
3.13
0.01
0.03
1.73
0.00
0.00
0.00
4.00
3.16
0.00
1.80
0.00
3.07
0.01
0.05
1.71
0.00
0.05
0.02
3.92
3.16
0.00
1.80
0.00
3.07
0.01
0.05
1.71
0.00
0.05
0.02
3.92
2.84
0.00
1.80
0.01
2.99
0.00
0.04
1.81
0.00
0.15
0.04
3.81
2.93
0.01
1.83
0.00
3.02
0.01
0.02
1.76
0.00
0.14
0.01
3.85
2.45
0.00
1.25
0.03
3.91
0.03
0.01
1.58
0.00
0.16
0.02
3.83
2.59
0.00
1.39
0.01
3.82
0.01
0.03
1.58
0.00
0.22
0.01
3.77
2.60
0.01
1.44
0.02
3.60
0.00
0.00
1.89
0.00
0.19
0.02
3.79
2.90
0.01
1.42
0.03
3.58
0.00
0.00
1.80
0.00
0.43
0.02
3.56
2.93
0.00
1.23
0.01
4.03
0.03
0.00
1.30
0.00
0.14
0.02
3.84
2.63
0.00
1.28
0.01
3.74
0.01
0.00
1.70
0.00
0.00
0.01
3.99
2.48
0.00
1.29
0.00
3.74
0.00
0.00
1.69
0.00
0.10
0.02
3.88
2.65
0.00
1.31
0.02
3.80
0.01
0.01
1.71
0.00
0.14
0.01
3.85
2.61
0.01
1.37
0.02
3.75
0.00
0.05
1.62
0.01
0.20
0.03
3.77
2.76
0.00
1.32
0.02
3.72
0.00
0.01
1.76
0.00
0.09
0.01
3.90
2.86
0.01
1.37
0.01
3.72
0.02
0.01
1.76
0.00
0.20
0.02
3.78
2.70
0.02
1.33
0.02
3.69
0.03
0.01
1.67
0.00
0.28
0.02
3.70
TOTAL
19.51 19.53 19.52 19.57 19.54 19.56 19.53 19.51 19.55 19.55 19.50 19.50 19.42 19.47 19.60 19.59 19.36 19.45 19.41 19.52 19.48 19.56 19.61 19.48
Fe/Fe+Mg 0.377 0.39 0.37 0.43 0.42 0.35 0.37 0.35 0.37 0.37 0.38 0.38 0.24 0.27 0.29 0.28 0.23 0.25 0.26 0.26 0.27 0.26 0.27 0.27
F-23
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas
Tabla F.8: (continuación)
ETE2602
ETE27
00
%OXIDO
00
ETE1401A
A
01
1
2
3
B
4
5
1
2
3
A
5
6
1
2
B
3
1
38.96
2.37
17.35
0.00
14.18
0.13
13.02
0.28
0.04
0.43
9.25
0.00
0.13
4.06
2
C
3
4
1
2
3
SiO2
TiO2
Al2O3
Cr2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
BaO
Na2O
K2O
F
Cl
H2O*
41.55 40.20 38.03 38.56 37.08 38.15 36.93 37.80 38.74 37.79 39.68 37.37 36.73 37.04 38.33
1.76 2.27 1.84 2.10 2.04 1.92 3.10 2.15 2.15 2.01 1.28 1.44 2.51 2.10 1.92
14.56 15.72 17.79 18.25 18.12 18.60 17.58 17.56 18.36 17.07 18.45 17.30 17.25 16.73 16.64
0.00 0.02 0.00 0.04 0.06 0.00 0.10 0.00 0.00 0.00 0.02 0.03 0.02 0.00 0.03
10.08 10.57 10.80 10.23 11.40 11.12 12.13 11.31 10.87 11.53 8.40 9.45 14.38 14.49 14.94
0.00 0.07 0.00 0.00 0.03 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 0.00 0.00 0.19 0.10
17.99 17.10 16.17 15.88 15.29 15.40 15.63 14.52 14.77 15.13 13.50 15.69 14.16 13.93 13.55
0.29 0.19 0.05 0.05 0.08 0.04 0.02 0.12 0.08 0.05 0.31 0.09 1.10 0.00 0.31
0.04 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.09 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.08 0.06 0.27 0.05 0.15 0.20 0.17 0.09 0.18 0.07 0.12 0.07 0.08 0.00 0.40
7.71 8.85 9.24 9.68 9.36 9.68 9.39 9.76 9.54 9.35 9.17 9.48 7.88 9.40 8.65
0.39 0.12 0.86 0.55 0.39 0.59 0.48 0.37 0.39 0.66 0.58 0.39 0.40 0.07 0.00
0.06 0.08 0.05 0.06 0.06 0.04 0.06 0.08 0.02 0.06 0.12 0.06 0.10 0.12 0.08
3.94 4.07 3.66 3.84 3.83 3.82 3.83 3.83 3.92 3.68 3.71 3.75 3.79 3.91 4.01
37.13 37.95 38.16 37.53 37.96 36.93
1.95 1.80 2.13 2.45 1.83 2.20
16.80 16.41 16.09 16.91 17.27 15.91
0.03 0.11 0.00 0.04 0.02 0.01
14.91 15.28 14.56 14.84 13.92 14.03
0.10 0.08 0.16 0.06 0.12 0.04
13.01 13.35 14.04 13.82 13.74 13.02
0.04 0.07 0.09 0.09 0.04 0.05
0.00 0.14 0.17 0.00 0.13 0.00
0.10 0.21 0.25 0.13 0.10 0.13
9.31 9.19 9.11 9.28 9.43 9.02
0.00 0.00 0.00 0.11 0.00 0.14
0.09 0.08 0.09 0.14 0.08 0.12
3.93 3.98 4.00 3.94 4.00 3.79
SubTotal
98.44 99.30 98.76 99.34 97.90 99.60 99.41 97.66 99.02 97.42 95.42 95.12 98.42 97.98 98.97 100.20 97.41 98.65 98.84 99.33 98.63 95.38
O=F,Cl
0.18 0.07 0.37 0.25 0.18 0.26 0.22 0.17 0.17 0.29 0.27 0.18 0.19 0.05 0.02 0.03 0.02 0.02 0.02 0.08 0.02 0.08
TOTAL
98.26 99.24 98.38 99.09 97.73 99.35 99.19 97.48 98.85 97.12 95.15 94.94 98.22 97.93 98.96 100.17 97.39 98.64 98.82 99.25 98.62 95.30
Si4+
6.01 5.82 5.59 5.61 5.52 5.57 5.44 5.64 5.66 5.65 5.92 5.67 5.49 5.59 5.70 5.71 5.64 5.69 5.70 5.58 5.66 5.70
Ti4+
AlIV
AlVI
0.19 0.25 0.20 0.23 0.23 0.21 0.34 0.24 0.24 0.23 0.14 0.16 0.28 0.24 0.21 0.26 0.22 0.20 0.24 0.27 0.21 0.26
1.99 2.18 2.41 2.39 2.48 2.43 2.56 2.36 2.34 2.35 2.08 2.33 2.51 2.41 2.30 2.29 2.36 2.31 2.30 2.42 2.34 2.30
0.50 0.50 0.67 0.75 0.69 0.77 0.49 0.73 0.82 0.66 1.17 0.76 0.53 0.56 0.61 0.70 0.64 0.59 0.52 0.55 0.69 0.60
AlTOTAL
Cr3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Ba2+
Na+
K+
F
Cl
OH*
2.48
0.00
1.22
0.00
3.88
0.05
0.00
0.02
1.42
0.18
0.02
3.81
TOTAL
19.28 19.42 19.57 19.49 19.57 19.55 19.59 19.52 19.44 19.52 19.20 19.54 19.47 19.59 19.51 19.46 19.55 19.56 19.56 19.56 19.53 19.50
2.68
0.00
1.28
0.01
3.69
0.03
0.00
0.02
1.63
0.05
0.02
3.93
3.08
0.00
1.33
0.00
3.54
0.01
0.00
0.08
1.73
0.40
0.01
3.59
3.13
0.00
1.25
0.00
3.45
0.01
0.00
0.01
1.80
0.25
0.02
3.73
3.18
0.01
1.42
0.00
3.39
0.01
0.00
0.04
1.78
0.18
0.02
3.80
3.20
0.00
1.36
0.01
3.35
0.01
0.00
0.06
1.80
0.27
0.01
3.72
3.05
0.01
1.49
0.00
3.43
0.00
0.00
0.05
1.76
0.22
0.02
3.76
3.09
0.00
1.41
0.00
3.23
0.02
0.00
0.02
1.86
0.17
0.02
3.81
3.16
0.00
1.33
0.00
3.22
0.01
0.00
0.05
1.78
0.18
0.01
3.81
3.01
0.00
1.44
0.00
3.37
0.01
0.00
0.02
1.78
0.31
0.01
3.67
3.24
0.00
1.05
0.01
3.00
0.05
0.00
0.04
1.75
0.28
0.03
3.69
3.09
0.00
1.20
0.00
3.55
0.01
0.00
0.02
1.83
0.19
0.01
3.80
3.04
0.00
1.80
0.00
3.16
0.18
0.00
0.02
1.50
0.19
0.03
3.78
2.97
0.00
1.83
0.02
3.13
0.00
0.00
0.00
1.81
0.03
0.03
3.94
2.91
0.00
1.86
0.01
3.00
0.05
0.00
0.12
1.64
0.00
0.02
3.98
3.00
0.00
1.74
0.02
2.84
0.04
0.00
0.12
1.73
0.00
0.03
3.97
3.00
0.00
1.89
0.01
2.94
0.01
0.00
0.03
1.80
0.00
0.02
3.98
2.90
0.01
1.92
0.01
2.98
0.01
0.01
0.06
1.76
0.00
0.02
3.98
2.83
0.00
1.82
0.02
3.12
0.01
0.01
0.07
1.73
0.00
0.02
3.98
2.97
0.00
1.85
0.01
3.06
0.01
0.00
0.04
1.76
0.05
0.03
3.91
3.03
0.00
1.73
0.02
3.05
0.01
0.01
0.03
1.79
0.00
0.02
3.98
2.90
0.00
1.81
0.01
3.00
0.01
0.00
0.04
1.78
0.07
0.03
3.90
Fe/Fe+Mg 0.24 0.26 0.27 0.27 0.29 0.29 0.30 0.30 0.29 0.30 0.26 0.25 0.36 0.37 0.38 0.38 0.39 0.39 0.37 0.38 0.36 0.38
F-24
1
2
3
0.00
0.00
17.58 13.13 17.00
1.88
0.05
CaO
Na2O
K2O
0.00
5.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.88
0.16
0.00
5.00
83.59 60.73 80.53 49.28
16.15 38.88 19.33 50.24
0.26
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
0.39
0.40
0.64
0.00
0.00
0.01
0.00
1.61
0.14
5.00
0.00
0.19
0.83
0.00
0.00
0.03
0.00
1.80
0.48
4.99
0.00
0.47
0.46
0.00
0.00
0.01
0.00
1.61
0.51
37.94
61.55
5.00
0.01
0.40
0.65
0.00
0.00
0.01
0.00
1.64
0.39
47.88
51.72
5.00
0.00
0.50
0.53
0.00
0.00
0.01
0.00
1.50
1.83
2.30
Al3+
Ti
2.44
2.45
2.14
4+
2.34
2.12
Si4+
5.70
11.15
0.00
0.00
98.23
4.50
13.20
0.03
0.00
TOTAL
98.10 99.79 99.92 95.29 98.26
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
0.07
5.12
9.08
0.00
0.02
0.26
27.71
0.09
53.25
5
0.07
0.03
2.26
0.00
0.00
0.13
30.05
0.02
50.23
4
0.09
0.07
4.64
0.01
0.00
0.24
MgO
0.87
MnO
0.21
0.14
0.05
FeO
0.14
Al2O3
0.00
0.00
33.41 30.29 33.26 29.04
TiO2
45.04 51.44 46.37 51.68
0
SiO2
% OXIDO
0.58
52.87
46.55
5.00
0.01
0.54
0.49
0.00
0.00
0.01
0.00
1.46
2.48
98.49
0.11
6.29
10.03
0.00
0.08
0.20
27.38
0.14
54.26
6
0.93
50.78
48.29
5.00
0.01
0.53
0.51
0.01
0.00
0.01
0.00
1.48
2.44
98.51
0.17
6.06
10.42
0.12
0.00
0.45
27.64
0.12
53.54
7
0.35
24.00
75.66
5.00
0.00
0.25
0.78
0.00
0.00
0.02
0.00
1.75
2.20
98.04
0.06
2.76
15.72
0.00
0.05
0.42
32.07
0.00
46.98
8
0.68
52.67
46.65
5.00
0.01
0.54
0.48
0.00
0.00
0.00
0.00
1.44
2.52
98.40
0.12
6.13
9.82
0.03
0.00
0.12
27.03
0.09
55.06
9
1.08
64.49
34.44
5.00
0.01
0.59
0.32
0.01
0.00
0.07
0.01
1.45
2.55
97.17
0.17
6.58
6.36
0.12
0.00
1.77
26.64
0.32
55.21
10
F-25
0.55
53.25
46.20
5.00
0.01
0.56
0.49
0.00
0.00
0.00
0.00
1.46
2.48
97.84
0.10
6.35
9.96
0.01
0.00
0.09
27.07
0.14
54.13
11
0.44
36.08
63.47
5.00
0.00
0.37
0.66
0.00
0.00
0.01
0.00
1.62
2.33
98.57
0.08
4.22
13.43
0.05
0.05
0.23
29.87
0.00
50.65
12
ETM1601A
0.72
51.54
47.74
5.00
0.01
0.53
0.48
0.00
0.00
0.00
0.00
1.47
2.51
99.23
0.13
5.97
10.01
0.07
0.00
0.00
27.59
0.09
55.36
13
0.69
28.27
71.04
5.00
0.01
0.28
0.72
0.00
0.00
0.00
0.00
1.71
2.27
99.82
0.12
3.26
14.81
0.00
0.06
0.13
31.76
0.05
49.64
14
15
0.40
21.12
78.49
5.00
0.00
0.21
0.79
0.00
0.00
0.02
0.00
1.79
2.18
98.91
0.07
2.38
15.98
0.04
0.00
0.54
32.79
0.00
47.11
Tabla F.9: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a la roca huésped de la mineralización.
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
16
0.92
49.19
49.89
5.00
0.01
0.51
0.51
0.01
0.00
0.01
0.00
1.50
2.45
99.69
0.17
5.81
10.66
0.15
0.08
0.30
28.39
0.02
54.12
17
0.35
40.04
59.62
5.00
0.00
0.42
0.62
0.00
0.00
0.00
0.00
1.61
2.35
99.49
0.06
4.81
12.96
0.00
0.00
0.00
29.94
0.00
51.71
18
0.53
17.19
82.28
5.00
0.01
0.17
0.85
0.01
0.00
0.01
0.00
1.81
2.14
99.84
0.09
1.99
17.23
0.15
0.02
0.51
33.29
0.05
46.49
19
0.57
48.94
50.50
5.00
0.01
0.50
0.51
0.00
0.00
0.01
0.00
1.50
2.48
99.48
0.10
5.64
10.52
0.03
0.08
0.20
28.18
0.00
54.73
20
21
22
23
0.14
0.00
0.05
0.00
0.19
0.05
0.00
0.20
0.10
5.85
0.14
5.58
0.04
4.21
10.89 10.87 13.68
0.00
0.00
0.10
28.31 28.01 30.31
0.00
54.39 54.12 50.94
0.10
41.16
58.74
5.00
0.00
0.42
0.61
0.00
0.00
0.00
0.00
1.60
2.36
5.00
0.01
0.49
0.53
0.00
0.00
0.01
0.00
1.50
2.46
5.00
0.00
0.37
0.67
0.00
0.00
0.01
0.00
1.63
2.32
0.57
0.78
0.23
49.00 47.77 35.66
50.43 51.45 64.11
5.00
0.01
0.51
0.52
0.00
0.00
0.00
0.00
1.51
2.45
100.04 99.65 99.10 99.43
0.02
4.86
12.56
0.02
0.00
0.09
30.04
0.02
52.43
0.00
0.00
0.56
0.50
0.01
5.00
53.09
46.39
0.51
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Mn
2+
0.01
0.61
49.16
50.23
5.00
0.01
0.49
0.50
0.00
0.00
0.02
0.36
35.45
64.19
5.00
0.00
0.36
0.66
0.00
0.00
0.01
0.00
0.42
36.84
62.74
5.00
0.00
0.39
0.66
0.00
0.00
0.01
0.00
0.62
36.36
63.02
5.00
0.01
0.38
0.66
0.00
0.00
0.01
0.00
1.66
Fe2+
0.00
1.62
2.32
0.00
4.36
Al3+
1.65
2.31
0.06
4.40
13.66
2.28
1.52
2.46
0.10
4.13
13.55
0.00
0.00
1.52
K2O
5.42
13.53
0.00
0.00
2.41
0.09
Na2O
10.02
0.00
0.00
0.43
Ti4+
5.63
CaO
0.01
0.00
0.37
0.09
30.97
Si4+
11.65
MgO
0.40
0.00
30.09
0.11
0.00
MnO
0.54
0.09
30.36
49.83
29
30
0.20
15.63
84.17
5.00
0.00
0.16
0.87
0.00
0.00
0.01
0.00
1.84
2.11
98.91
0.04
1.81
17.68
0.00
0.11
0.29
33.61
0.14
45.24
ETM1501A
50.91
27
99.46
0.00
FeO
0.00
27.57
49.74
26
0.08
0.14
Al2O3
52.72
25
TOTAL
98.82 96.40 98.32 99.40
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
0.00
28.41
TiO2
52.89
24
SiO2
% OXIDO
Tabla F.9: (continuación)
6.88
50.41
42.71
5.00
0.07
0.52
0.43
0.01
0.00
0.00
0.00
1.44
2.52
97.01
1.20
5.80
8.89
0.21
0.00
0.00
26.45
0.12
54.35
31
1.56
49.49
48.95
5.00
0.01
0.51
0.50
0.02
0.01
0.00
0.00
1.48
2.47
97.45
0.27
5.72
10.23
0.29
0.14
0.00
27.16
0.12
53.52
32
1.85
49.96
48.19
5.01
0.01
0.52
0.50
0.02
0.00
0.00
0.00
1.49
2.47
97.14
0.33
5.84
10.19
0.30
0.00
0.00
27.32
0.05
53.12
33
0.08
6.60
9.40
0.00
0.00
0.18
26.76
0.00
57.04
51
0.11
5.88
9.92
0.00
0.00
0.26
27.93
0.03
56.22
52
0.99
4.68
10.53
0.13
0.00
0.59
27.82
0.04
54.13
53
0.13
4.01
12.55
0.00
0.00
3.43
29.34
0.00
50.72
54
0.12
5.88
10.20
0.00
0.00
0.42
27.77
0.08
55.74
55
0.10
5.45
10.62
0.00
0.00
0.24
28.09
0.03
55.25
56
0.65
58.25
41.11
4.99
0.01
0.58
0.41
0.00
0.00
0.01
0.00
1.40
2.58
F-26
0.44
55.72
43.84
5.00
0.00
0.57
0.45
0.00
0.00
0.01
0.00
1.41
2.56
0.64
51.41
47.95
5.00
0.01
0.51
0.48
0.00
0.00
0.01
0.00
1.48
2.52
5.85
41.95
52.20
5.00
0.06
0.42
0.52
0.01
0.00
0.02
0.00
1.50
2.48
0.75
36.35
62.90
5.00
0.01
0.35
0.61
0.00
0.00
0.13
0.00
1.58
2.32
0.70
50.70
48.60
5.00
0.01
0.51
0.49
0.00
0.00
0.02
0.00
1.47
2.50
0.60
47.85
51.55
5.00
0.01
0.48
0.51
0.00
0.00
0.01
0.00
1.50
2.50
0.24
45.90
53.85
5.00
0.00
0.47
0.55
0.00
0.00
0.01
0.00
1.52
2.45
100.05
0.04
5.34
11.33
0.00
0.00
0.44
28.62
0.00
54.28
57
ETM1101B
100.40 100.06 100.36 98.88 100.17 100.21 99.78
0.11
6.75
8.62
0.00
0.03
0.41
26.61
0.12
57.75
50
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
58
0.64
50.76
48.60
5.00
0.01
0.51
0.49
0.00
0.00
0.01
0.00
1.46
2.52
99.44
0.11
5.84
10.11
0.00
0.00
0.24
27.41
0.03
55.70
59
60
0.09
5.92
10.55
0.00
0.00
0.41
28.51
0.00
54.90
61
0.05
4.83
11.93
0.00
0.00
0.57
29.27
0.00
53.62
62
0.19
5.99
9.25
0.00
0.00
1.69
26.33
0.05
56.88
63
0.16
6.90
8.23
0.00
0.00
1.78
25.89
0.06
56.53
0.33
46.24
53.43
4.99
0.00
0.46
0.53
0.01
0.00
0.01
0.00
1.49
2.49
0.51
50.10
49.38
5.00
0.01
0.51
0.50
0.00
0.00
0.01
0.00
1.51
2.46
0.27
42.18
57.55
5.00
0.00
0.42
0.58
0.00
0.00
0.02
0.00
1.55
2.42
1.13
53.37
45.50
5.00
0.01
0.52
0.45
0.00
0.00
0.06
0.00
1.40
2.56
0.91
59.74
39.35
5.01
0.01
0.60
0.40
0.00
0.00
0.06
0.00
1.38
2.56
100.87 100.38 100.27 100.39 99.56
0.06
5.29
11.06
0.15
0.00
0.29
28.29
0.13
55.60
0.00
11.33
5.34
0.04
100.05 99.44 100.87 100.38 100.27 100.39 99.56
CaO
Na2O
K2O
TOTAL
0.06
5.29
11.06
0.15
0.00
0.09
5.92
10.55
0.00
0.00
2.45
1.52
0.00
0.01
0.00
0.00
0.55
0.47
0.00
5.00
53.85
45.90
0.24
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
0.64
50.76
48.60
5.00
0.01
0.51
0.49
0.00
0.00
0.01
0.00
1.46
2.52
0.33
46.24
53.43
4.99
0.00
0.46
0.53
0.01
0.00
0.01
0.00
1.49
2.49
0.51
50.10
49.38
5.00
0.01
0.51
0.50
0.00
0.00
0.01
0.00
1.51
2.46
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
0.11
5.84
10.11
0.00
0.00
0.27
42.18
57.55
5.00
0.00
0.42
0.58
0.00
0.00
0.02
0.00
1.55
2.42
0.05
4.83
11.93
0.00
0.00
0.57
1.13
53.37
45.50
5.00
0.01
0.52
0.45
0.00
0.00
0.06
0.00
1.40
2.56
0.19
5.99
9.25
0.00
0.00
1.69
0.06
0.91
59.74
39.35
5.00
0.01
0.60
0.40
0.00
0.00
0.06
0.00
1.37
2.56
0.16
6.90
8.23
0.00
0.00
1.78
25.89
0.00
0.41
0.05
26.33
MgO
0.29
0.00
29.27
MnO
0.24
28.51
0.00
56.53
63
0.44
28.29
0.13
56.88
62
FeO
27.41
0.03
53.62
61
0.00
54.90
60
28.62
55.60
59
Al2O3
55.70
58
TiO2
54.28
57
SiO2
% OXIDO
Tabla F.9: (continuación)
3.01
46.61
50.38
5.00
0.03
0.48
0.51
0.02
0.00
0.03
0.00
1.48
2.45
99.58
0.53
5.45
10.67
0.33
0.00
0.79
27.77
0.04
53.98
64
0.16
7.72
7.42
0.00
0.00
0.11
25.32
0.14
59.83
66
0.14
6.11
10.00
0.00
0.00
0.25
26.92
0.08
55.68
67
0.62
57.16
42.23
5.01
0.01
0.58
0.43
0.00
0.00
0.01
0.01
1.43
2.55
0.86
64.75
34.39
5.00
0.01
0.66
0.35
0.00
0.00
0.00
0.00
1.32
2.65
F-27
0.77
52.10
47.13
5.00
0.01
0.53
0.48
0.00
0.00
0.01
0.00
1.44
2.53
100.71 100.70 99.17
0.11
6.77
9.05
0.00
0.00
0.14
27.23
0.15
57.25
65
ETM1101B
0.48
56.62
42.90
5.00
0.00
0.57
0.44
0.00
0.00
0.01
0.00
1.43
2.55
100.55
0.09
6.63
9.10
0.00
0.00
0.15
27.34
0.00
57.24
68
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
0.65
49.97
49.38
5.00
0.01
0.51
0.50
0.00
0.00
0.00
0.00
1.48
2.50
99.97
0.11
5.79
10.35
0.00
0.00
0.10
27.85
0.08
55.70
69
0.12
6.31
9.37
0.00
0.00
0.17
26.55
0.00
57.86
71
0.12
6.86
8.83
0.00
0.00
0.24
26.63
0.00
57.94
73
0.06
5.78
10.22
0.00
0.00
0.13
28.24
0.00
56.00
74
0.11
6.54
9.11
0.00
0.00
0.21
26.92
0.00
57.44
75
0.20
5.97
10.15
0.00
0.00
0.13
27.16
0.02
55.59
76
0.83
59.32
39.86
5.01
0.01
0.61
0.41
0.00
0.00
0.01
0.00
1.38
2.59
0.66
54.56
44.78
4.99
0.01
0.55
0.45
0.00
0.00
0.01
0.00
1.40
2.59
0.67
58.07
41.26
5.00
0.01
0.59
0.42
0.00
0.00
0.01
0.00
1.40
2.57
0.33
50.43
49.24
5.00
0.00
0.50
0.49
0.00
0.00
0.00
0.00
1.49
2.51
0.59
56.17
43.24
5.01
0.01
0.57
0.44
0.00
0.00
0.01
0.00
1.42
2.57
1.14
50.97
47.89
5.00
0.01
0.53
0.49
0.00
0.00
0.00
0.00
1.45
2.52
100.58 100.37 100.62 100.42 100.33 99.23
0.15
7.06
8.58
0.00
0.00
0.15
26.37
0.12
58.15
70
0.61
52.14
47.25
5.00
0.01
0.52
0.47
0.00
0.00
0.01
0.00
1.47
2.53
99.93
0.11
5.91
9.70
0.00
0.00
0.29
27.66
0.04
56.22
77
1.29
40.55
58.16
5.00
0.01
0.41
0.59
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.42
99.34
0.22
4.62
11.98
0.00
0.00
0.39
28.88
0.13
53.11
78
79
0.89
50.13
48.99
5.00
0.01
0.51
0.50
0.00
0.00
0.01
0.01
1.49
2.48
99.93
0.16
5.82
10.29
0.00
0.00
0.49
28.03
0.19
54.96
ETM1301C
80
1.04
50.04
48.91
5.00
0.01
0.51
0.50
0.00
0.00
0.01
0.00
1.46
2.51
100.03
0.19
5.84
10.33
0.00
0.00
0.18
27.53
0.14
55.83
6.35
7.55
0.75
CaO
Na2O
K2O
82
99.80
0.06
4.15
12.80
0.00
0.00
0.67
29.73
0.07
52.32
83
98.88
0.20
4.22
12.68
0.00
0.00
0.30
29.43
0.04
52.00
0.30
0.65
0.04
5.00
30.36
65.39
4.26
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Mn
0.03
0.02
Fe2+
0.01
0.00
Al3+
Mg2+
1.30
Ti4+
2+
2.65
Si4+
0.37
36.85
62.78
5.00
0.00
0.37
0.62
0.00
0.00
0.03
0.00
1.60
2.38
1.16
37.16
61.68
5.00
0.01
0.38
0.62
0.00
0.00
0.01
0.00
1.59
2.38
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
100.00
0.46
MgO
TOTAL
0.75
0.14
MnO
Al2O3
FeO
0.00
24.73
TiO2
59.27
81
ETM1301C
SiO2
% OXIDO
Tabla F.9: (continuación)
84
1.00
37.46
61.54
5.00
0.01
0.38
0.62
0.00
0.00
0.03
0.00
1.60
2.36
99.66
0.18
4.31
12.82
0.00
0.00
0.82
29.77
0.06
51.70
85
0.82
38.19
60.99
5.00
0.01
0.39
0.62
0.00
0.00
0.02
0.00
1.57
2.39
98.41
0.14
4.35
12.56
0.00
0.00
0.50
28.90
0.00
51.95
86
0.61
45.14
54.25
5.00
0.01
0.45
0.55
0.00
0.00
0.02
0.00
1.54
2.43
99.50
0.11
5.14
11.18
0.00
0.00
0.60
28.78
0.13
53.57
87
0.64
34.55
64.81
5.00
0.01
0.35
0.66
0.00
0.00
0.02
0.00
1.61
2.35
99.56
0.11
3.97
13.49
0.00
0.00
0.53
30.11
0.00
51.34
88
0.57
37.19
62.24
5.00
0.01
0.38
0.64
0.00
0.00
0.02
0.00
1.59
2.37
99.27
0.10
4.27
12.93
0.00
0.00
0.64
29.49
0.01
51.84
89
F-28
0.76
41.73
57.52
5.01
0.01
0.43
0.59
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.41
99.40
0.13
4.86
12.12
0.00
0.00
0.35
28.81
0.13
52.99
0.86
33.18
65.96
5.00
0.01
0.34
0.67
0.00
0.00
0.03
0.00
1.62
2.34
99.56
0.15
3.79
13.64
0.00
0.00
0.68
29.97
0.08
51.24
90
1.65
34.61
63.74
5.00
0.02
0.35
0.64
0.00
0.00
0.03
0.00
1.60
2.37
98.15
0.28
3.83
12.78
0.00
0.00
0.79
29.23
0.13
51.11
91
ETM1201C
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
92
0.90
40.09
59.01
5.00
0.01
0.41
0.60
0.00
0.00
0.02
0.00
1.56
2.41
98.53
0.15
4.54
12.08
0.00
0.00
0.43
28.81
0.00
52.51
93
0.57
36.54
62.89
5.00
0.01
0.37
0.65
0.00
0.00
0.01
0.00
1.61
2.35
99.00
0.10
4.24
13.21
0.00
0.00
0.42
29.68
0.08
51.27
94
1.91
34.18
63.92
5.00
0.02
0.35
0.65
0.00
0.00
0.02
0.01
1.62
2.33
98.60
0.33
3.92
13.28
0.06
0.10
0.63
29.64
0.20
50.45
95
0.91
54.24
44.85
5.00
0.01
0.55
0.45
0.00
0.00
0.03
0.01
1.43
2.53
101.23
0.16
6.39
9.56
0.00
0.00
0.72
27.30
0.23
56.86
96
0.23
54.81
44.96
5.00
0.00
0.55
0.45
0.00
0.00
0.02
0.00
1.43
2.56
99.94
0.04
6.28
9.32
0.00
0.00
0.42
26.91
0.00
56.97
97
1.00
49.80
49.21
5.00
0.01
0.50
0.49
0.00
0.00
0.03
0.01
1.48
2.48
99.65
0.17
5.67
10.15
0.00
0.00
0.76
27.81
0.24
54.85
98
0.86
59.32
39.81
5.00
0.01
0.60
0.40
0.00
0.00
0.03
0.01
1.38
2.58
98.99
0.15
6.88
8.35
0.00
0.00
0.79
25.84
0.18
56.80
99
0.77
57.00
42.22
5.00
0.01
0.59
0.44
0.00
0.00
0.01
0.00
1.39
2.56
99.62
0.14
6.83
9.15
0.00
0.00
0.43
26.15
0.11
56.81
Tabla F.9: (continuación)
0.13
K2O
101
98.47
0.18
4.99
11.50
0.00
0.00
0.03
28.37
0.03
53.38
102
99.84
0.12
5.11
11.81
0.00
0.00
0.14
28.89
0.12
53.64
0.49
0.53
0.01
5.00
47.46
51.83
0.71
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Mn
0.00
0.00
Fe2+
0.00
0.00
Al3+
Mg2+
1.45
Ti4+
2+
2.52
Si4+
1.03
43.52
55.44
5.00
0.01
0.44
0.57
0.00
0.00
0.00
0.00
1.53
2.45
0.69
43.58
55.72
5.00
0.01
0.44
0.57
0.00
0.00
0.01
0.00
1.54
2.43
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
100.25
6.13
Na2O
TOTAL
0.00
10.16
CaO
MnO
MgO
0.11
0.00
FeO
0.00
27.53
Al2O3
SiO2
TiO2
100
56.18
% OXIDO
1.34
48.87
49.79
5.00
0.01
0.50
0.50
0.00
0.00
0.01
0.01
1.49
2.48
98.83
0.23
5.62
10.35
0.01
0.00
0.39
27.72
0.15
54.37
103
PDT0601D
F-29
1.82
48.11
50.06
5.00
0.02
0.50
0.52
0.00
0.00
0.00
0.00
1.48
2.49
98.87
0.32
5.60
10.54
0.00
0.00
0.01
27.67
0.00
54.73
104
0.59
42.54
56.87
5.00
0.01
0.44
0.58
0.00
0.00
0.01
0.00
1.56
2.41
99.29
0.10
4.93
11.92
0.00
0.00
0.22
29.08
0.09
52.95
105
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
106
0.56
41.25
58.19
5.00
0.01
0.42
0.60
0.00
0.00
0.00
0.00
1.56
2.41
99.07
0.10
4.82
12.30
0.00
0.00
0.08
28.94
0.05
52.78
107
1.12
36.89
61.99
5.00
0.01
0.38
0.64
0.01
0.00
0.00
0.00
1.63
2.32
97.76
0.20
4.23
12.86
0.16
0.00
0.00
29.94
0.14
50.24
1.90
37.94
60.16
5.00
0.02
0.38
0.61
0.01
0.00
0.00
0.00
1.62
2.36
97.60
0.32
4.27
12.24
0.09
0.00
0.00
29.71
0.00
50.97
108
14.11
48.46
37.43
5.00
0.13
0.47
0.36
0.03
0.00
0.00
0.00
1.51
2.50
97.05
2.33
5.27
7.37
0.52
0.00
0.00
27.67
0.00
53.90
109
PDT1403B
110
1.29
58.28
40.44
5.00
0.01
0.62
0.43
0.00
0.00
0.00
0.00
1.44
2.50
98.25
0.23
6.95
8.73
0.00
0.00
0.00
26.64
0.00
55.70
0.00
11.68
5.01
0.08
99.17
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
TOTAL
112
99.66
0.21
4.87
11.97
0.00
0.00
0.87
29.36
0.00
52.38
113
98.85
0.22
4.66
11.73
0.00
0.00
0.59
29.55
0.00
52.11
114
100.26
0.15
4.98
11.91
0.00
0.00
0.15
29.54
0.00
53.52
1.57
0.00
0.00
0.00
0.00
0.57
0.44
0.00
5.00
56.04
43.50
0.46
4+
Al3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Ti
2.42
Si4+
1.19
41.90
56.91
5.00
0.01
0.43
0.59
0.00
0.00
0.03
0.00
1.57
2.37
1.26
41.28
57.46
5.00
0.01
0.41
0.57
0.00
0.00
0.02
0.00
1.60
2.38
0.87
42.71
56.43
5.00
0.01
0.44
0.58
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.42
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
0.09
0.00
FeO
0.00
29.10
Al2O3
SiO2
TiO2
111
53.19
% OXIDO
Tabla F.9: (continuación)
115
0.79
40.35
58.87
5.00
0.01
0.38
0.56
0.00
0.00
0.03
0.00
1.83
2.20
99.47
0.13
4.32
11.42
0.00
0.00
0.72
34.39
0.00
48.50
116
117
118
119
0.10
0.15
0.11
0.71
0.27
6.56
9.37
0.00
0.00
0.41
0.29
6.43
9.11
0.01
0.00
0.55
0.37
6.37
8.64
0.00
0.00
5.00
0.02
0.58
0.45
0.00
0.00
0.03
0.00
1.47
2.46
5.00
0.02
0.56
0.43
0.00
0.00
0.02
0.01
1.44
2.53
5.00
0.02
0.56
0.40
0.00
0.00
0.02
0.00
1.50
2.50
1.10
1.51
1.65
2.12
40.35 55.03 55.15 55.94
58.55 43.45 43.20 41.93
5.03
0.01
0.40
0.60
0.00
0.00
0.02
0.00
1.60
2.36
99.09 99.82 99.86 99.29
0.19
4.65
12.22
0.00
0.00
0.48
29.62 27.73 27.05 28.00
0.03
51.89 55.08 56.39 55.24
120
0.52
38.22
61.26
5.00
0.01
0.39
0.63
0.00
0.00
0.00
0.00
1.61
2.37
99.29
0.09
4.43
12.86
0.00
0.00
0.07
29.89
0.00
51.94
121
122
123
0.02
0.20
0.18
6.62
8.50
0.00
0.00
5.00
0.01
0.58
0.41
0.00
0.00
0.01
0.00
1.42
2.57
1.29
1.04
54.34 57.90
44.38 41.06
5.00
0.01
0.54
0.44
0.00
0.00
0.01
0.00
1.47
2.53
99.54 99.30
0.22
6.17
9.12
0.00
0.00
0.25
27.74 26.82
0.04
55.99 56.95
F-30
0.79
37.93
61.28
5.00
0.01
0.38
0.61
0.00
0.00
0.01
0.00
1.62
2.36
99.58
0.14
4.30
12.57
0.00
0.00
0.20
30.22
0.13
52.01
ETE2301B
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
124
3.86
54.42
41.72
5.03
0.04
0.54
0.41
0.01
0.00
0.02
0.00
1.59
2.42
98.53
0.66
6.07
8.42
0.18
0.00
0.40
29.43
0.00
53.38
125
6.80
38.89
54.31
5.04
0.07
0.38
0.54
0.07
0.00
0.07
0.00
1.57
2.33
98.25
1.13
4.23
10.70
1.06
0.00
1.82
28.90
0.11
50.30
126
0.98
48.28
50.74
5.00
0.01
0.49
0.51
0.00
0.00
0.01
0.01
1.51
2.47
99.82
0.17
5.54
10.54
0.00
0.00
0.18
28.28
0.19
54.91
127
0.89
53.65
45.46
5.00
0.01
0.55
0.46
0.00
0.00
0.03
0.00
1.44
2.52
99.37
0.16
6.26
9.60
0.00
0.00
0.72
26.98
0.00
55.66
128
1.18
54.83
43.99
5.00
0.01
0.56
0.45
0.00
0.00
0.02
0.00
1.44
2.53
98.79
0.21
6.30
9.14
0.00
0.00
0.50
26.74
0.00
55.90
129
130
0.25
6.64
9.34
0.00
0.00
0.57
26.84
0.11
56.67
131
0.38
5.11
10.97
0.03
0.00
0.93
28.77
0.10
53.46
2.31
44.03
53.66
5.01
0.02
0.41
0.51
0.01
0.00
0.02
0.01
1.57
2.40
1.38
55.49
43.13
5.01
0.01
0.58
0.44
0.00
0.00
0.02
0.00
1.41
2.54
2.21
44.73
53.07
5.00
0.02
0.45
0.54
0.00
0.00
0.04
0.00
1.51
2.42
99.25 100.43 99.74
0.40
5.07
11.17
0.14
0.00
0.54
29.24
0.19
52.50
132
2.56
41.57
55.86
5.00
0.03
0.43
0.56
0.02
0.00
0.04
0.00
1.53
2.41
98.24
0.44
4.74
11.52
0.25
0.00
0.93
28.12
0.00
52.24
133
1.36
41.09
57.55
5.00
0.01
0.42
0.58
0.01
0.00
0.01
0.00
1.56
2.40
98.99
0.24
4.75
12.04
0.10
0.00
0.32
29.16
0.00
52.38
Tabla F.9: (continuación)
12.21
4.71
0.06
MgO
CaO
Na2O
K2O
135
99.52
0.44
4.86
11.48
0.11
0.00
0.67
28.76
0.06
53.13
139
99.17
0.06
2.34
16.99
0.04
0.00
0.20
33.02
0.05
46.48
1.57
0.00
0.01
0.00
0.00
0.59
0.41
0.00
5.00
58.70
40.96
0.34
4+
Al3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Ti
2.42
Si4+
2.51
42.32
55.18
5.00
0.02
0.43
0.56
0.01
0.00
0.02
0.00
1.54
2.42
0.35
19.92
79.73
5.04
0.00
0.21
0.85
0.00
0.00
0.01
0.00
1.81
2.16
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
100.06
0.00
MnO
TOTAL
0.21
0.00
FeO
0.09
29.35
Al2O3
SiO2
TiO2
134
53.43
% OXIDO
ETE2301B
141
0.68
42.35
56.97
5.00
0.01
0.44
0.59
0.00
0.00
0.01
0.00
1.57
2.38
98.91
0.12
5.01
12.19
0.00
0.00
0.24
29.23
0.00
52.12
0.41
46.67
52.92
5.00
0.00
0.47
0.55
0.00
0.00
0.01
0.00
1.54
2.42
100.07
0.07
5.54
11.36
0.00
0.05
0.20
28.90
0.12
53.84
142
F-31
0.94
58.07
41.00
5.00
0.01
0.60
0.43
0.00
0.00
0.01
0.00
1.42
2.53
99.88
0.17
7.00
8.94
0.05
0.00
0.16
26.84
0.02
56.69
143
ETE2602A
145
0.46
54.12
45.42
5.00
0.00
0.56
0.48
0.00
0.00
0.00
0.00
1.44
2.51
99.62
0.08
6.55
9.94
0.02
0.00
0.06
27.26
0.00
55.71
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
146
0.48
32.67
66.85
5.01
0.01
0.35
0.71
0.00
0.00
0.00
0.00
1.66
2.28
99.61
0.09
3.94
14.60
0.02
0.00
0.10
30.83
0.07
49.95
147
0.73
40.42
58.85
5.03
0.01
0.44
0.63
0.00
0.00
0.01
0.00
1.64
2.30
94.41
0.13
4.71
12.42
0.00
0.00
0.28
29.14
0.02
47.71
0.48
48.06
51.46
5.03
0.01
0.52
0.54
0.00
0.00
0.03
0.00
1.60
2.33
93.03
0.08
5.48
10.62
0.00
0.00
0.75
27.93
0.09
48.08
148
0.68
47.30
52.02
5.01
0.01
0.50
0.55
0.00
0.00
0.02
0.00
1.56
2.37
94.78
0.12
5.41
10.76
0.00
0.00
0.52
28.03
0.10
49.85
150
N-1527
151
0.46
42.45
57.09
5.01
0.01
0.46
0.61
0.00
0.00
0.00
0.00
1.63
2.30
94.79
0.08
4.94
12.03
0.00
0.00
0.09
29.26
0.03
48.36
0.55
0.10
0.00
11.11
4.99
0.28
98.01
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
TOTAL
98.59
0.27
4.66
11.75
0.00
0.00
0.45
28.62
0.11
52.72
153
97.42
0.19
4.83
11.84
0.00
0.00
0.52
28.97
0.16
50.91
156
97.65
0.14
4.49
12.46
0.00
0.00
0.54
29.12
0.03
50.86
157
2.44
1.53
0.00
0.02
0.00
0.00
0.55
0.44
0.02
5.00
54.28
44.08
1.63
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
1.56
41.11
57.33
5.00
0.02
0.42
0.58
0.00
0.00
0.02
0.00
1.55
2.42
1.10
42.00
56.90
5.00
0.01
0.43
0.59
0.00
0.00
0.02
0.01
1.58
2.36
0.82
39.14
60.04
5.00
0.01
0.40
0.61
0.00
0.00
0.02
0.00
1.60
2.36
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
0.00
28.10
Al2O3
52.89
SiO2
TiO2
152
% OXIDO
1.26
43.02
55.72
5.02
0.01
0.45
0.58
0.00
0.00
0.02
0.00
1.59
2.37
95.33
0.22
4.91
11.52
0.00
0.00
0.51
28.34
0.00
49.83
158
1.01
39.06
59.93
4.99
0.01
0.39
0.60
0.00
0.00
0.02
0.00
1.53
2.44
100.77
0.18
4.46
12.39
0.00
0.00
0.42
28.85
0.12
54.35
160
1.16
41.92
56.93
5.00
0.01
0.43
0.57
0.00
0.00
0.02
0.00
1.54
2.43
99.16
0.20
4.79
11.78
0.00
0.00
0.55
28.60
0.13
53.12
162
CY0408
F-32
1.10
41.74
57.15
5.00
0.01
0.43
0.58
0.00
0.00
0.02
0.00
1.53
2.43
99.73
0.19
4.84
12.00
0.00
0.00
0.56
28.56
0.06
53.52
161
1.01
40.47
58.52
5.00
0.01
0.41
0.59
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.43
98.88
0.17
4.60
12.04
0.00
0.00
0.36
28.69
0.04
52.97
164
1.16
33.41
65.43
5.00
0.01
0.33
0.65
0.00
0.00
0.02
0.00
1.60
2.37
100.30
0.20
3.79
13.44
0.00
0.00
0.52
30.01
0.00
52.35
165
1.61
42.66
55.73
5.00
0.01
0.43
0.57
0.00
0.00
0.01
0.00
1.56
2.42
96.75
0.28
4.82
11.39
0.00
0.00
0.38
28.27
0.00
51.61
166
0.95
41.78
57.27
5.00
0.01
0.43
0.59
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.41
99.24
0.17
4.89
12.14
0.00
0.00
0.43
28.96
0.00
52.65
167
1.13
44.21
54.65
5.00
0.01
0.45
0.56
0.00
0.00
0.01
0.00
1.55
2.42
96.84
0.20
5.05
11.30
0.00
0.00
0.48
28.12
0.00
51.68
169
0.96
43.05
55.98
5.00
0.01
0.44
0.57
0.00
0.00
0.02
0.00
1.55
2.41
98.71
0.17
4.99
11.75
0.00
0.00
0.67
28.60
0.07
52.46
170
Tabla F.10: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Coya: Formación Farellones).
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
172
1.11
40.31
58.58
5.00
0.01
0.41
0.60
0.00
0.00
0.01
0.01
1.57
2.39
98.83
0.19
4.62
12.16
0.00
0.00
0.42
29.03
0.25
52.14
0.57
93.07
K2O
TOTAL
176
96.44
0.50
6.04
9.02
0.00
0.00
0.58
26.28
0.12
53.90
177
97.86
0.58
6.26
8.76
0.00
0.00
0.51
25.94
0.09
55.70
1.52
0.00
0.01
0.00
0.00
0.45
0.57
0.02
5.01
42.32
54.39
3.29
4+
Al3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Na+
K+
NºCationes
Anortita
Albita
Ortoclasa
Ti
2.44
Si4+
2.89
53.21
43.90
5.00
0.02
0.54
0.45
0.00
0.00
0.02
0.00
1.45
2.52
3.34
54.51
42.15
5.00
0.03
0.56
0.43
0.00
0.00
0.01
0.00
1.40
2.56
Fórmula estructural en base a 8 oxígenos
8.77
6.23
MgO
Na2O
0.00
MnO
CaO
0.47
0.00
FeO
0.00
26.79
Al2O3
SiO2
TiO2
174
50.24
% OXIDO
178
3.04
52.57
44.39
5.00
0.03
0.54
0.46
0.00
0.00
0.01
0.00
1.45
2.51
96.21
0.53
6.00
9.16
0.00
0.00
0.30
26.27
0.02
53.93
F-33
2.93
50.88
46.20
5.00
0.03
0.51
0.46
0.00
0.00
0.02
0.00
1.42
2.56
100.24
0.51
5.80
9.53
0.00
0.00
0.60
26.77
0.00
57.04
179
ETS0417
2.49
50.12
47.39
5.00
0.03
0.51
0.48
0.00
0.00
0.02
0.01
1.44
2.54
99.92
0.44
5.77
9.88
0.00
0.00
0.43
27.01
0.15
56.22
180
2.76
50.44
46.79
5.00
0.03
0.51
0.48
0.00
0.00
0.01
0.01
1.47
2.49
97.99
0.48
5.80
9.73
0.00
0.00
0.40
27.09
0.36
54.13
181
2.81
49.82
47.37
5.00
0.03
0.50
0.48
0.00
0.00
0.01
0.00
1.45
2.53
99.18
0.49
5.68
9.78
0.00
0.00
0.38
27.12
0.00
55.74
183
3.96
59.22
36.83
5.02
0.04
0.61
0.38
0.00
0.00
0.02
0.00
1.37
2.58
95.88
0.69
6.80
7.65
0.00
0.00
0.54
24.88
0.08
55.25
184
Tabla F.11: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Superficie: Formación Farellones).
ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas
1
2
3
4
5
6
7
0
0
01a
0
3
1
1
2
0
1
2
3
4
1
5
6
ETM0302A
7
0
1
3
2
3
4
3
0.00
0.00
0.00
2.00
0.00
0.00
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.00
Mt
Oxígeno
Catión
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
Cr3+
V3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Cu2+
Na+
K+
TOTAL
Estructura
Rt
2.00
0.01
1.92
0.01
0.02
0.01
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
2
3.95
4
4
0.01
0.00
0.01
1.89
0.00
0.04
1.05
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.93
0.00
0.03
1.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.01
1.92
0.00
0.03
1.02
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.01
1.93
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.94
0.00
0.03
1.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
3.01 3.01 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.00
0.01
0.00
0.01
1.91
0.00
0.04
1.04
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
Rt
2.00
0.00
1.94
0.00
0.03
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
2
3.97
0.05
0.00
0.04
1.84
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.02
0.00
0.02
0.00
3
4
0.01
0.00
0.01
1.93
0.00
0.02
1.01
0.01
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
3
4
0.18
0.00
0.14
1.52
0.00
0.03
1.00
0.00
0.00
0.06
0.00
0.07
0.00
3
4
0.00
0.95
0.00
2.02
0.00
0.04
0.98
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
4
6
Mt
Mt
F-34
Mt
Mt
Ilm
3.01 3.00 3.00 3.00 4.00
0.01
0.00
0.01
1.91
0.00
0.04
1.04
0.00
0.00
0.01
0.01
0.00
0.00
3
4
Mt
3.00
0.00
0.01
0.00
1.94
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.02
0.71
0.00
2.53
0.00
0.02
0.72
0.01
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
4
6
0.03
0.65
0.01
2.60
0.00
0.02
0.67
0.01
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
4
6
0.00
0.96
0.00
2.05
0.00
0.02
0.96
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
4
6
0.00
0.00
0.01
1.98
0.00
0.00
1.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.06
1.76
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.03
0.00
0.03
0.00
3
4
Mt
Ilm
Ilm
Ilm
Mt
Mt
3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.00
0.00
0.01
0.01
1.91
0.00
0.01
1.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
3
4
Mt
3.00
0.01
0.00
0.01
1.93
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
3.00
0.01
0.00
0.01
1.94
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
3
4
0.00
0.00
0.01
1.97
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.06
0.00
0.06
1.80
0.01
0.01
1.03
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.02
3
4
Mt
Mt
Mt
3.00 3.00 3.00
0.02
0.00
0.02
1.92
0.01
0.01
1.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
3
4
0.33 0.31 0.46 0.03 1.64
0.00 0.00 0.07 0.00 0.04
0.28 0.28 0.41 0.11 1.44
66.44 65.79 66.49 67.84 62.92
0.02 0.13 0.22 0.04 0.32
0.32 0.25 0.22 0.21 0.18
31.45 30.84 31.28 31.04 32.37
0.02 0.00 0.00 0.00 0.00
0.03 0.00 0.03 0.02 0.03
0.39 0.17 0.13 0.11 0.26
0.04 0.05 0.00 0.02 0.00
0.00 0.01 0.00 0.03 0.02
0.02 0.13 0.22 0.04 0.32
8
97.45 99.90 97.64 98.75 98.29 98.53 99.19 97.95 98.64 98.22 101.02 98.25 98.64 98.33 99.71 99.18 101.06 99.20 98.28 97.50 97.07 99.52 98.64 99.34 97.95 99.54 99.49 99.52
0
04a
TOTAL
0
ETM1501A
0.01 0.46 0.13 0.27 0.04 0.01 0.25 0.19 0.37 0.04 0.11 0.15 1.34 0.31 5.00 0.03 0.04 0.55 0.05 0.58 0.01 0.00 2.41
0.00 96.57 0.00 0.09 0.06 0.06 0.01 0.00 0.04 0.06 98.29 0.02 0.09 0.02 0.00 24.23 0.34 0.38 17.77 16.16 23.99 0.04 0.13
0.00 0.22 0.25 0.24 0.11 0.07 0.17 0.18 0.21 0.11 0.00 0.13 0.85 0.21 3.25 0.06 0.00 0.21 0.04 0.17 0.06 0.11 1.41
67.21 1.20 64.66 64.68 66.48 65.73 66.04 66.34 65.95 65.76 1.50 64.97 63.51 65.70 55.43 51.49 67.80 65.63 63.50 64.91 51.00 68.18 61.28
0.00 0.30 0.05 0.07 0.03 0.03 0.09 0.02 0.00 0.03 0.13 0.00 0.01 0.04 0.02 0.01 0.03 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00
0.00 0.50 0.66 0.76 0.39 0.62 0.58 0.27 0.32 0.51 0.79 0.67 0.40 0.44 0.57 0.69 0.36 0.27 0.34 0.25 0.29 0.09 0.23
30.19 0.00 31.61 32.41 30.78 31.67 31.56 30.52 31.31 31.47 0.00 31.88 31.45 30.98 32.60 22.53 32.34 31.82 16.29 14.92 21.47 30.90 32.07
0.00 0.00 0.01 0.00 0.04 0.04 0.07 0.00 0.08 0.00 0.00 0.02 0.11 0.18 0.07 0.00 0.02 0.00 0.14 0.13 0.00 0.06 0.09
0.04 0.11 0.02 0.00 0.00 0.00 0.03 0.05 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.05 0.05 0.03 0.02 0.00 0.00
0.00 0.18 0.20 0.16 0.24 0.26 0.23 0.29 0.33 0.18 0.03 0.32 0.58 0.28 1.64 0.14 0.10 0.19 0.10 0.32 0.13 0.14 0.63
0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.03 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.10 0.00 0.03 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00
0.00 0.06 0.00 0.00 0.08 0.00 0.06 0.06 0.03 0.00 0.02 0.00 0.27 0.08 1.03 0.00 0.00 0.09 0.00 0.04 0.05 0.00 0.40
0.00 0.30 0.05 0.07 0.03 0.03 0.09 0.02 0.00 0.03 0.13 0.00 0.01 0.04 0.02 0.01 0.03 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00
1
00a
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
Cr2O3
V2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
CuO
Na2O
K2O
%OXIDO
05a
Tabla F.12: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti asociados a muestras del yacimiento El Teniente.
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
2
3
4
5
8
9
11
14
15
16
17
18
19
21
1
2
3
4
5
1
6
7
8
9
10
11
Mt
Mt
Mt
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Mt
0.01
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
Mt
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.10
0.00
0.08
1.72
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.02
0.00
0.04
0.00
3
4
Mt
0.01
0.00
0.01
1.94
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.02
0.01
0.01
1.90
0.00
0.02
1.02
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
3
4
F-35
Mt
0.00
0.01
0.00
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.01
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
Ilm
0.02
0.00
0.02
3.89
0.00
0.03
0.02
0.00
0.01
0.02
0.00
0.01
0.00
4
6
Mt
0.01
0.00
0.00
1.95
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.02
1.89
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.03
0.00
0.00
1.94
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3
4
0.03
0.80
0.02
2.30
0.00
0.02
0.82
0.00
0.02
0.01
0.00
0.00
0.00
4
6
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt Ilm Mt
0.01
0.00
0.00
1.95
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.01
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.01
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3
4
Mt
0.02
0.00
0.00
1.92
0.00
0.01
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.01
0.01
1.94
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
3.00 4.00 3.00 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 4.01 3.01 3.01 3.00 3.00 3.00 4.00 3.01 3.01 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00
Estructura Mt
0.02
0.00
0.02
1.93
0.00
0.01
1.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
3
4
TOTAL
0.02
1.97
0.01
0.02
0.00
0.01
1.74
0.20
0.00
0.02
0.00
0.01
0.00
3
4
0.05
0.00
0.04
1.86
0.00
0.00
0.99
0.00
0.00
0.02
0.00
0.02
0.00
3
4
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
Cr3+
V3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Cu2+
Na+
K+
4
6
3
0.46 0.02 0.17 0.10 0.11 0.39 0.14 0.75 0.17 0.11 0.32 0.55 0.08 0.05 0.13 0.07 0.61 0.10 0.08
0.35 0.24 0.01 0.02 0.03 0.02 0.12 0.10 0.12 0.08 0.07 20.35 0.05 0.04 0.07 0.03 0.06 0.31 0.07
0.31 0.05 0.07 0.17 0.04 0.30 0.07 0.42 0.08 0.10 0.05 0.27 0.10 0.13 0.12 0.06 0.06 0.15 0.07
65.93 66.82 66.86 67.50 67.14 97.67 66.74 63.98 66.6868.0466.6758.5467.1466.7466.6667.6266.47 67.21 67.43
0.10 0.04 0.05 0.06 0.02 0.05 0.04 0.02 0.04 0.04 0.06 0.02 0.05 0.02 0.06 0.06 0.04 0.01 0.00
0.31 0.27 0.20 0.22 0.17 0.29 0.22 0.24 0.35 0.20 0.23 0.31 0.27 0.22 0.20 0.24 0.24 0.24 0.24
31.88 31.47 30.89 31.30 30.92 0.44 31.31 31.05 31.8331.1931.4518.7631.3130.9330.9430.8332.13 31.91 31.54
0.04 0.03 0.08 0.00 0.00 0.05 0.06 0.13 0.00 0.03 0.08 0.00 0.03 0.02 0.08 0.04 0.00 0.01 0.06
0.12 0.00 0.00 0.04 0.00 0.08 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.27 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01
0.01 0.04 0.10 0.07 0.24 0.39 0.10 0.39 0.03 0.04 0.03 0.10 0.08 0.08 0.04 0.03 0.02 0.04 0.02
0.05 0.08 0.00 0.06 0.06 0.01 0.13 0.00 0.04 0.00 0.00 0.01 0.05 0.00 0.00 0.05 0.05 0.02 0.02
0.05 0.00 0.01 0.00 0.00 0.05 0.00 0.03 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.10 0.02 0.00 0.00
0.10 0.04 0.05 0.06 0.02 0.05 0.04 0.02 0.04 0.04 0.06 0.02 0.05 0.02 0.06 0.06 0.04 0.01 0.00
13
4
0.11
0.16
0.10
67.60
0.01
0.32
32.04
0.08
0.04
0.01
0.02
0.00
0.01
12
Catión
0.29 0.02 0.03 0.11
0.01 0.02 0.07 0.03
0.22 0.10 0.10 0.13
66.27 67.69 66.86 66.99
0.06 0.05 0.00 0.02
0.27 0.22 0.32 0.22
31.18 31.26 31.54 31.16
0.11 0.00 0.00 0.08
0.05 0.04 0.00 0.00
0.08 0.02 0.03 0.05
0.00 0.03 0.02 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00
0.06 0.05 0.00 0.02
7
Oxígeno
2.78
0.02
1.89
61.33
0.07
0.30
32.55
0.00
0.00
0.45
0.03
0.56
0.07
6
99.48 97.34 98.89 98.41 99.46 99.09 99.28 100.05 98.59 99.49 98.98 98.82 100.50 99.73 99.09 98.48 99.60 98.75 99.78 98.96 97.14 99.3999.9699.0099.2299.2398.2598.3699.1899.73100.0599.55
1
TOTAL
3
ETM1601A
1.40 0.38 0.41 0.07 0.16 0.11 0.06
0.03 50.62 0.05 0.07 0.07 0.04 0.05
0.87 0.16 0.34 0.14 0.06 0.11 0.10
64.92 0.42 66.21 66.45 67.46 67.25 67.31
0.00 0.06 0.13 0.05 0.04 0.06 0.02
0.06 0.23 0.27 0.31 0.23 0.23 0.25
31.19 40.33 31.02 31.09 31.08 31.12 31.30
0.06 4.61 0.11 0.09 0.05 0.02 0.08
0.08 0.02 0.10 0.00 0.04 0.00 0.00
0.57 0.40 0.07 0.07 0.13 0.07 0.09
0.06 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.01
0.23 0.05 0.05 0.00 0.05 0.02 0.00
0.00 0.06 0.13 0.05 0.04 0.06 0.02
2
0
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
Cr2O3
V2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
CuO
Na2O
K2O
%OXIDO
7
Tabla F.12: (continuación)
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
16
17
19
20
21
1
2
1
2
3
5
6
7
8
4
3
0.23
0.00
0.00
1.51
0.00
0.01
1.23
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.00
Mt
Oxígeno
Catión
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
Cr3+
V3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Cu2+
Na+
K+
TOTAL
Estructura
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
Mt
3.00 3.00
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3
4
4
Mt
3.00
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
Ilm
4.00
0.05
0.56
0.02
2.72
0.01
0.02
0.59
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.01
4
6
4
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.15
0.09
0.00
1.51
0.00
0.01
1.24
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
0.01
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.97
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.03
0.00
0.00
1.91
0.00
0.02
1.04
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.00
1.96
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.02
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
3
4
0.03
0.00
0.01
1.91
0.00
0.02
1.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.03
0.08
0.04
67.68
0.07
0.33
31.66
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.07
9
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
F-36
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00
0.01
0.00
0.01
1.95
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
1.02 0.14 0.07 3.85 0.16 0.00 0.09 0.03 0.75 0.13 0.13 0.07 0.66
14.49 0.16 0.05 3.11 0.05 0.09 0.07 0.01 0.00 0.00 0.03 0.10 0.04
0.39 0.13 0.03 0.00 0.14 0.12 0.11 0.13 0.01 0.02 0.09 0.12 0.15
70.21 67.01 67.34 53.04 67.23 67.61 67.04 67.14 66.20 66.94 66.97 67.38 65.70
0.18 0.05 0.03 0.04 0.09 0.06 0.06 0.05 0.02 0.04 0.08 0.06 0.05
0.27 0.25 0.29 0.22 0.32 0.21 0.34 0.33 0.31 0.25 0.29 0.32 0.30
13.79 31.46 31.52 39.11 31.29 30.99 31.68 31.50 32.45 31.22 30.95 31.35 32.05
0.00 0.11 0.00 0.00 0.00 0.07 0.05 0.01 0.02 0.01 0.05 0.00 0.14
0.20 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00
0.06 0.05 0.03 0.04 0.11 0.01 0.00 0.03 0.13 0.10 0.06 0.03 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.03 0.07 0.07 0.00 0.09 0.00 0.03 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.07 0.01
0.18 0.05 0.03 0.04 0.09 0.06 0.06 0.05 0.02 0.04 0.08 0.06 0.05
18
11
13
14
1
2
3
5a
4
5
Mt
3.00
0.14
0.01
0.09
1.59
0.03
0.01
0.99
0.00
0.09
0.00
0.00
0.00
0.04
3
4
Rt
2.00
0.21
1.74
0.00
0.00
0.00
0.01
0.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
2
3.95
0.01
0.00
0.07
1.71
0.00
0.02
1.04
0.00
0.00
0.04
0.00
0.01
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.00
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.05
0.00
0.01
1.86
0.00
0.02
1.07
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.94
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.94
0.00
0.02
1.04
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00
0.01
0.00
0.00
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
4
3.83 8.19 0.15 2.63 0.06 0.14 1.28 0.08 0.09
0.50 90.88 0.12 0.00 0.06 0.09 0.12 0.11 0.15
2.05 0.10 0.08 1.68 0.18 0.09 0.13 0.19 0.10
57.53 0.00 66.23 60.26 67.76 67.65 64.00 67.08 66.90
0.93 0.07 0.01 0.06 0.08 0.08 0.04 0.00 0.00
0.30 0.48 0.30 0.32 0.22 0.23 0.33 0.36 0.42
32.02 1.32 31.12 33.07 31.20 31.51 33.11 31.88 32.16
0.00 0.03 0.03 0.10 0.08 0.00 0.00 0.05 0.02
1.64 0.08 0.00 0.00 0.03 0.04 0.00 0.01 0.00
0.02 0.14 0.28 0.92 0.06 0.02 0.04 0.01 0.03
0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.00
0.04 0.00 0.00 0.18 0.01 0.00 0.01 0.03 0.00
0.93 0.07 0.01 0.06 0.08 0.08 0.04 0.00 0.00
10
ETM1602B
99.36 99.48 100.42 99.01 98.97 100.13 100.79 99.42 99.41 99.46 99.60 99.30 99.57 99.35 99.93 98.86 98.80 99.58 99.14 100.00 99.79 101.38 98.35 99.29 99.82 99.93 99.10 99.90 99.86
15
5
TOTAL
14
0.05 0.00 0.08 0.08 0.02
0.04 0.06 0.08 0.15 0.14
0.00 0.09 0.13 0.10 0.12
67.75 68.37 67.23 66.58 67.82
0.01 0.05 0.01 0.02 0.06
0.21 0.24 0.25 0.31 0.29
31.32 31.42 30.96 31.52 31.48
0.06 0.02 0.07 0.04 0.10
0.00 0.00 0.00 0.03 0.01
0.03 0.04 0.11 0.04 0.00
0.00 0.04 0.00 0.08 0.00
0.00 0.04 0.07 0.00 0.04
0.01 0.05 0.01 0.02 0.06
13
2
ETM1101A
6.09
0.08
0.07
53.39
0.05
0.25
39.19
0.01
0.02
0.09
0.09
0.00
0.05
12
1
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
Cr2O3
V2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
CuO
Na2O
K2O
%OXIDO
Tabla F.12: (continuación)
ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti
0.01
0.00
0.00
1.94
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3.00 3.00 3.00
Mt
TOTAL
Estructura
Mt
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
Mt
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Si4+
Ti4+
Al3+
Fe3+
Cr3+
V3+
Fe2+
Mn2+
Mg2+
Ca2+
Cu2+
Na2+
K2+
3
3
4
4
Catión
0.01
0.00
0.00
1.95
0.00
0.02
1.00
0.00
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
3
4
10
0.16
0.00
0.07
67.49
0.05
0.36
31.02
0.01
0.00
0.46
0.00
0.06
0.05
11
0.25
0.02
0.14
65.85
0.08
0.38
31.38
0.02
0.05
0.07
0.08
0.00
0.08
12
0.10
0.05
0.01
67.29
0.03
0.32
31.65
0.00
0.00
0.08
0.00
0.00
0.03
13
0.16
0.09
0.10
66.66
0.05
0.28
31.35
0.05
0.00
0.07
0.00
0.00
0.05
0.01
0.00
0.01
1.93
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.96
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.01
0.00
0.00
1.95
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
1.97
0.00
0.02
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
2.014
4
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Mt
Rt
2.00
0.00
1.96
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
2
3.97
0
00b
0.06 0.12
98.81 99.14
0.00 0.03
0.87 0.71
0.14 0.14
0.73 0.41
0.00 0.00
0.00 0.00
0.00 0.04
0.04 0.16
0.00 0.00
0.02 0.00
0.14 0.14
3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.01
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
9
0.06
0.03
0.07
67.17
0.04
0.26
30.85
0.08
0.01
0.05
0.06
0.06
0.04
0
0.01
99.22
0.03
0.00
0.17
0.62
0.85
0.00
0.01
0.11
0.00
0.03
0.17
Rt
2.00
0.00
1.95
0.00
0.00
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
2
3.96
Rt
2.00
0.00
1.95
0.00
0.00
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
2
3.95
1
0.03
100.14
0.00
0.00
0.14
0.67
0.74
0.04
0.06
0.23
0.03
0.07
0.14
F-37
Rt
2.00
0.00
1.95
0.00
0.00
0.00
0.01
0.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
2
3.96
0
0.07
99.19
0.00
0.00
0.19
0.60
0.76
0.00
0.00
0.11
0.00
0.02
0.19
Rt
2.00
0.02
1.96
0.00
0.02
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
2
3.98
0
0.61
98.99
0.00
0.78
0.04
0.39
0.00
0.00
0.01
0.01
0.02
0.00
0.04
1
Rt
2.00
0.00
1.96
0.00
0.01
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.01
2
3.967
0
0.04
98.41
0.01
0.71
0.18
0.52
0.00
0.03
0.00
0.19
0.00
0.04
0.18
2
Rt
2.00
0.00
1.95
0.00
0.02
0.01
0.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
2
3.97
4
0.01
0.00
0.01
1.94
0.00
0.01
1.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.01
3
Mt
Mt
3.00 3.00
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
Mt
3.00
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0
2
3
4a
0.11 0.10 0.32 0.03
98.38 0.09 0.08 0.02
0.00 0.13 0.23 0.26
1.08 67.50 66.34 68.32
0.23 0.04 0.11 0.01
0.43 0.27 0.20 0.25
0.00 31.55 30.83 31.86
0.00 0.08 0.14 0.02
0.00 0.00 0.00 0.00
0.09 0.08 0.07 0.06
0.07 0.01 0.00 0.01
0.00 0.00 0.04 0.00
0.23 0.04 0.11 0.01
PDT!1403a
3
1
0
Mt
3.00
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
4
0.01
0.00
0.01
1.93
0.00
0.02
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.95
0.00
0.02
1.03
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
6
0.01
1.73
0.00
0.48
0.00
0.01
1.65
0.08
0.00
0.02
0.00
0.00
0.00
4
4
0.01
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.00
1.97
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
0.00
0.00
0.01
1.96
0.00
0.01
1.01
0.00
0.00
0.01
0.00
0.00
0.00
3
Mt
Mt
Mt
Ilm
Mt
Mt
Mt
3.01 3.00 3.01 4.00 3.00 3.00 3.01
0.01
0.00
0.01
1.94
0.00
0.01
1.02
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
0.00
3
4
4b
5
6
7
9
1
2
3
0.10 0.22 0.29 0.04 0.40 0.17 0.07 0.05
0.03 0.12 0.04 0.08 44.55 0.00 0.01 0.09
0.05 0.26 0.32 0.19 0.03 0.11 0.10 0.17
68.43 66.78 66.80 67.07 12.43 67.40 66.86 66.99
0.01 0.03 0.06 0.00 0.01 0.03 0.04 0.01
0.21 0.21 0.29 0.36 0.24 0.14 0.21 0.22
31.51 31.60 31.87 31.85 38.22 31.16 30.94 31.21
0.00 0.00 0.09 0.03 1.77 0.00 0.03 0.00
0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00
0.06 0.04 0.01 0.00 0.34 0.03 0.03 0.12
0.00 0.02 0.06 0.00 0.06 0.00 0.05 0.03
0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00
0.01 0.03 0.06 0.00 0.01 0.03 0.04 0.01
ETR0201A
100.0 99.99 100.26 98.80 99.74 98.40 99.56 98.85 100.8 100.89 101.21 102.29 101.12 100.89 100.31 100.61 99.88 98.47 100.85 100.46 99.31 99.88 99.62 98.09 99.07 98.38 98.91
Oxígeno
8
0.04
0.14
0.11
67.55
0.04
0.35
31.95
0.00
0.04
0.00
0.00
0.00
0.04
3
TOTAL
7
0.