TTHHÈÈSSEE
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 (Eocène- Oligocène), 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
“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
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 cronopios- cabrestante 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”
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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 2.3.1 MUESTREO...... 44 2.3.2 PETROGRAFIA Y MINERALOGIA MAGNETICA DE LOS SITIOS Y SONDAJES AL ESTE DE LA FALLA OESTE .. 47 2.3.3 PROPIEDADES FISICAS DE LA MINERALOGIA MAGNETICA...... 53 2.3.4 CRISTALOQUIMICA DE MINERALES FERROMAGNETICOS EN EL YACIMIENTO CHUQUICAMATA...... 56 2.3.5 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
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 ANALISIS DE MAGNETISMO REMANENTE ISOTERMAL (IRM) ...... 209 6.1.2 ANALISIS DE CAMPO COERSITIVO REMANENTE (Hcr)...... 210 6.1.3 CICLOS DE HISTERESIS EN EL COMPLEJO MAFICO EL TENIENTE (CMET)...... 211 6.1.4 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-hematitaSS- pseudobrookita ...... 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: Regional map of Chuquicamata district showing the main geological unit on both sides of the West Fissure...... 119 Figure 2: Geological map of Chuquicamata open pit and adjoining outcrops where was performed the paleomagnetic sampling...... 120 Figure 3: Photograph of one sample showing the typical lithology of the Fiesta granodiorite (site Fi3) ...... 121 Figure 4: Microphotographs of samples of the CIF and less-altered zones in East porphyry...... 122 Figure 5: Electron backscatter images from the Fiesta granodiorite ...... 123 Figure 6: Microprobe results of Fiesta Granodiorite...... 124 Figure 7: Log-Log plots of the geometrical mean-site intensity of NRM (Am-1) versus magnetic susceptibility (SI)...... 124 Figure 8: 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 Figure 9: Magnetic susceptibility versus temperature for four samples of the Fiesta granodiorite showing Curie temperatures of magnetite...... 126 Figure 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. (bottom) (C) and (D) Equal-area stereonets of characteristic directions at site An2 (C) and characteristic direction and planes at site An1 (D)...... 126 Figure 11: Typical orthogonal demagnetization diagrams for samples from Fiesta granodiorite and altered East porphyry (in situ coordinates)...... 127 Figure 12: 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 Figure 13: 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 Figure 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 ...... 131 Figure 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...... 133 Figure 16: Characteristic remanent magnetizations (ChRM) from samples from unoriented drill cores (left) and with respect to the magnetic foliations (or lineations for PZM49) ...... 134 Figure 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...... 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 sub- cuenca 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 m) 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+ 8 Na+, (b) Al3+ 8 Si4+ y (c) Fe3+ 8 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 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 Figure 9: (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 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 ...... 258 Figure 11: 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 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 ...... 261 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...... 262 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 Figure 15: Equal-area projection of characteristic magnetizations in drillcore coordinates...... 264 Figure 16: Examples of orthogonal plots of thermal (a,b) and AF (c,d) demagnetization of samples ...... 265 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)...... 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 (JSS , Jr , Hc, Hc r ). 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 (X) 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 (Mioceno- Plioceno), 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
Z 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).
Z 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
Z 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.
Z 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).
Z 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.
Z 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
Z 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 magnético- geoquímico.
Z 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
Z 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.
Z 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
Z 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.
Z 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.
Z 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.
Z 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 Condiciones de Minerales Metálicos pH Alteración Feldespato potásico en vetillas Alta temperatura: Neutro a Calcopirita-bornita- Potásica finas y/o matriz entrecrecida con 400° a 800°C. alcalino pirita-trazas cuarzo granular-mosaico. Biotita Alteración selectiva molibdeno alterando minerales y penetrativa. 1% de pirita ferromagnesianos previos En vetillas: razón py/ccp=3/1 Minerales accesorios: cuarzo, 350°-400°C magnetita, sericita, clorita. biotita También se describen flogopita 300°-350°C. con anhidrita, yeso, illita y clorita. feld.K
Alteración Clorita-epidota albita, calcita, Temperatura baja: Neutro a Magnetita+hematita Propilítica pirita. La clorita altera 200°-250°C. La alcalino. +pirita+< Alteración Naturaleza penetrativa. La Temperatura sobre 5 a 6 (Neutro a Pirita+calcopirita+< Fílica asociación mineralógica cuarzo- los 250°C: sericita ácido). Alta molibdeno-bornita- (cuarzo-sericita) sericita tiende a destruir la textura A temperaturas más fugacidad de calcosina-covelina- primaria de la roca afectada por bajas: illita (200°- azufre. esfalerita-galena- esta alteración. 250°C) o illita- enargita-tennantita- Accesorios: clorita, illita y pirita. smectita (100°- tetrahedrita Sobre 450°C: corindón-sericita- 200°C). 10% de pirita andalusita. En ambientes ricos en Razón py/ccp=12/1 Na: paragonita Alteración Arcillas (caolinita)-cuarzo. La caolinita se forma 4 a 5. Pirita+calcopirita+< Argílica La caolinita altera a plagioclasas a temperaturas bajo Para pH entre 3 bornita-molibdeno- previas y, en menor medida, 300°C. y 4: alunita tenantita-esfalerita- fenocristales de feldespato galena-enargita- potásico y sericita. calcosina dominio de pirita razón py/ccp=23/1 Alteración Cuarzo residual (textura oquerosa) Amplio rango de Entre 1 y 3.5 Enargita+pirita Argílica alunita, jarosita, caolinita temperatura. Sobre Bajo pH 2 Menor Au y Ag. Avanzada pirofilita, pirita. Alteración 350°C: Con domina la Zona superior altamente destructiva. Los andalucita caolinita. alta (periférica) minerales residuales conforman Sobre pH 2, una estructura esqueletal. alunita. 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 54 5 4320 (B) por molécula 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 (Fe3O4- Fe2TiO4); ilmenita-hematita (FeTiO3-Fe2O3) y pseudobrookita-ferropseudobrookita (Fe2TiO5- FeTi2O5). 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: magnetita- ulvospinel (Fe3O4-Fe2TiO4); ilmenita- hematita (FeTiO3-Fe2O3) y 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 S=0.01; (b) S=0.001 y (c) S=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 0 tienen distintas reacciones de equilibrio. Por ejemplo, en presencia de H2S la frontera po-py está representada por la 0 – reacción FeS + 0.5O2(g) +H2S = FeS2 + H2O; en cambio si domina el HS , la ecuación de paso entre ambos + 2+ minerales es 2FeS + 2H + 0.5O2(g)=FeS2 + H2O(l) + Fe . 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 2+ 3+ Fe a Fe , 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 2- relación con el de los ligantes SO4 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, 2- 2+ sujeto al equilibrio entre pirita con HSO4 y Fe ; 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 1kbar). 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 Estado de Características Reacciones oxidación Oxidación de C1 Mt-UlvSS ópticamente homogénea. titanomagnetita primaria S.S. enriquecida en magnetita con baja densidad 6Fe2TiO4 + O2=6FeTiO3 C2 de ilmenita “lamellar” exsuelta paralela al plano +2Fe3O4 111 . Titanomagnetita pobre en Ti, con un aumento de 4Fe2TiO4 + O2=4FeTiO3 C3 la densidad de “ilmenita lamellar” exsuelta +2Fe2O3 paralela al plano 111 del mineral huésped. Oxidación de Primeros estados: textura “moteada” de los intercrecimientos intercrecimientos de ilmenohematita, asociada a de titanohematita- diminutas exsoluciones de espinel y desarrollo de ilmenita ferri-rutilo en ilmenita. Estados más avanzados: La metailmenita es más C4 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 C5 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 Desarrollo incipiente de PsbSS desde rutilo+titanohematita a lo largo de los planos C6 111 relictos. El desarrollo de lentes de rutilo es PsbSS+Rt+titanoHtSS 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 textura grafica con titanohematita. Estas texturas PsbSS+ HtSS C7 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 R1 Ilmenita homogénea primaria Incremento de la reflectividad y cambio de color. R2 Desarrollo de lentes sigmoidales de rutilo a lo Ilm férrica+Rt férrico largo de los planos {0001} y {0111} 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 R3 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. R4 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 {0111} 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 3+ R5 del aumento de Fe 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 R6 más centralizadas del grano, con preferencia Rt+titanoHt+(PsbSS) 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 R7 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 m) 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 m) 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 oxi- exsolución 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 resu ltante 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 litológico- hidrotermal 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+ +sulfuros+>feldespato-K). 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+covelinahematitaanhidritayeso 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 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) 38 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. Z 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, K- Ar 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). Z 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. Z 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 Sitio Ubicación Número de (En coord. Mina) Muestras Muestreo Año 2000 Pórfido Este Pe1 4150N / 3700E 3 Pe2 4400N / 3250E 4 Pe3 3450N / 3650E 13 Pe4 4050N / 3900E 5 Pe5 5150N / 3500E 5 Pe6 5600N / 3750E 19 Granodiorita Este Ge1 4200N / 2000E 6 Muestreo Año 2004 Pórfido Este Pe7 4650N / 3650E 6 Granodiorita Elena- Ge3 4420N / 4400E 4 Granodiorita Este Ge4 2940N / 3950E 2 Granodiorita Elena Ge2 3980N / 3980E 21 Zona de Deformación Este 15 TOTAL MUESTRAS SITIOS 103 Unidad litológica muestreada Sondaje Ubicación Número de (En coord. Mina) Muestras Muestreo Año 2000 Zona de Deformación Este CH-4006 2478N / 3993E 23 Pórfido Este brechizado CH-4594 2544N / 3100E 5 Muestreo Año 2004 Pórfido Este CH-6693 Sin Información 8 Pórfido Este-Zona de Deformación CH6438 3150N / 3600E 5 Este CH6439 3140N / 3590E 5 Granito Este-Zona de Deformación Este 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 clorita- rutilo; 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-covelina- digenita, fig. 2.10.d y f) o en vetillas rectas/stockworks (cuarzo-pirita-< 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 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+digenita- covelina en bordes. (e) Pirita diseminada y (f) Bornita reemplazada por calcosina-digenita. 50 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 arcillas- limonitas, 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%; Pe0309A75%; Pe0608A60%), 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 580 C, temperatura de Curie (TC) de este mineral (Nagata, 1961; Banerjee, 1991). El descenso de la curva a los 350 C 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 450- 550 C 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 400 C 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 (580 C) permiten inferir que la magnetización se correlaciona con magnetita remanente menor a 1 m (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 580 C ( 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 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). 59 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 magnético- mineralógico 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 ( magnetita 8 sulfuros de Fe + [< 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 En base al grupo “Pórfido Este menos alterado” previamente definido 2 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 Tabla 2.2: Intensidad de Magnetismo Remanente Natural (MRN) y susceptibilidad (k) medias (X) 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). Sitio Alteración N MRN X MRN N k X k Q (A/m) (SI) sitio Pórfido Este Pe1 Potásico de fondo. Clorítica 3 8.87E-02 3 2.55E-02 0.18 Pe2 Brechización. Cuarzo-sericita 4 6.22E-05 4 1.57E-05 0.21 Pe3 Potásico de fondo. Clorítica 13 3.55E-02 13 6.47E-03 0.29 Pe4 Potásico-silícica. Cuarzo-sericita 5 5.65E-04 3 1.00E-05 2.98 Pe5 Cuarzo-sericita 5 4.05E-04 4 1.19E-05 1.80 Pe6 Cuarzo-sericita. Supérgena 19 1.57E-03 19 4.67E-05 1.01 Pe7 Potásico-silícica 4 2.39E-03 4 6.06E-05 2.08 Son.6693 Potásico-silícica 8 2.58E-02 6 3.54E-03 0.39 Son.4594 Cuarzo-sericita 5 8.68E-04 5 1.64E-05 2.79 Son.6438 Clorítica 5 1.66E-02 5 2.45E-03 0.36 Son.6439 Clorítica 5 2.58E-02 5 3.54E-03 0.39 Granodiorita Elena-Granito Este Ge1 Brechización. Cloritización 6 4.03E-02 6 3.67E-03 0.58 Ge3 Cloritización 4 7.46E-03 4 1.94E-03 0.20 Ge4 Cloritización. Supérgena 2 2.78E-03 2 1.94E-03 0.08 Ge2 Cloritización. 24 2.60E-02 24 6.76E-03 0.20 Zona de Deformación Este Milonitización. Brechización Son.4006 23 4.30E-03 22 1.16E-03 0.20 Cloritización Milonitización. Brechización Ge2 16 9.52E-03 16 6.26E-04 0.80 Cloritización 62 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 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. 64 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. 65 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 Tabla 2.3: Propiedades magnético-mineralógicas y eventos hidrotermales observados en sitios y sondajes correspondientes al bloque este de la mina. Mineralogía Susceptibilidad (k) Adquisición de Sitio y/o Eventos de Alteración MRN (A/m) K (SI) Campo Coercitivo Curvas de Textura ferromagnética v/s Temperatura [T° Magnetización a bajo Polaridad Sondaje Hidrotermal promedio Promedio Remanente Demagnetización observada (% c/r roca) de Curie] campo [IRM] Pórfido Este menos Alterado Alteración Selectiva de Magnetita (2%) hornblenda y biotita Mineral baja coercividad AF y Termal: Pérdida No definida. A 50-300 m. asociada Feld-K leve (magnetita). 50-90% magnetización altas temperaturas con hornblenda alterada 0.0887 0.0255 Pe1 Porfírica Biotítica moderada ************* 90% magnetización Bajo 7 mT en primeras etapas del demagnetización a biotita y clorita. Clorítica leve-moderada alcanzada a 270 mT. No experimento. termal: Escasa en la masa Alteración Supérgena satura (hematita?) Magnetita MD INVERSA fundamental Argílica moderada Alteración Selectiva de Magnetita (2%) Quiebre principal: AF y Termal: Pérdida hornblenda y biotita 50-300 m. asociada 580°C Magnetita No definida. A 50-90% Feld-K leve con hornblenda alterada Quiebre 350°C y no altas temperaturas Magnetización en las Pe3 Porfírica Biotítica moderada a biotita y clorita. 8.62E-02 0.0154 reversibilidad: ************* ************ demagnetización primeras etapas del Clorítica moderada Oxidada en bordes maghemita. Mineral termal: experimento. Alteración Penetrativa /fracturas ferromagnético INVERSA Magnetita MD Fílica débil (alteración supérgena) neoformado Alteración Selectiva Magnetita (3%) AF: Pérdida aprox. total Cloritización moderada asociada a clorita, de la magnetización en Inestable. CH6438 Porfírica Alteración Penetrativa 50-300 maghemitizada 0.0166 0.00245 ************* ************* ************ 1eras etapas de Signo positivo CH6439 gruesa Silicificación moderada y hematitizada. 0.0258 0.00354 ************* ************* ************ demagnetización. predominante. Evidencias de Cizalle Magnetita MD INVERSA Pórfido Este Alterado Alteración Penetrativa ************* Fílica Intensa No se observa. Bajo valor MRN ; No se puede Pe2 No se observa Tardía Probable hematita 0.0000622 0.0000157 ************* ************* ************* interferencias con ruido obtener (vetillas Enargita-Pirita) residual magnetómetro Brechización Escasa magnetita Termal: curva indica Pe3 Alteración Penetrativa (<0.1%) residual y Mezcla mx alta/baja Alto valor: presencia de Muestras No se observa Fílica moderada- entrecrecimiento 0.000269 0.000055 ************* coercividad. No satura. INVERSA Hematita maghemita y súlfuros 09-10 Intensa rutilo+ocasional Magnetita+hematita (hidrotermal). hematita AF: Escasa presencia de magnetita SD Magnetita (<0.1%) muy Alteración Selectiva Mezcla mx alta/baja (curvas de escasa y pequeña Clorítica moderada coercitividad. No satura. demagnetización (<0.01 mm), Signo positivo Pe4 Porfírica Alteración Penetrativa 0.000565 0.00001 ************* Predominante magnetita, ************* cóncavas). hematitizada en bordes/ INVERSA K-sil moderada menor hematita Termal: Desbloqueo fracturas (alteración Fílica moderada-intensa ppal a 580°C: supérgena?). magnetita+ menor hematita 67 Tabla 2.3: Continuación Sitio y/o Textura Eventos de Alteración Mineralogía MRN (A/m) K (SI) Susceptibilidad (k) Adquisición de Campo Coercitivo Curvas de Polaridad Sondaje Hidrotermal Ferromagnética promedio Promedio v/s Temperatura Magnetización a bajo Remanente Demagnetización observada [T° de Curie] campo [IRM] Pórfido Este Alterado Magnetita (<0.1%) Muy escasa, 0.5 mm, Termal: Desbloqueo Alteración Penetrativa subhedral, principal a 580°C: Pe5 Porfírica Fílica moderada-intensa 0.000405 0.0000119 ************* ************* ************* INVERSA fracturamiento intenso. Magnetita+ menor Arcillosa moderada Hematitizada en bordes hematita y fracturas. Doble Muy baja 2 comportamientos: Dos polaridades: Alteración Penetrativa comportamiento: Principalmente escasa susceptibilidad. hematita predominante NORMAL (muestras Fílica Intensa demagnetización hematita (1%?)residual Previo a quiebre + escasa magnetita y con alteración Pe6 No se observa Alteración Supérgena 0.00157 0.0000467 ************* parcial asociada a (probablemente 580°C Efecto de hematita, o bien supérgena más Lixiviación moderada- mezcla de supérgena). Hopkinson. Escasa hematita SD y PDS evidente). INVERSA Intensa. magnetita+hematita, magnetita SD (hipógena-supérgena?). (alteración fílica?) ó hematita. Alteración Selectiva Magnetita (<0.1%) AF: Escasa Albitización moderada Muy escasa. presencia de Feld-K leve Hematita cristalina magnetita SD. Signo positivo Alteración Penetrativa escasa+ rutilo. Pe7 Porfírica 0.00239 0.0000606 ************* ************* ************* Termal: Desbloqueo predominante. K-sil Moderada Limonitas de Fe principal a 580°C: INVERSA Alteración Supérgena (Goethita+hematita Magnetita+ menor Arcillización moderada terrosa, alteración hematita Evidencias de Cizalle supérgena) Alteración Penetrativa ************* No se observa. Fílica Intensa Bajo valor MRN ; No se puede CH4594 No se observa Probable hematita 0.000868 0.0000164 ************* ************* ************* Tardía interferencias con obtener residual (hidrotermal?) (vetillas súlfuros) ruido magnetómetro AF: Pérdida rápida Alteración Selectiva: de la magnetización Magnetita (<1%) Signo positivo Cloritización moderada en 1eras etapas CH6693 Porfírica escasa e irregular, 0.0258 0.00354 ************* ************* ************* predominante. Alteración Penetrativa K- lavado magnético: menor a 50 m INVERSA Sil Moderada escasa magnetita tipo MD y SD. Granodiorita Elena-Granito Este AF: doble Brechosa Doble comportamiento En general inestable Alteración Selectiva Hematita (5%) Fragmentos 2 comportamientos: comportamiento: No se demagnetiza (excepción brecha). Cloritización intensa especular y magnetita 0.0403 0.00367 Ge1 de textura *********** hematita predominante Alto valor: hematita (especularita) o Signo positivo Brechización: grande oxidada (por holocristalina y magnetita+hematita. 50-60 mT: magnetita pérdida rápida de predominante. Matriz de Especularita cloritización?) tipo MD porfírica oxidada o mezcla magnetización INVERSA (magnetita MD) 68 Tabla 2.3: Continuación Sitio y/o Textura Eventos de Alteración Mineralogía MRN (A/m) K (SI) Susceptibilidad (k) Adquisición de Campo Coercitivo Curvas de Polaridad Sondaje Hidrotermal Ferromagnética promedio Promedio v/s Temperatura Magnetización a bajo Remanente Demagnetización observada [T° de Curie] campo [IRM] Granodiorita Elena-Granito Este Doble AF: Pérdida casi Inestable. Alteración Selectiva Magnetita (2%) Mezclas parciales de comportamiento: total de la Signo positivo Ge2 Holocristalina Propilítica moderada- irregular, 0.5-0.01 mm. 0.0260 0.00676 ************ minerales de baja y alta 7-10 mT: magnetita magnetización en predominante. Fanerítica Intensa. diseminada junto a coercividad. 50-60 mT: magnetita primeras etapas del INVERSA Equigranular Alteración Penetrativa clorita. Magnetita y hematita oxidada o mezclas lavado magnético K-sil? Moderada Con evidencias de (relacionada a Predominante maghemitización cloritización o alt. magnetita MD. supérgena?) AF: disminución Magnetita (1%) rápida del 50% Alteración Selectiva parcialmente oxidada a Holocristalina magnetización total, Ge3 Cloritización moderada hematita y goethita Inestable Fanerítica 0.00537 0.00111 ************* ************* ************* para estabilizarse Ge4 Meteorización (supérgena). Evidencias Equigranular posteriormente moderada-intensa de pseudomorfos de (Magnetita SD o este mineral hematita) Zona De Deformacion Este (ZDE) Mezclas parciales de ************* Alteración Selectiva minerales de muy baja- Ge2 Milonítica y Roca muy frágil no Inestable. Propilítica moderada 0.00952 0.000626 alta coercividad. Intermedia: 30 mT Bloques 15 cataclástica permite realizar corte. ************* Similar a 00CH4006 predominantemente Evidencias de Cizalle Magnetita MD+ Magnetita oxidada? al 20 (salvanda de falla) Probable presencia de INVERSA Intenso (magnetita SD o magnetita (imán). hematita) Alteración Selectiva Magnetita (1-<0.1%) AF: Pérdida total de Propilítica moderada Grano dependiendo del tramo Previo a quiebre magnetización Inestable. Vetillas nematoblástica a del sondaje. Si hay es 580°C: Efecto de primeras etapas de Signo positivo CH4006 Silicificación débil 0.00430 0.00116 ************* ************* grano euhedral, 0.1-0.01 mm. Hopkinson. demagnetización. predominante. Milonitización lepidoblástica Hematita Magnetita SD? Predominante INVERSA Cataclasis escasa y diseminada. magnetita tipo MD. moderada-intensa 69 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 (580 C; 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 2- 2- + (ii) py/mag (campo SO4 ) 3FeS2+6H2O+11O2=Fe3O4+6SO4 +12H (iii) mag/hem 1/3 Fe3O4+1/12 O2=1/2 Fe2O3 2- 2- + (iv) hem/py (campo SO4 ) 2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4SO4 +8H 2- 2- + (v) hem/py (campo HSO4 ) 2FeS2+4H2O+15/2 O2=Fe2O3+4HSO4 +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 1 250°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+ 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 Farallón- Sudamericana, 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 Ubicación Número de Cortes En UTM En coord. Mina muestras Transparente/pulido Granodiorita Fiesta Fi1a 7535511N / 509670E 22 Fi01a01 Fi1b Fi01b06 Fi01c08 Fi1c Fi01c09 7536823N / 509664E 7 Fi0202 Fi2 Fi0205 Fi3 7536075N / 509016E 37 Fi3-0101 Fi4 Fi4-0902 Fi5 7536637N / 509351E 2 Fi5-13 Fi6 7535037N / 508679E 7 Fi6-16 Fi7 7536395N / 510118E 12 Fi8 7536189N / 508228E 5 Fi8-31 Fi9 7536235N / 508452E 6 Fi10 7536850N / 508500E 2 Sond. 5767 N4524.1 / E2901.7 5 Sond. 5784 N3278.4 / E2625.4 4 Sond. 4369 N2481.4 / E2452.2 10 CH4369-132.7 (00SCHB) CH4369-196.3 Sond. 3985 N4866.4 / E2444.4 12 CH3985-80.05 (00SCHD) CH3985-184.4 CH3985-227.0 PZM-46 N5161.8 / E2021.8 20 PZM-47 N4369.1 / E1737.1 2 PZM-49 N3327.2 / E2158.2 9 Total 162 Granodiorita Antena An1 7531865N / 506444E 14 An101A An2 7534905N / 503468E 10 An201A Total 18 TOTAL INTRUSIVOS 186 80 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 carsbald- polisintéticas; 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 euhedrales- subhedrales 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 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. 86 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). 87 GRANODIORITA ANTENA o Características. Roca holocristalina, predominantemente inequigranular, de grano medio- grueso, 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 580 C (Fig. 3.10.b y c); y magnetita ± maghemita, consecuente con descenso de la susceptibilidad a los 350 C (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 ( 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 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). Fi1b06B-F1b Fi1b06B-F2a Fi01c09R-F1ddet Fi1c09B-F4bdet ANALISIS 1 2 3 4 8 9 10 11 12 57 58 59 60 61 62 47 48 49 50 51 52 SiO2 0.00 0.00 0.02 0.05 30.46 0.03 0.06 0.04 0.00 0.02 30.59 0.00 0.01 0.00 0.04 0.05 12.86 0.02 0.02 0.00 0.04 TiO2 0.01 0.11 0.11 0.00 38.48 0.44 18.28 14.85 48.38 48.81 37.87 0.40 96.44 9.76 49.19 15.13 18.28 47.82 14.09 0.40 0.78 Al2O3 0.05 0.00 0.01 0.06 1.01 0.23 0.00 0.06 0.00 0.01 0.77 0.07 0.01 0.01 0.00 0.06 0.69 0.01 0.08 0.10 0.09 Fe2O3 97.67 99.55 68.90 68.86 1.83 67.55 62.28 70.00 6.35 5.04 1.52 68.11 1.81 80.95 5.81 68.82 56.28 8.30 71.39 67.92 66.92 FeO 0.00 0.00 30.70 30.76 0.09 30.6412.29 11.58 40.43 40.95 0.00 30.70 0.00 8.39 24.4511.00 0.00 31.0810.72 31.01 31.51 MnO 0.08 0 0.11 0.23 0.08 0.24 3.39 1.55 2.16 2.28 0.17 0.27 0.04 0.32 19.06 1.63 0.47 10.90 1.55 0.13 0.13 MgO 0.02 0.09 0.00 0.05 0.00 0.00 0.17 0.01 0.25 0.09 0.02 0.00 0.03 0.00 0.08 0.10 0.00 0.40 0.09 0.05 0.00 CaO 0.00 0.00 0.01 0.01 28.24 0.08 0.06 0.02 0.13 0.39 28.51 0.00 0.07 0.05 0.12 0.32 10.02 0.00 0.02 0.08 0.03 Na2O 0.05 0.02 0.07 0.00 0.00 0.07 0.08 0.04 0.06 0.00 0.02 0.07 0.00 0.00 0.00 0.09 0.08 0.03 0.04 0.01 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.08 0.00 0.02 0.02 0.01 0.00 0.01 Cr2O3 0.02 0.01 0.04 0.03 0.04 0.03 0.02 0.07 0.00 0.01 0.05 0.03 0.00 0.04 0.01 0.04 0.00 0.00 0.05 0.06 0.05 TOTAL 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 FORMULA ESTRUCTURAL N° Oxígeno 6 6 4 4 5 4 6 6 6 6 5 4 2 6 6 6 4.78 6 6 4 4 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.48 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.60 1.68 0.00 0.00 0.95 0.01 0.74 0.59 1.88 1.90 0.94 0.01 0.98 0.39 1.89 0.61 0.51 1.84 0.57 0.01 0.02 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 2.79 0.64 2.00 1.99 0.05 1.97 2.52 2.80 0.25 0.20 0.04 1.98 0.02 3.22 0.22 2.78 1.57 0.32 2.87 1.97 1.95 Fe2+ 0.49 1.10 0.99 0.99 0.00 0.99 0.55 0.52 1.75 1.77 0.00 0.99 0.00 0.37 1.04 0.49 0.00 1.33 0.48 1.00 1.02 Mn2+ 0.11 0.55 0.00 0.01 0.00 0.01 0.15 0.07 0.09 0.10 0.00 0.01 0.00 0.01 0.82 0.07 0.01 0.47 0.07 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.03 0.01 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 1.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.40 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 TOTAL 4.00 4.00 3.00 3.00 3.02 3.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.02 3.00 1.01 4.00 4.00 4.00 3.00 4.00 4.00 3.00 3.00 MINERAL Hem Hem Mt Mt Sph Mt TiHt? TiHt Ilm Ilm Sph Mt Rt TiHt Ilm TiHt Psb? Ilm TiHt Mt Mt 96 Tabla 3.3: Resultados seleccionados de microsonda para óxidos de Fe-Ti de la Granodiorita Fortuna. MINERAL IlmenitaSS HematitaSS Magnetita TitanoMaghemitaSS MUESTRA CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH3985-80.05 CH4369-169.3 CH4369-169.3 ANALISIS 1 3 15 5 6 5 8 22 7 10 11 3 12 11 27 28 SiO2 0.02 0.02 0.00 0.05 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.05 0.00 0.00 TiO2 49.33 48.49 47.23 45.87 46.40 18.12 16.51 16.11 18.57 17.10 0.02 0.03 0.08 0.05 41.50 34.54 Al2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.06 0.00 0.02 0.09 0.03 0.07 0.15 0.15 0.21 0.01 0.00 Fe2O3 6.76 8.37 10.78 14.48 12.80 64.33 67.65 68.82 65.13 66.93 68.59 68.51 68.57 68.82 7.35 20.90 FeO 37.89 38.12 36.64 34.19 31.38 15.43 14.13 13.86 15.08 14.05 30.95 30.89 30.86 31.01 46.16 41.33 MnO 5.45 4.86 5.46 5.43 8.85 0.73 0.69 0.59 1.07 0.75 0.01 0.10 0.29 0.25 4.35 2.78 MgO 0.46 0.31 0.11 0.75 0.70 0.06 0.01 0.01 0.27 0.18 0.00 0.00 0.00 0.05 0.16 0.23 CaO 0.01 0.02 0.08 0.21 0.10 0.00 0.00 0.00 0.04 0.19 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.03 0.07 0.03 0.00 0.04 0.04 0.06 0.02 0.00 TOTAL 100.01 100.18 100.29 100.99 100.29 98.73 99.10 99.45 100.33 99.27 99.65 99.72 100.01 100.49 99.56 99.77 FORMULA ESTRUCTURAL Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 1.87 1.84 1.79 1.72 1.76 0.72 0.66 0.64 0.72 0.68 0.00 0.00 0.00 0.00 1.10 0.92 Al3+ 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 0.01 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 0.26 0.32 0.41 0.55 0.48 2.56 2.69 2.72 2.54 2.65 2.00 1.99 1.99 1.98 0.20 0.56 Fe2+ 1.60 1.61 1.55 1.43 1.32 0.68 0.62 0.61 0.65 0.62 1.00 1.00 0.99 0.99 1.36 1.23 Mn2+ 0.23 0.21 0.23 0.23 0.38 0.03 0.03 0.03 0.05 0.03 0.00 0.00 0.01 0.01 0.13 0.08 Mg2+ 0.03 0.02 0.01 0.06 0.05 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.80 2.80 97 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 (0- 0.09% 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 2+ 4+ valores de Mn en hematitaSS se correlacionan con sus contenidos de Ti , 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 3+ eskolaita (Cr2O3) dentro de su estructura. Junto con el Mn, el V 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 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. 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: (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 (ilmenitaSS- hematitaSS) 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 FeO- Fe2O3 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 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). 103 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). CORTE An1-2001A An2-4001A ANALISIS 1 2 3 4 5 6 7 11 12 13 14 15 16 45 46 47 48 49 51 SiO2 0.00 0.03 0.08 0.04 0.00 29.31 0.05 0.00 0.03 0.01 0.17 0.00 0.01 0.11 0.02 0.67 0.33 0.00 0.23 TiO2 0.33 45.84 26.13 99.88 9.45 32.67 0.43 46.71 33.57 30.60 52.10 44.29 0.07 0.07 0.03 0.00 0.07 0.10 0.03 Al2O3 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 2.04 0.14 0.00 0.02 0.00 0.06 0.00 0.410.09 0.03 0.28 0.10 0.09 0.10 Fe2O3 69.30 14.42 73.68 0.00 93.07 8.99 68.89 12.58 36.87 41.82 30.99 15.87 69.09 69.51 69.48 97.69 96.32 70.03 99.46 Cr2O3 0.03 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.04 0.06 0.02 0.03 0.00 0.00 0.030.00 0.05 0.00 0.00 0.08 0.00 V2O3 0.34 0.33 0.27 0.35 0.15 0.21 0.33 0.30 0.24 0.25 0.22 0.27 0.400.41 0.31 0.00 0.00 0.35 0.00 FeO 30.49 32.18 0.00 1.51 0.00 0.00 30.63 31.09 25.65 26.59 15.64 31.82 29.82 30.09 30.14 0.67 3.75 30.45 0.30 MnO 0.01 7.92 0.37 0.03 0.09 0.00 0.04 9.80 3.45 0.14 0.12 6.77 0.16 0.07 0.05 0.13 0.08 0.01 0.00 MgO 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.07 0.05 0.05 0.09 0.02 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 0.00 0.07 0.00 0.01 0.00 24.61 0.00 0.03 0.19 0.02 0.02 0.23 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.16 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 100.18 100.47 100.30 101.47 102.64 97.85 100.27 100.32 99.87 99.24 99.15 99.04 99.5899.95 99.79 99.44 100.64 100.74 100.13 FORMULA ESTRUCTURAL N° Oxígeno 4 6 5 1.98 5 5 4 6 6 6 5 6 4 4 4 6 4 4 6 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.000.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.01 Ti4+ 0.01 1.74 0.80 0.98 0.30 0.83 0.01 1.77 1.30 1.19 1.54 1.71 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.08 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.020.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 Fe3+ 2.00 0.55 2.25 0.00 2.93 0.23 1.98 0.48 1.42 1.63 0.92 0.61 2.002.01 2.01 3.91 2.57 2.01 3.97 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.010.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 Fe2+ 0.98 1.36 0.00 0.02 0.00 0.00 0.98 1.31 1.10 1.15 0.51 1.36 0.960.97 0.97 0.03 0.11 0.97 0.01 Mn2+ 0.00 0.34 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.42 0.15 0.01 0.00 0.29 0.010.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.89 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.000.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 3.00 4.00 3.08 1.00 3.24 3.04 3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 4.00 3.00 3.00 3.00 4.00 2.70 3.00 4.00 MINERAL Mt Ilm Mt Rt Ht-Psb? Sph Mt Ilm? Ilm Ilm Psb-Ilm?Ilm Mt Mt Mt Ht Mgh Mt Ht 104 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 Tabla 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. 109 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). Sitio y/o Textura Eventos de Alteración Mineralogía Ferromagnética MRN (A/m) K (SI) Susceptibilidad (k) Adquisición de Campo Coercitivo Curvas de Polaridad Sondaje Hidrotermal observada promedio Promedio v/s Temperatura Magnetización a bajo Remanente Demagnetización [T° de Curie] campo [IRM] Granodiorita Fiesta Fi1, Fi2, Magnetita AF: Demag. variable Fi3, Fi4, Alteración Selectiva Irregular gruesa (0.5-0.01 mm). Mineral muy baja en primeras etapas, Fi5, Fi6, Temprana Na-Ca-Fe Titanohematita Quiebre principal: coercividad para estabilizarse Fi, Fi8, Signo débil-moderada en lámellas. 580°C ; Magnetita (Magnetita). Mayor Muy bajo (8-30 mT): posteriormente. Fi9, Fi10 Fanerítica 0.109 0.0238 negativo Potásica débil-moderada Hematita-Pseudobrookita Quiebre 350°C y no parte magnetización Magnetita gran tamaño, D: TB > 580 C. CH5784 Porfírica Propilítica moderada asociadas a textura gráfica. ; alcanzada a 270 mT. tipo multidominio [MD] Magnetita CH3985 reversibilidad NORMAL Alteración Supérgena Maghemita No satura MD+mineral alta PZ46 Maghemita. Argilización débil-moderada reemplazando a magnetita (Titanohematita) coercividad PZ47 (clorítica-supérgena?). (Titanohematita) PZ49 Fanerítica Alteración Selectiva Magnetita Curvas de Signo Porfírica Potásica moderada Más escasa que grupo anterior, demagnetización con negativo. (color Propilítica moderada Maghemita y hematita inestabilidad Mayor Fi7 0.0446 0.015 ************* ************* ************* rosado) Evidencias de cizalle, Asociadas a evidencias de moderada. TB > inestabilidad fracturamiento y oxidación. 580 C. Magnetita MD NORMAL limonitización Goethita-hematita terrosa y hematita? Granodiorita Antena Fanerítica Alteración Selectiva Magnetita Porfírica Potásica débil-moderada euhedral entre 1-50 m. Mineral de baja- Bajo (>10 mT): Magnetización (más Propilítica moderada HematitaSS+pseudobrookita 3.15 0.0137 ************* moderada Magnetita tipo MD- parásita (rayos?). An1 ************* oscura que Arcillización débil-moderada +rutilo coercividad PSD? AF: Curvas cóncavas anterior) (asociado a pseudomorfos de (magnetita). (magnetita SD+ 110 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: plagioclasa- hornblenda-biotita-feldespato potásico-cuarzo-titanomagnetita, donde el mineral ferromagnético es de origen magmático (primario). Los efectos y transformaciones que sufren los óxidos de Fe- Ti 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 m. 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 clorita- rutilo±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 ilmenitaSS- hematitaSS (lámellas < 1 m), en respuesta a las nuevas condiciones impuestas por la alteración ( 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 magnético- mineralógicos 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 a Departamento de Geología, Universidad de Chile, Plaza Ercilla, Santiago, Chile b 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 (N100°) 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 tion. Recent reviews of these characteristics are provided by Sillitoe (1997, 2000), Camus (2002, 2003) and Richards (2003). Porphyry copper deposits are the principal source for cop- The Chuquicamata Cu–Mo porphyry is one of the most im- per and molybdenum production in the world and their portant deposits within the late Eocene–early Oligocene por- genesis has been widely discussed, including their relation to phyry copper belt in northern Chile (Ossandón et al., 2001; structures that control intrusions and their subsequent deforma- Faunes et al., 2005). The formation of Chuquicamata porphy- ry as well as other important deposit is closely related to the tectonic evolution of the Precordillera or Domeyko Cordillera. ⁎ Corresponding author. Géosciences Rennes, Université de Rennes 1, 35042 The Precordillera was the locus of the magmatic arc from late Rennes, France. Cretaceous to early Oligocene (Mpodozis and Ramos, 1990). E-mail address: [email protected] (P. Roperch). 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 Eocene–early Oligocene (Maksaev, 1990) transcurrent sinis- epizonal stocks, mostly related to porphyry copper mineralization tral displacement along the West fault brought the CIC in contact (Tomlinson and Blanco, 1997). with the FIC during the late Oligocene (Reutter et al., 1996; 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 con- vergence between the Farallon plate and the South American continent (Pardo-Casas and Molnar, 1987) resulted in a con- tractional deformation event associated with the Incaic tectonic phase, involving arc-normal shortening, thrusting, folding, strike- slip 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 por- phyries (Reutter et al., 1996; Tomlinson and Blanco, 1997). In addition, a strong structural control for the hydrothermal alter- ation and mineralization is apparent at Chuquicamata (Faunes et al., 2005). Although some authors suggest only vertical mo- tions (Amilibia et al., 2000), some 25–35 km of sinistral displace- ment 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. 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 2.1. Structural setting 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 Following the period of contractional deformation likely granodiorite. a) Chuqui porphyry; b) Fiesta granodiorite; c) Llareta granodiorite; characterized by NNE dextral transpression and subsequent d) Antena–El Abra granodiorite; e) Atahualpa quartz monzonite; f) Los Picos emplacement of the porphyry copper deposits during the late quartz monzonite; g) Icanche volcanic Fm.; h) Tolar Fm.; i) Empexa Fm. 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 placement. The same zircon U–Pb isotope ages of intrusions dextral to sinistral is posterior to the 31 Ma sericitic alteration from the composite Los Picos–Fortuna and Pajonal–El Abra phase of the orebody, as evidenced by mylonitic zones and fault igneous complexes support the hypothesis of a 35 km offset indicators in the CIC (Reutter et al., 1996). Dilles et al. (1997) across the West Fault (Campbell et al., 2006). Early Miocene based on correlation of similar geological units across the West ignimbrites covering the West fault farther north are not tec- fault proposed that the FIC represents a displaced portion of the tonically disturbed and provide an upper bound for the age of El Abra intrusive complex located some 35 km farther north, sinistral displacement. Later uplift and erosion, generated implying significant sinistral displacement. In addition, Reutter Miocene gravels in which exotic copper mineralization occurred et al. (1996) and Tomlinson and Blanco, (1997) also provided such as in Mina Sur (Munchmeyer, 1996). Other authors have evidence for up to 35 km of sinistral post-mineralization dis- 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 (Ksil) associated with ductile deformation. The propylitic displacement of the fault (McInnes et al., 1999; Amilibia et al., alteration assemblage (chlorite–epidote–hematite) occurs as a 2000). retrograde phase overprinted on potassic alteration. The main hydrothermal event is represented by an early sub-phase, related 2.2. Geology of the district with the emplacement of localized quartz-molybdenite veins and veinlets (“blue veins”) with ages close to early stages of alteration Because the FIC is mostly barren there is no detailed pub- (34.9±0.17 Ma, Re–Os in molybdenite (Ossandón et al., 2001)). lished description of the petrology of these plutons. In contrast, The main hydrothermal sub-phase was pervasive, represented many studies have been devoted to the description and under- by a quartz-sericite assemblage and polymetallic sulfide veins. standing of the genesis of the giant CIC [see Faunes et al. (2005) Sericite 40Ar/39Ar data indicate 31.1±0.2 Ma for this stage for more information]. (Reynolds et al., 1998). A late hydrothermal stage is related pre- dominantlytoenargite–sphalerite–pyrite veins. Supergene pro- 2.2.1. The Fortuna Intrusive Complex (FIC) cesses developed deeply in the orebody, associated to the presence 40Ar/39Ar geochronology of the FIC indicates a crystallization of faults, with a thick calcosine-covellite profile, and an important age around 39–38 Ma (Maksaev, 1990, Dilles et al., 1997; upper oxide level. By K/Ar in alunite, the calculated age for this Ballard, 2001, Campbell et al., 2006). FIC is composed of four alteration is between 15 and 19 Ma (Sillitoe and McKee, 1996). units: The oldest one is the Antena granodiorite with radiometric ages at about 39 Ma (Dilles et al., 1997; Ballard, 2001). The Fiesta 3. Sampling and methods 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, Within the mine open pit, sampling with a gasoline portable Ballard, 2001), is exposed in the western part of the mine pit. The drill was not always secure and possible at all sites. Oriented Fiesta granodiorite is intruded by the Tetera porphyry, granite- blocks were taken in the field and one to three cores were aplitic dykes and the San Lorenzo porphyries, formed by grano- subsequently obtained from each block in the laboratory. A total diorite and granodioritic mafic porphyries (Maksaev et al., 1994). of 168 paleomagnetic samples were obtained at 21 sites within A number of faults have been recognized in the Fiesta grano- the mine and nearby outcrops (Figs. 1, 2). 136 samples were diorite within the mine pit but a detailed description is lacking. also drilled from 11 unoriented drill cores in the different geo- logical units defined at the mine; the plunge and azimuth of the 2.2.2. The Chuquicamata Intrusive Complex (CIC) cores are known. The CIC, the host rock for Cu–Mo mineralization, is a com- Remanent magnetization was measured with an AGICO posite intrusion formed of three NNE-elongate porphyry intru- JR5A spinner magnetometer. A few samples were measured sions (14×2 km, Fig. 2); the East porphyry of granodioritic to with a Molspin spinner magnetometer. Magnetic susceptibility monzogranitic composition; which is the oldest and most wide- was measured with a Bartington MS2 susceptibility meter. spread porphyry (Ballard, 2001) and the West porphyry and the Samples were either Alternating field (AF) or thermally (TH) Banco porphyry, both of monzodioritic composition, exposed in demagnetized. Magnetic susceptibility was measured after the northern and eastern parts of the mine, mostly as NNE each thermal demagnetization step in order to check magnetic discontinuous dykes. Eastward, the CIC has an obscure relation- mineralogical changes upon heating. 47 specimens were cooled ship with the unmineralized Elena granodiorite (Reynolds et al., down to liquid nitrogen temperature in zero field in order to 1998). During mineralization, which extended from 33.4 to partially remove magnetization carried by multidomain mag- 31.1 Ma, the deposit was subjected to important tectonic stresses netite (Borradaile et al., 2004). AF demagnetization only re- with dextral transtension along NNE shear zones and associated moved the secondary component leaving the characteristic 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 NNE- trending 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 deforma- tion 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 mineraliza- Fig. 3. Photograph of one sample showing the typical lithology of the Fiesta tion. In addition, pervasive quartz–K-feldspar alteration occurs granodiorite (site Fi3). 121 N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20 5 magnetization as stable end points during the demagnetization. 4.1.1. Fiesta granodiorite In these cases, it was not possible to determine the characteristic The Fiesta unit is represented by holocrystalline granodio- directions with ‘‘least squares lines’’ and Fisher statistics of the ritic rocks, medium to thick-grained (Fig. 3). The primary directions of the final 3 to 5 steps of the AF demagnetization mineralogy corresponds to euhedral–subhedral plagioclase phe- were used to calculate the characteristic magnetization of the nocrysts, with zonations and poly-synthetic-albite twinning. samples. Anisotropy of Magnetic Susceptibility (AMS) was These minerals present local replacement by K-feldspar and measured with a susceptibility meter KLY-3S AGICO model. argillic alteration. In a minor proportion, anhedral K-feldspar The mean anisotropy tensor for each site was calculated by the phenocrysts are observed. Except at site Fi7 close to the trace of Jelinek (1978) method. Anhysteretic Remanent Magnetization the West Fault, internal deformation is minor with only moderate (ARM) and Anisotropy of ARM (AARM) using a six mea- cataclasis in some samples. Ferromagnesian phenocrysts are surements procedure (x,−x;y,−y;z,−z) were performed with euhedral–subhedral hornblende, of variable sizes, between 0.5 LDA3-AGICO AMU1 instrument. To better constrain magnetic and 2 mm, with partial to total replacement by biotite patches in mineralogy, isothermal remanent magnetizations (IRM) acqui- association with magnetite and superimposed chloritic alteration sition and variation of the susceptibility during heating (K–T) (Fig. 4A). Primary biotite phenocrysts partially preserve the were performed. The mineralogy of magnetic minerals was relict texture, with an incipient secondary biotitization in the observed under a reflected light microscope as well as with a edges, along fractures and crystal weaknesses, evidenced by scanning electron microscope (SEM) JEOL 6360 LV. presence of small rutile crystals and optic discontinuities of microscopic characteristics. To a lesser extent chloritization of 4. Optical and SEM observations of Fe–Ti oxides edges and fractures is also observed. In several cases “kink bands” without preferential orientation are present. The felsic 4.1. FIC groundmass consists mainly of quartz+K-feldspar aggregate intergrowths, with straight and interlobate contacts, undulated All the sites located west of the West fault correspond to the extinction and several zones with mosaic texture. Fiesta granodiorite (Fig. 2) except two sites (An01 & An02) in Two generations of Fe–Ti oxides are recognized. The first the Antena granodiorite (Fig. 1). 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. in the {111} planes of titanomagnetite (Figs. 4C and 5A and B). The first generation predominantly corresponds to inferred hy- Composite exsolutions of magnetite and ilmenite enriched zones pidiomorphic titanomagnetite, based on their oxidation stage inside the previous titanomagnetite crystals are also observed. and the observed associated exsolutions. These minerals occur These observations imply a C4 stage oxidation according to the in the groundmass, commonly associated with hornblende analysis of Buddington and Lindsley (1964) and summarized by (Fig. 4A). Locally, they may also occur associated with ferro- Haggerty (1991). In addition there is a finer (b1 μm) lamellar magnesian aggregates. Hexagonal and tabular apatite inclusions family inside the previous, related both with ilmenite exsolved in and occasionally zircon are present as inclusions. Size of ilmeno-hematite and hematite in hemoilmenite. Isolated ilme- titanomagnetite is variable, in a range between 0.5–0.01 mm. nites are scarce, with “striped texture” related to the {0001} Several crystals show sandwich type exsolution, with thick exsolution plane of rombohedral structure, likely associated also ilmenite-poor Ti-hematite exsolutions restricted to one direction 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 Fi1- 06B. (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 7 stage (C7) present a rutile+hematite association with graphic texture (Fig. 4C). This analysis demonstrates a progressive in- crease 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 min- Fig. 7. Log–Log plots of the magnetic susceptibility (SI) versus intensity of erals may be present with chalcopyrite, or with inclusions of this NRM (Am−1). Black circles and crosses correspond respectively to samples mineral (Fig. 4D). In the groundmass these oxides occur with from the Fiesta and Antenna granodiorites. White circles correspond to samples quartz micro geodes, small in size (b0.01 mm). Weak–moderate drilled in the different units of the CIC to the east of the West fault (Fig. 2). oxidation is observed, evidenced by hematite with irregular edges and in several cases, more homogeneous in the {111} in these samples correspond to magnetite. The magnetite crystals planes (martite). More scarcely, magnetite inclusions occur in associated with biotite measure 0.5–0.8 mm and are generally plagioclase phenocrystals, with sizes between 10–20 microns. anhedral. Smaller grains are also scarcely disseminated within Microprobe analyses of the Fe–Ti oxides are shown in Fig. 6. biotites. Occasionally crystals of magnetite smaller than 0.01 mm occur as cubic inclusions in plagioclase. Given the scarce hydro- 4.1.2. Antena granodiorite thermal alteration, the magnetic minerals are most likely of mag- The Antena granodiorite, sampled at two sites, consists of matic crystallization. medium to thick-grained porphyric textured monzodiorites. Primary mineralogy corresponds to euhedral–subhedral plagi- 4.2. CIC oclase phenocrysts, of a characteristic gray color typical of these rocks. Ferromagnesian minerals are mostly biotite with well 4.2.1. East porphyry preserved relict texture and only very weak alteration along edges Samples from the East porphyry present evidence of and cleavage planes. The predominant ferromagnetic minerals 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 plagio- clases with argilic and/or sericitic alteration, with local re- placement by K-feldspar or incipient chloritization. In several cases sericite pseudomorphs after plagioclase are observed. Other phenocrysts are anhedral K-feldspar, not frequent, al- though occasionally as large megacrystals N4 mm. Among ferromagnesian minerals, the most important is biotite, with biotitic alteration and chlorite superimposition (Fig. 4B). Simi- lar 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 Fig. 6. Microprobe results of Fiesta granodiorite. Ternary plot of cation ratios of primary or recrystallized. Deformation within the CIC is strong TiO2–Fe2O3–Fe3O4 end-members with their corresponding cationic replace- ment (R2+ :Fe2+,Mg2+,Mn2+,Zn2+ ;R3+ :Fe3+,Cr3+,Al3+ and R4+ :Si4+), with numerous fractures and faults. In samples with selective showing the parallel solid solution series hematite–ilmenite and magnetite- alteration (potassic-biotitic, propylitic), small to large crystals ulvöspinel and pseudobrookite-ferropseudobrookite. 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 to subhedral plagioclase, partly replaced by quartz, argillized K- chlorite (Fig. 4B). There are two principal generations of mag- feldspar, anhedral quartz and ferromagnesians (hornblende and netite, the first seemingly related to the crystallization of the biotite), replaced by chlorite. Large anhedral magnetite crystals East porphyry and the second to biotitic alteration. At sites Pe6 are observed (0.5–2mm). and Ge1, supergene processes led to Fe–Cu sulfur oxidation and formation of hematite along edges. 5. Paleomagnetism 4.2.2. Elena granodiorite 5.1. Magnetic properties Samples from the Elena granodiorite present a holocrystalline and equigranular texture, with a medium-thick size of grains Magnetic susceptibility and Natural Remanent Magnetiza- (0.5–2 mm). The primary mineralogical association corresponds tion (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 9 alteration especially for the Cu-mineralized rocks whose tex- ture is totally obliterated by phyllic alteration and/or breccia- tion. Samples from the Antena granodiorite have NRM larger than 1 Am− 1. The Fiesta granodiorite has similar susceptibil- ity 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 rema- nent 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 (b4%) of the total IRM at 1 Tesla is acquired above 300 mT suggesting the contribution of a high coercitivity mag- netic 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 pen- etrative hydrothermal alteration (Fig. 5). Acquisition of ARM up to 90 mT was performed in several samples. Again samples from the Fiesta granodiorite and espe- cially those from site Fi1 have very rapid ARM acquisition Fig. 10. Examples of orthogonal plots of (A) AF and (B) thermal demagnetization suggesting a large contribution of multidomain magnetites. in samples from the Antena granodiorite showing magnetite as the magnetic Low-field susceptibility versus temperature (k–T) curves per- carrier of the characteristic direction [open (filled) circles are projection onto the formed in granodioritic rocks have a similar behavior with a sharp vertical (horizontal) plane]. (bottom) (C) and (D) Equal-area stereonets of characteristic directions at site An2 (C) and characteristic direction and planes at decrease in susceptibility and a Curie point of 580±5 °C (Fig. 9). site An1 (D) (open symbols correspond to projection in the upper hemisphere). 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 demagne- 5.2. Characteristic directions tization of the NRM. 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 uni- vectorial 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 Fig. 9. Magnetic susceptibility versus temperature for four samples of the Fiesta granodiorite showing Curie temperatures of magnetite. Black and grey lines are erased by AF demagnetization at 10 to 20 mT, and this indicates respectively warming and cooling curves. The magnetic susceptibility was not that multidomain magnetite is the carrier of this secondary normalized to volume or mass and the arbitrary values are not shown. 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 Samples from the drill cores are only oriented with respect to up to 60–100 mT (Fig. 11). Thermal demagnetization of sam- the drill core axis. The studied drill cores are either vertical or ples whose NRM is mainly the high coercivity component of steeply inclined. All samples taken from the drill cores show the magnetization indicate high unblocking temperatures with 75% same magnetic behavior than samples taken in situ in the field. of the magnetization removed in the temperature range 580– The magnetic inclination is negative for all samples except for 590 °C (Fig. 11). We interpret the magnetization left above two with a positive inclination. One of these two samples could 20 mT as the characteristic magnetization for this unit. For each come from an inverted core piece and the other corresponds to a sample, the ChRMs were calculated by Fisher statistics of the different lithology suggesting a late dyke intrusion. directions of the residual magnetization after AF demagnetiza- East porphyry, Elena and East granodiorite: Most of the tion. The characteristic magnetization has a negative inclination samples with chlorite alteration have poor magnetic behavior with NW declination or S–SW declination at site Fi1a,b,c and during thermal or AF demagnetization because the main mag- Fi2 (Table 1 and Fig. 12). netic carrier is multidomain magnetite. It was only possible to Samples from site Fi7 (Fig. 12) have characteristic mag- identify characteristic magnetizations in few samples with po- netizations with a positive inclination and northward declina- tassic alteration. Magnetic inclination is mostly positive sug- tion. This sample site is the closest to the main West fault and gesting that the overprint in the present field is not important. presents cataclastic deformation. The characteristic magnetiza- In drill cores, stockwork samples did not deliver suitable tion with positive inclination is mostly carried by magnetite. results. The chloritic and quartz–feldspar altered samples show Above 580 °C it was not possible to clearly observe any other a persistent characteristic positive inclination but with a large magnetization associated with hematite. 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 Fig. 12. Equal-area projection of site-mean directions with semi-angle of is coherent with the observations made by Singer et al. (2002). confidence (Table 1). Open (filled) symbols are projection in the upper (lower) Fiesta granodiorite: Magnetic anisotropy is high and most hemisphere. The expected direction at 40 Ma (star) was calculated from the ellipsoids are oblate except in drill core PZM49 (Fig. 14) where apparent polar wander path from Besse and Courtillot (2002). (A) Paleomagnetic results in the Fiesta granodiorite and (B) Paleomagnetic results in the East porphyry the ellipsoids are systematically prolate. AMS tends to increase to the east of the West fault. 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 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, Table 1 and in drill cores CH5784 and CH5767 (Table 2). Mean paleomagnetic results The high magnetic susceptibility suggests that the AMS ND I k α95 corresponds to shape anisotropy, with orientation of large sec- FIC: Fiesta granodiorite ondary magnetite associated with ferromagnesian minerals Fi1 17 199.4 −68.0 16 9.3 (Gaillot et al., 2006). In the field, the magmatic foliation delin- Fi2 6 229.5 −41.9 55 9.1 eated by hornblendes and, less obviously, by biotites is often − Fi3 16 324.1 28.8 16 9.5 difficult to measure (Fig. 3). In samples with high magnetic Fi4 15 325.5 −33.6 10 10.1 Fi6 6 300.3 −49.4 42 10.4 anisotropy there is a general agreement between AMS and the Fi7 8 353.4 66.1 29 10.5 fabric of ferromagnesian minerals. East porphyry and Elena granodiorite: In the East porphyry FIC: Antena granodiorite and the Elena granodiorite, coherent AMS results are observed − An1 4 338.8 63.5 131 9.4 only in samples with magnetic susceptibility greater than 0.01SI. An2 7 336.5 −63.0 186 4.4 The anisotropy is mainly prolate with moderate (East porphyry) CIC: East porphyry to steeply (Elena) dipping K max toward the N–NW (Table 2). Pe4 4 99.9 69.0 29 17.3 Large magnetite grains carry the AMS. Pe5 4 170.3 35.5 31 16.8 Pe6a 8 167.4 54.5 41 8.7 6.2. Anisotropy of remanent magnetization Pe6b 4 15.8 −35.1 24 19.0 Fiesta granodiorite with vertical foliation and horizontal lineation oriented to In order to understand the origin of AMS and the large the north changes in the orientation of the magnetic foliation within the Fi1 17 330.0 −41.0 16 9.3 Fiesta granodiorite, IRM anisotropy in low field (20 mT) was − Fi2 6 314.5 36.0 55 9.1 performed for one sample and anisotropy of anhysteretic rema- Fi3 16 314.7 −26.7 16 9.5 Fi4 15 306.0 −39.0 10 10.1 nent magnetization (AARM) were measured in several samples Fi6 6 314.1 −43.1 42 10.4 selected from the Fiesta and the Antena granodiorites (Table 3). Mean 5 315.7 −37.4 76 8.9 AARM were determined for different coercitivity windows PZM46 11 327.5 −36.4 35 7.8 (Borradaile, 2001) to search for a possible relationship between − PZM49 8 294.5 34.2 71 6.6 magnetic mineralogy and magnetic fabric. In the Fiesta grano- CH3985 9 304.0 −22.0 17 12.9 CH4369 5 304.6 −53.0 16 20.0 diorite the shape and directions of the principal axis of the Mean 9 312.1 −37.3 40 8.2 AARM ellipsoids are similar to those of the AMS ellipsoids N, number of samples used in the calculation of the mean direction; D, I, (Fig. 15) but the degree of anisotropy of AARM is larger than declination and inclination k, Fisher's precision parameter; α95, semi-angle of that of AMS (Table 3). Very high AARM values (degree of confidence. 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 changes in orientation of the AMS ellipsoids are not related window, ARM magnetic foliation and lineation are higher to an inversion of tensor by the contribution of single domain than those of AMS. AARM decreases with increasing co- grains. ercitivity. The ARM fraction acquired in the high coercitivity For the Antena granodiorite, the AARM and AMS ellipsoids window is low and we observe an experimental increase in the are similar when the AARM is acquired in low fields (b30 mT). scatter of the ellipsoid orientations because of the lowest At higher fields (70 mT), the correlation between AMS and intensity of the ARM acquired within this AF interval. Mul- AARM is lost. This suggests that AMS is preferentially carried tidomain magnetite is the main magnetic carrier of magnetic by multidomain magnetite. Single domain grains observed in susceptibility (0.01–0.06SI) in the Fiesta granodiorite and 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 Nk1 k2 k3 Kmax Kmin lin fol Pk t Elp rP′ DIp1 p2 DIp1 p2 FIC: Fiesta granodiorite Fi3 20 1.086 1.018 0.896 10.8 −3.3 5.8 4.5 100.5 5.4 5.7 3.4 1.066 1.137 1.212 0.483 0.33 Obl 1.203 1.217 Fi4 20 1.076 1.009 0.915 13.6 9.3 9.0 5.6 104.3 4.1 9.5 4.9 1.067 1.103 1.177 0.650 0.20 Obl 1.170 1.178 Fi6 7 1.061 1.011 0.928 351.6 −8.9 8.8 3.8 83.0 −9.3 7.6 3.2 1.050 1.089 1.143 0.562 0.27 Obl 1.138 1.145 Fi7 18 1.062 1.009 0.930 28.8 7.6 9.5 4.1 295.4 23.7 7.9 4.1 1.053 1.085 1.142 0.617 0.23 Obl 1.138 1.143 Fi8+9 8 1.073 1.021 0.906 203.4 5.2 11.0 3.8 294.1 8.6 12.3 2.8 1.052 1.126 1.184 0.410 0.40 Obl 1.178 1.190 Fi1 14 1.125 1.021 0.853 108.0 42.7 6.6 2.7 12.3 6.1 9.5 2.1 1.102 1.197 1.319 0.516 0.30 Obl 1.299 1.324 Fi2 4 1.068 1.001 0.931 100.7 7.9 11.2 7.8 9.9 5.8 38.8 7.5 1.067 1.075 1.147 0.898 0.05 Obl 1.142 1.147 Fi5 2 1.086 1.022 0.891 98.6 8.2 nd nd 4.3 27.3 nd nd 1.062 1.148 1.219 nd 0.39 Obl nd 1.225 Fi10 1 1.069 1.016 0.915 21.1 22.9 nd nd 287.5 8.4 nd nd 1.052 1.109 1.167 nd 0.34 Obl nd 1.171 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 1.6 11.3 1.8 1.063 1.063 1.130 1.008 0.0 Prl 1.126 1.13 CH4369 9 1.079 1.052 0.87 2.4 5.1 38.4 1 270.1 24.8 14.4 0.9 1.025 1.209 1.240 0.122 0.77 Obl 1.235 1.265 PZM46 16 1.078 1.015 0.908 179.3 2.1 10.4 1.1 269.4 1.7 10.8 0.9 1.062 1.118 1.188 0.528 0.3 Obl 1.18 1.191 PZM49 6 1.093 0.962 0.945 179.4 6.5 9.9 0.9 87.8 13.7 60.9 2.6 1.136 1.018 1.156 7.54 −0.75 Prl 1.154 1.171 CH5767 5 1.124 1.002 0.873 358.9 43.7 12.9 1.4 89.3 0.4 6.3 0.1 1.122 1.147 1.287 0.829 0.09 Obl 1.269 1.288 CH5784 5 1.100 1.030 0.869 350.3 53.6 38.0 19.2 90.2 7.2 41.0 2.0 1.068 1.185 1.266 0.366 0.44 Obl 1.253 1.275 FIC: Antena granodiorite An1 12 1.034 1.012 0.954 29.2 39.0 19.1 4.4 125.7 8.0 13.4 3.8 1.022 1.060 1.084 0.372 0.45 Obl 1.082 1.086 An2 10 1.047 1.004 0.949 78.1 64.1 11.3 7.8 313.6 15.4 14.1 4.8 1.043 1.058 1.103 0.748 0.14 Obl 1.101 1.104 CIC: East porphyry Pe3 4 1.136 0.978 0.887 342.1 33.1 21.0 4.5 100.6 36.2 36.7 9.3 1.162 1.103 1.181 1.574 −0.21 Prl 1.264 1.283 Ge2 9 1.043 0.997 0.959 356.7 67.7 10.5 5.0 265.7 0.4 25.5 4.7 1.046 1.040 1.087 1.156 −0.07 Prl 1.085 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 alterations strongly affect the mineralogy and the paleomagnetic directions signature is poorly preserved in these rocks. Taking into account that samples of the drill cores have no 7.1. Magnetic properties and hydrothermal alteration in the common orientation, the magnetic fabric was assumed to be FIC homogeneous initially within the pluton. Using this assumption, the samples were reoriented in order to have the pole of magnetic In the Fiesta granodiorite, magnetic experiments and opti- foliation along the Y axis in order to check a possible angular cal observations clearly show two magnetic phases. One is relation between the directions of the ChRM and the AMS multidomain magnetite carrying a strong magnetic fabric with fabric. For the drill core PZM49 with AMS ellipsoids having a subvertical foliations. The characteristic direction, observed prolate shape, the magnetic lineation was used and aligned along after AF demagnetization above 50–100 mT is carried by high the X axis (Fig. 16). After reorientation with common magnetic coercitivity minerals and high unblocking temperatures where foliation or lineation, there is a strong grouping of the directions approximately 75% of magnetization is removed in the tem- of the characteristic remanent magnetizations. The paleomag- perature range 580–590 °C. A bimodal size distribution of netic data from the drill cores confirm the angular relation magnetite grains is well known in plutonic rocks (Wu et al., between the ChRMs and the foliations. 1974). Large multidomain grains of magnetite are associated with biotite and partly to hornblende while single domain or 7. Discussion pseudo-single domain grains of magnetite are preserved in plagioclase crystals (Wu et al., 1974). This interpretation is Paleomagnetic results within the Chuquicamata ore deposit likely valid to explain the high stability of the magnetization are not numerous and the characteristic directions are highly in the Antena granodiorite but does not apply to the Fiesta dispersed. The few samples for which a characteristic direction granodiorite because the hard component of NRM is not carried could be determined show positive inclinations. The positive by single domain magnetite (Fig. 8). The ChRM was likely inclinations are in good agreement with mineralization occur- acquired during the extensive biotitic and minor chloritic ring during a time period (31–35 Ma) when the earth magnet- alteration that occurred during emplacement. Titanomagnetite ic field was mainly of reverse polarity. Propylitic and phyllic 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 (McEn- roe 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 mag- matic 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 As discussed before, the paleomagnetic study in the Fiesta granodiorite show ChRM with negative inclinations, large devi- ations of the declinations of the ChRMs (Fig. 17A) and strong AMS fabrics with a complex pattern of orientations of the mag- netic foliations (Fig. 13). However, the characteristic directions relative to the magnetic fabric are at about 30 to 60° counter- clockwise of the magnetic foliation (Fig. 17B,C,D). This ob- servation 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 Fig. 14. AMS ellipsoids in drill cores from the Fiesta granodiorite. In order to axis from one site equivalent to the maximum axis of the other orient the samples in a common reference frame, the magnetic foliations (or site. Inverted AMS tensors are expected when single domain lineations for drill core PZM49) were rotated to a common azimuth. The same grains of magnetite are the main magnetic carriers but the mag- correction is later applied to the ChRM directions (see Fig. 16). netic experiments demonstrate that the principal AMS carrier at all sites in Fiesta granodiorite is multidomain magnetite. We can primary generation of magnetic minerals. K-feldspar/biotitic thus reject the hypothesis of an inverted tensor due to single alteration probably led to an increase in oxygen fugacity, domain grains. reflected by ilmenite metasomatism (Haggerty, 1991). Using AMS can be the sum of different phases of deformation and REE Ce(IV)/Ce(III) in zircons, Ballard et al. (2002) indicate that AMS only provides an image of the total deformation. Apparent the FIC corresponds to magmas with a relatively high oxidation inverted AMS tensors may reflect two phases of deformation or state. Chlorapatite inclusions in oxides, associated with high Cl a partial overprint of magnetic fabrics (Benn, 1994). However concentration, are generally seen prior to fast crystallization of a there is no evidence for significant solid-state deformation in the porphyry (Hedenquist and Richards, 1998). Formation of large granodiorite except at site Fi7 within the cataclastic deforma- magnetite crystal is also associated with biotitic alteration. The tion zone of the West fault. Intense fracturing is observed with magnetic carrier with unblocking temperatures between 570– N100° subvertical joints, which parallel one family of AMS 590 °C may correspond to oxidized magnetite or maghemite. 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 H Jadq⁎ lin fol ani Kmax Kint Kmin DI DI DI FIC: Fiesta granodiorite AMS Fi3_0101A 0.0250 1.092 1.134 1.239 22.8 3.1 277.5 78.5 113.4 11.1 ARM 0–20 0.458 1.224 1.202 1.471 18.7 3.2 277.3 73.9 109.6 15.7 0–60 0.633 1.191 1.174 1.398 20.1 5.4 271.4 73.7 111.6 15.3 5–60 0.446 1.195 1.141 1.364 23.7 5.4 275.1 73.3 115.2 15.7 10–60 0.246 1.182 1.137 1.343 26.8 11.4 261.2 70.8 119.9 15.2 20–60 0.091 1.152 1.046 1.205 25.7 16.2 277.0 47.8 128.7 37.7 AMS Fi3_0301A 0.0313 1.080 1.149 1.241 195.9 11.4 23.2 78.6 286.2 1.4 ARM 0–10 0.522 1.177 1.374 1.617 20.0 0.6 295.7 −84.4 289.9 5.5 5–10 0.223 1.191 1.374 1.636 201.4 1.0 104.8 81.3 291.6 8.7 0–80 0.926 1.150 1.248 1.435 197.4 10.3 56.2 76.9 288.9 8.0 10–80 0.314 1.112 1.208 1.342 201.9 12.6 69.4 71.7 294.9 13.1 AMS Fi6_1501A 0.0239 1.037 1.095 1.135 354.8 −12.1 17.1 77.0 85.8 −4.8 ARM 0–10 0.384 1.124 1.341 1.507 169.8 20.1 3.7 69.4 261.4 4.6 5–10 0.216 1.111 1.408 1.564 169.3 13.4 7.0 76.0 260.3 4.1 80 1.08 1.070 1.163 1.244 354.9 −21.0 10.7 68.2 87.0 −5.4 AMS Fi5_1301A 0.0277 1.065 1.160 1.236 100.7 12.0 29.8 −57.0 3.6 30.2 ARM 0–20 0.639 1.128 1.306 1.473 98.7 5.6 18.9 −61.0 5.7 28.4 0–70 0.858 1.121 1.245 1.396 100.5 6.0 22.3 −62.8 7.5 26.4 AMS Fi1_01A 0 0.0517 1.116 1.198 1.336 123.6 44.6 70.5 −31.3 0.3 29.1 ARM 0–5 0.867 1.223 1.471 1.799 126.3 46.3 74.8 −30.7 3.0 27.7 2–5 0.207 1.408 1.298 1.827 112.4 43.3 61.6 −33.9 352.4 27.9 IRM 20 28.5 1.180 1.347 1.589 133.2 43.8 75.4 −29.1 5.9 32.3 FIC: Antena granodiorite AMS An1_2001A 0.0170 1.040 1.074 1.117 29.2 18.8 232.7 69.6 121.8 7.5 ARM 0–30 0.710 1.075 1.139 1.225 30.5 32.7 226.4 56.2 125.3 7.4 0–70 1.44 1.071 1.017 1.089 15.3 33.5 279.4 8.8 176.6 55.1 AMS An2_4001A 0.0245 1.047 1.058 1.108 72.6 61.0 32.9 −23.1 310.2 16.6 ARM An2_4001A 0–20 0.503 1.093 1.067 1.166 83.5 62.9 27.1 −15.8 303.5 21.4 10–20 0.196 1.044 1.023 1.068 156.4 43.7 186.8 −42.0 82.1 −15.7 0–80 2.85 1.059 1.028 1.089 104.5 15.2 6.1 28.2 219.5 57.3 40–80 0.758 1.072 1.047 1.122 109.4 8.0 16.5 19.8 220.4 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 to use AMS to correct TRM as previously proposed by Cogné internal deformation. The degree of anisotropy varies signifi- (1987) for samples with MD magnetite grains is thus impossible. cantly in shape from prolate to oblate and the magnitude of Moreover, during AARM experiments, the deviations from the anisotropy varies also from moderate to strong. Changes in the applied field were no more than 5 to 10°. We have found no orientation of the magnetic foliation plane (Fig. 12) are not related evidence for an internal magnetic control on the direction of the to the amount of anisotropy or shape of the AMS ellipsoids. For ChRMs. example, samples from site Fi2 with E–Wmagneticfoliations The angular relation between the AMS ellipsoids and the have magnetic properties and degree of anisotropy similar to those ChRMs indicates that the AMS fabrics and ChRMs record the from site Fi3 with N–Sfoliations(Table 2). Major changes in the same relative rotations between sites. As discussed before, the orientation of the magnetic foliation occur between sites separated ChRM directions were likely acquired during the late stage of by a few hundreds of meters. We cannot reject the hypothesis that syn-tectonic emplacement of the Fiesta granodiorite. Our pre- the swapping of minimum and maximum axis of the AMS ferred interpretation of the magnetic results is that the ChRMs and ellipsoids is due to an unrecognized internal deformation but the the magnetic fabric were acquired during syn-tectonic emplace- correlation between ChRM directions and AMS orientation is ment. The ChRM corresponds to the direction of the earth's puzzling. The magnetic carriers of the ChRM directions magnetic field at the time of emplacement and the magnetic correspond to high coercitivity magnetic grains while the AMS foliation was thus originally oriented roughly NE–SW (Figs. 17D carrier is MD magnetite. It seems unlikely that the remanent and 18B). Taking into account the expected direction calculated magnetization is magnetically deviated by the magnetic fabric from the pole of reference (Fig. 12), both the ChRMs and the because the magnetic carriers of the AMS and the ChRMs are AMS fabric were later rotated counterclockwise and locally tilted. different. An anisotropy correction of the possible deviation of the Several authors suggest dextral shear along NNE-striking NRM following the approach used in archeomagnetic studies or 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 scale typical of an outcrop in the field but often structural geo- reversal along the West fault. The paleomagnetic data are thus in logist have little constraints on block rotations if there are no agreement with a syn-tectonic emplacement of the Fiesta passive markers like bedding planes. We are not aware of a granodiorite along NNE-striking faults. The present disturbed detailed description of tectonic rotations at an intermediate scale pattern of the magnetic foliations and characteristic magnetiza- (100 to 1000 m). A black argillitic fault gouge up to 5 m thick tions correspond to large counterclockwise rotations during the marks the main West fault trace and the Fiesta granodiorite deformation associated with the sinistral displacement along the intensively sheared within 100 m of the fault trace (Ossandón West fault (Fig. 18C,D). et al., 2001). Unfortunately, because of the low economic interest If this interpretation is correct, the paleomagnetic data of the Fiesta pluton, there is no detailed description of the faults indicate that the Fortuna block was disrupted in several small and structures within the granodiorite away from the open pit. A blocks rotated counterclockwise from 30° up to more than 90°. detailed mapping of the fractures and secondary faults is needed Rotations are mostly around a vertical axis but there is also to identify the postulated small rigid blocks. Two high-resolution evidence for tilting like at site Fi1, for example where the lineation magnetotelluric profiles, perpendicularly across the West fault is dipping at about 45°. Several authors (Reutter et al., 1996; and north of Chuquicamata, clearly image a fault zone conductor Tomlinson and Blanco, 1997; Dilles et al., 1997; Tomlinson et al., about 350 m wide and 1500 m deep, trending along the surface 2001; Ballard, 2001) have proposed approximately 35–37 km of trace of the fault (Hoffmann-Rothe et al., 2004). The width of fault sinistral displacement (Fig. 1) from late Oligocene to early the West fault zone based on the fracture density distribution Miocene, based on kinematic indicators within the Chuquicamata is significantly larger and up to 4000 m (Janssen et al., 2002). mine, lithological and age similarities between the FIC and the El McInnes et al. (1999) using (U–Th)/He and apatite fission track Abra Intrusive Complex (Ambrus, 1979), and regional structural ages suggest a vertical displacement of the FIC with respect to the reconstructions (Fig. 1). The complex pattern of rotation within Chuquicamata porphyry copper deposit. However, although a the Fiesta granodiorite and the size of the “rotated” blocks (from component of vertical displacement is likely, our interpretation of 100 up to 500 m) could indicate that the Fiesta granodiorite is the paleomagnetic data is in better agreement with a large sinistral within a complex sinistral fault damage zone where counter- displacement along the West fault as proposed by Tomlinson et al. clockwise rotations are expected (Kim et al., 2004). While block (2001). rotations associated with strike-slip faulting is common (Beck East of the West fault, the paleomagnetic data are not nu- et al., 1986), most if not all the paleomagnetic studies report merous nor well defined. AMS foliations are scattered in sam- rotations of large blocks with size N1 km. In contrast most ples with intermediate to low magnetic susceptibility and well detailed structural studies often report observations at the meter 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 subhori- Arriagada et al. (2003, 2006) have shown large clockwise zontal lineations found in the Fiesta granodiorite. Characteristic rotations within the Chilean forearc. In order to explain the directions determined in a few samples show mainly positive clockwise rotations, Arriagada et al. (2003) postulated the exis- inclinations and dispersion in declination expected within the tence of a major dextral fault oriented NE–SW and crosscutting deformed mineralized intrusive complex (Rojas and Lindsay, most of the forearc. Reutter et al. (1996) indicate that dextral 1997; Faunes et al., 2005). movements preceded the sinistral shear along the West fault. ChRMs in the Antena granodiorite have a steeper inclination Mylonites formed during cooling of the Fiesta granodiorite than the one expected for the late Eocene (Fig. 12) suggesting a present fabric asymmetries along shear planes indicating a possible 10° tilt of the unit toward the south but a more detailed dextral sense of displacement (Reutter et al., 1996). Dextral sampling is needed to confirm this interpretation. 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 emplace- the existence of such large rotations may preclude accurate ment associated with the well developed NE–SW magnetic kinematic analysis of fault slip data within damage zone [see foliations with subhorizontal lineations. The sinistral displace- also Ron et al. (1993)]. ment and associated counterclockwise rotations occurred after Taking into account the characteristic magnetic features of the Early Oligocene emplacement of mineralization in Chuqui- the Fiesta granodiorite, a detailed paleomagnetic study of the El camata. Clockwise rotations within the Chilean forearc may thus Abra intrusive complex may help resolve the debate whether predate the main sinistral displacement along the West fault. or not the El Abra intrusive complex is a sinistrally displaced equivalent part of the FIC. 8. Conclusion The Chuquicamata mine is the largest and deepest open pit copper mine in the world with significant risk of slope failure The paleomagnetic results obtained from the Fiesta and (Nelson et al., 2007). The present paleomagnetic study indicates Antena granodiorites indicate acquisition of the characteristic that the Fiesta Pluton is structurally very complex and that it magnetization during a normal polarity interval in agreement should not be taken as a homogeneous structural block in the with the expected polarity for a time of emplacement (38– future mining operations and enlargement of the Chuquicamata 39.5 Ma) when the earth's magnetic field was mainly of normal open pit. polarity. In the Fiesta granodiorite, AMS is carried by mul- tidomain magnetite, while the ChRM can be associated with Acknowledgments oxidized magnetite or titanohematite. AMS foliations are spa- tially variable with magnetic foliations varying from ~NS to Funding for this study was provided by DID No. I009-99/2, ~EW while the ChRM directions are at 30 to 60° counter- the Institut de Recherche pour le Development (IRD) and par- clockwise from the magnetic foliations. We interpret the spatial tially by MECESUP. Laboratory experiments were done in variation in the orientation of the characteristic magnetization Santiago and in Rennes. AARM experiments and microprobe and in the orientation of the magnetic foliation as evidence for analyses were done in LMTG, Université Paul Sabatier III counterclockwise rotations of disrupted blocks in agreement (Toulouse). We would like to thank Roberto Siqueira (Toulouse) with a large sinistral strike-slip displacement along the West for his help in Toulouse and Philippe de Parseval for the fault. If our interpretation of the paleomagnetic data is correct, valuable help in assembling the chemical data file. Hysteresis 135 N. Astudillo et al. / Tectonophysics 450 (2008) 1–20 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. 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Tectonics 20, 235–254. 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 andesítico- basálticas 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 m, 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 Biotítica- Clorítica, 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 sub- verticales 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, sub- vertical, 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 volcánico- tectónica delimitada por la Falla El Azufre y La Juanita, asociada a estructuras de rumbo EW- NNW (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 10.7 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 Orientación Relaciones Variable dentro de la mina. Premineralización, asociadas con TIPO 1B NE en el distrito. la Tonalita Sewell? TIPO 2 Buzamiento concéntrico (40-80°) y Asociado con dacitas. Vetillas TEMPRANA E HIDROTERMAL radiales (subverticales). Amplio rango tipo 2 sin orientación preferencial. PRINCIPAL de datos sin orientación preferencial. Vetillas tipo 3 más focalizadas. Concéntrica, típicamente >70° Fallas inversas comunes, TIPO 4A -C (HIDROTERMAL TARDÍA) asociadas con la Pipa Braden. Rumbo NE, subvertical. Fallas principalmente (de rumbo). TIPO 4C, D (HIDROTERMAL TARDÍA) Menores vetas paralelas a Zona de Falla Teniente. N ± 30° Vetillas hidrotermales tardías que TIPO 4 (HIDROTERMAL TARDÍA) no caen dentro de los tipos 3 o 4. 148 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. 149 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 Número de Código Número de testigos (interior mina) bloques Paleomagnético paleomagnéticos Teniente Sub-6 Complejo Máfico El Teniente 16 00ETM 30 Pórfido Diorítico-Cuarcífero Esmeralda Complejo Máfico El Teniente 26 00ETE 46 Brecha Marginal Brecha Braden Dacita Teniente Complejo Máfico El Teniente 10 04PDT 28 Pórfido Dacítico Teniente Regimiento Complejo Máfico El Teniente 31 01TR 85 TOTAL MUESTRAS OBTENIDAS DE BLOQUES ORIENTADOS 189 SITIOS Muestreo Año 2000-2004 Nombre del muestreo y Sitio Ubicación (En UTM) Código Número de muestras litología Paleomagnético Superficie: Sitio 1 6225320N / 369500E 00ET01 51 Formación Farellones Sitio 2 6225420N / 369520E 00ET02 Sitio 3 6225420N / 369800E 00ET03 Sitio 4 6227000N / 365800E 00ET04 Coya: Sitio 1 6232178N / 373965E 04CY01 42 Formación Farellones Sitio 2 6232178N / 373965E 04CY02 Sitio 3 6234003N / 375770E 04CY03 Sitio 4 6227185N / 365514E 04CY04 TOTAL MUESTRAS SITIOS 93 SONDAJES Muestreo año 2000-2005 Unidad litológica Sondaje Ubicación Código Número de Muestras muestreada Complejo Máfico El ET-1830 1220E / 620N ETS1 13 Teniente (CMET) ET-2426 970E / 1260N SA 6 ET-2450 820N / 720E SB 6 ET-2480 1280N / 360E SC 5 SG-184 1360N / 60E SG 44 TOTAL MUESTRAS SONDAJES 74 TOTAL MUESTRAS UTILIZADAS 356 151 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 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. 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 (calcopirita- pirita-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 euhedral- subhedral+>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-turmalina- clorita-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 Z 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 Z DDH-2450: Entre 38.7-62.2 m En este sondaje, la plagioclasa presenta reemplazos de intensidad variable por magnetita- cuarzo, 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. Z 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 cuarzo- magnetita fina, probablemente previa a la asociación mineralógica antes descrita, ya que se reconoce en sus intersticios. Z 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 fundamental- con 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 m, 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 ausentes- moderadas. Figura 5.10: Imagen BSEM correspondiente a magnetita fina (0.1-1 m) 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 ( 1 m), 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 m, 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-anhidrita- turmalina 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 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. 164 Figura 5.12: Evidencias ópticas de la presencia de magnetita fina en plagioclasa. (a) Fenocristal con evidencias de reemplazo parcial por magnetita (SG184- 45.5). (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 (ETM- 0302). 165 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 8Al+Ca). 168 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. 169 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+ 8 Na+, (b) Al3+ 8 Si4+ y (c) Fe3+ 8 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 m 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 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). (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 Tabla 5.3: Análisis seleccionados de plagioclasas asociados al mapeo de distribución mostrado en la figura 5.19. Análisis N 8 33 57 73 80 93 100 118 132 138 151 % Oxido SiO2 53.25 49.74 48.36 56.53 55.70 52.32 52.99 50.24 52.01 55.66 46.48 TiO2 0.09 0.09 0.09 0.06 0.08 0.07 0.13 0.14 0.13 0.81 0.05 Al2O3 27.71 30.36 30.39 25.89 27.85 29.73 28.81 29.94 30.22 26.98 33.02 Fe2O3 0.26 0.45 0.00 1.99 0.11 0.74 0.39 0.00 0.23 0.81 0.22 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.14 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 CaO 11.15 13.53 13.67 8.23 10.35 12.80 12.12 12.86 12.57 9.60 16.99 Na2O 5.70 4.13 3.95 6.90 5.79 4.15 4.86 4.23 4.30 6.26 2.34 K2O 0.07 0.06 0.17 0.19 0.11 0.06 0.13 0.20 0.14 0.16 0.06 TOTAL 98.56 98.37 96.77 99.76 99.98 99.87 99.44 97.76 99.61 99.45 99.20 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.45 2.31 2.22 2.55 2.51 2.38 2.42 2.33 2.37 2.52 2.15 Ti4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 1.49 1.64 1.67 1.38 1.48 1.59 1.55 1.63 1.62 1.43 1.80 Fe3+ 0.01 0.01 0.00 0.07 0.00 0.03 0.01 0.00 0.01 0.03 0.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.50 0.67 0.69 0.40 0.50 0.62 0.58 0.64 0.61 0.46 0.84 Na+ 0.54 0.37 0.36 0.61 0.51 0.37 0.43 0.37 0.38 0.55 0.21 K + 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 TOTAL 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 4.99 5.01 5.00 5.01 5.00 5.00 Composición An 51.72 64.19 65.01 39.35 49.38 62.78 57.52 52.09 61.28 45.46 79.73 Ab 47.88 35.45 34.04 59.74 49.97 36.85 41.73 47.13 37.93 53.65 19.92 Ort 0.39 0.36 0.95 0.91 0.65 0.37 0.76 0.77 0.79 0.89 0.35 177 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. Z 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 m; 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 m, con un intervalo preferente entre 80-30 m y en general, con microinclusiones euhedrales de cuarzo (Fig. 5.21). 178 Z 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 m, 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+ Z 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 m, 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). Z 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 m (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 cuarzo- anhidrita-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 Tabla 5.4: Análisis seleccionados de biotitas asociados al muestreo paleomagnético realizado dentro de la mina. ETM1501A ETM0302A ETM1601A ETE2602B PDT1403B ETR0201 % Óxidos 05a-01 00a-01 01-00 01-01 00-01 05-00 02-01 03a-03 05a-04 00a-02 01-01 SiO2 37.81 37.27 38.60 38.38 39.06 37.71 40.33 39.18 37.34 37.59 38.31 TiO2 2.05 2.51 1.79 2.16 1.99 2.08 1.65 1.66 3.11 2.11 1.36 Al2O3 17.59 17.18 17.07 16.65 15.02 16.56 15.28 15.46 16.22 16.81 14.85 FeO 14.10 14.50 15.34 15.63 14.74 14.22 10.44 10.74 12.50 12.14 12.22 MnO 0.15 0.16 0.19 0.00 0.14 0.11 0.11 0.17 0.06 0.13 0.08 MgO 13.47 13.38 11.98 12.04 14.22 13.95 17.16 16.66 15.30 15.81 14.87 CaO 0.03 0.02 0.10 0.04 0.02 0.06 0.08 0.17 0.01 0.10 0.17 Na2O 0.08 0.13 0.07 0.06 0.04 0.09 0.00 0.03 0.03 0.05 0.09 K2O 9.23 9.50 8.97 9.36 8.70 9.42 9.11 8.84 9.55 9.87 9.22 BaO 0.17 0.00 0.00 0.00 0.03 0.16 0.00 0.04 0.04 0.00 0.00 ZnO 0.00 0.00 0.00 0.22 0.00 0.11 0.00 0.12 0.00 0.00 0.00 F 0.29 0.49 0.40 0.42 0.16 0.00 0.00 0.59 0.70 0.52 0.32 Cl 0.14 0.14 0.10 0.07 0.10 0.10 0.03 0.09 0.18 0.08 0.07 Cr2O3 0.02 0.01 0.08 0.00 0.03 0.00 0.02 0.16 0.00 0.00 0.10 NiO 0.03 0.05 0.04 0.02 0.00 0.00 0.00 0.04 0.16 0.00 0.04 H2O* 3.86 3.74 3.79 3.78 3.90 3.98 4.09 3.73 3.64 3.77 3.75 O=F,Cl 0.15 0.24 0.19 0.19 0.09 0.02 0.01 0.27 0.34 0.24 0.15 TOTAL 98.86 98.85 98.30 98.65 98.06 98.51 98.31 97.42 98.50 98.77 95.31 Fórmula estructural en base a 22 oxígenos Si4+ 5.71 5.63 5.83 5.80 5.90 5.70 6.09 5.92 5.64 5.68 5.79 AlIV 2.29 2.37 2.17 2.20 2.10 2.30 1.91 2.08 2.36 2.32 2.21 AlVI 0.84 0.69 0.87 0.76 0.58 0.64 0.81 0.67 0.53 0.67 0.43 Ti4+ 0.23 0.28 0.20 0.25 0.23 0.24 0.19 0.19 0.35 0.24 0.15 Cr3+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 Fe2+ 1.78 1.83 1.94 1.97 1.86 1.80 1.32 1.36 1.58 1.53 1.54 Mn2+ 0.02 0.02 0.02 0.00 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 Mg2+ 3.03 3.01 2.70 2.71 3.20 3.14 3.86 3.75 3.45 3.56 3.35 Zn2+ 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Ni2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 Ca2+ 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.03 0.00 0.02 0.03 Na+ 0.02 0.04 0.02 0.02 0.01 0.03 0.00 0.01 0.01 0.02 0.03 K+ 1.78 1.83 1.73 1.80 1.68 1.81 1.76 1.70 1.84 1.90 1.78 Ba 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 OH* 3.83 3.73 3.78 3.78 3.90 3.97 3.99 3.69 3.62 3.73 3.83 F 0.14 0.24 0.19 0.20 0.07 0.00 0.00 0.28 0.34 0.25 0.15 Cl 0.04 0.03 0.03 0.02 0.03 0.03 0.01 0.02 0.05 0.02 0.0 Fe/Fe+Mg 0.37 0.38 0.42 0.42 0.37 0.36 0.25 0.27 0.31 0.30 0.32 186 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 F1- F2 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 14- 16%) 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+ La magnetita es abundante, predominantemente euhedral-subhedral, con bordes irregulares, de tamaños entre 100-30 m 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 (ETR- 1901C). (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+ 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 turmalina- magnetita (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 ETM0302A ETR0201 ETM1601A N°Análisis 7 17 22 26 31 43 47 109 89 SiO2 0.25 0.31 0.55 0.00 0.03 0.10 0.22 0.14 0.14 TiO2 0.01 0.02 0.38 0.04 0.00 0.09 0.12 0.09 0.16 Al2O3 0.17 0.21 0.21 0.11 0.11 0.13 0.26 0.09 0.13 V2O3 0.58 0.44 0.27 0.09 0.21 0.27 0.21 0.23 0.25 * Fe2O3 66.04 65.70 65.63 68.18 67.84 67.50 66.78 67.65 67.01 FeO* 31.56 30.98 31.82 30.90 31.04 31.55 31.60 31.51 31.46 CuO 0.02 0.03 0.00 0.00 0.02 0.01 0.02 0.00 0.00 MnO 0.07 0.18 0.00 0.06 0.00 0.08 0.00 0.00 0.11 MgO 0.03 0.02 0.05 0.00 0.02 0.00 0.00 0.04 0.00 CaO 0.23 0.28 0.19 0.14 0.11 0.08 0.04 0.02 0.05 Na2O 0.06 0.08 0.09 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.09 0.04 0.00 0.01 0.04 0.04 0.03 0.08 0.05 Cr2O3 0.09 0.04 0.00 0.01 0.04 0.04 0.03 0.08 0.05 TOTAL 99.19 98.33 99.20 99.52 99.49 99.88 99.31 99.93 99.42 Fórmula normalizada a 4 oxígenos Si4+ 0.01 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 Ti4+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 V3+ 0.03 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 1.92 1.93 1.91 1.98 1.97 1.95 1.94 1.96 1.95 Fe2+ 1.02 1.01 1.03 1.00 1.00 1.02 1.02 1.01 1.02 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mn2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 3.01 3.01 3.01 3.00 3.01 3.01 3.01 3.01 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 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. 200 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 m) 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 ( albita 8 magnetita) podría relacionarse a un halo de alteración hidrotermal capaz de producir un desequilibrio diferencial entre las condiciones químicas del borde- centro del cristal (alteración Na-Ca-Fe?, biotitización?). 201 Aquella magnetita de mayor tamaño (1-15m) 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-Cu- Au (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-magnetita- feld.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 m 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 m) 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 [±< 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. Magnetización de Remanencia Campo Campo Coercitivo Mrs/Ms Hcr/Hc Muestra Saturación Coercitivo Remanente (Hcr) Corregida (JS) (Hc) [Am2/kg] 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 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). 212 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 575-585 C (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 350 C 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 400-450 C, 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) 580 C, 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 500 C, 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 Cu- Fe, como ya fue explicado en el caso de las curvas k v/s T (ver subsección 6.1.4). 216 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. 217 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 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. 224 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 (X) 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. X MRN X k Q Código Litología N MRN N k (A/m) (SI) sitio Teniente Sub-6 00ETM01 a 03 CMET 7 0.0746 7 0.0062 0.615 00ETM05 a 11 00ETM13 a 15 Brecha Hidrotermal 6 0.1070 6 0.0042 1.310 00ETM04 00ETM12 Pórfido Diorítico-qz 17 0.0030 17 0.0007 0.206 00ETM16 Regimiento 01TR CMET 85 0.0179 85 0.0030 0.306 Esmeralda 00ETE04-05 CMET 25 0.0486 25 0.0021 1.16 00ETE10 a 28 00ETE34-35 Brecha Hidrotermal 4 0.0021 4 0.0003 0.361 00ETE01 a 03 00ETE06 a 09 Pórfido Diorítico-qz 15 0.0003 12 0.0000 0.301 00ETE28-32 Dacita Teniente 03PDT01 a 05 CMET 12 0.0056 10 0.0022 0.130 03PDT12 a 15 03PDT06 a 08 Brecha Hidrotermal 10 0.0065 9 0.0005 0.699 03PDT09 a 11 Pórfido Dacítico 6 0.0024 5 0.0000 3.040 03PDT16-17 Teniente Sondajes 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 0.708 227 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 pseudo- dominio 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)yTIPO 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[±anhidrita- cuarzo]), 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 Figura 6.11: Características petrográfico-magnéticas para las familias de magnetita identificadas en este estudio. 231 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 (pseudo- dominio simple-dominio simple) impediría la remagnetización posterior que podría producirse en función del emplazamiento de las vetillas identificadas en estas muestras (cuarzo-anhidrita- calcopirita). (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 cuarzo- anhidrita-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 biotítico- clorítica: 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 Mg- F), 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 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. 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. Modificados de Maksaev et al. (2004). 235 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). 236 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] 2 IRD-UR154, LMTG 14, Avenue Edouard Belin 31400 Toulouse. France. 3 IRD-UR154 & Géosciences Rennes, 35542 Rennes. France 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 time- period 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 40Ar39Ar 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 pre- mineralization stage, related to partial replacement of plagioclase by fine magnetite (< 8 m, 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 SG184- 45.5: fine-grained magnetites in plagioclase, magnetite is not associated with biotite; b) sample SG184-171.0: Fine- grained 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-chlorite- calcite-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 NE- ENE (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). Back- field 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 SG- 185, (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 In situ Tilt corrected Site N Dec Inc 95 k Dec Inc 95 k Outside the mine CY01 10 192.9 63.1 3.5 188 192.9 63.1 3.5 18 ET04 11 345.3 -71.4 9.5 23 350.8 -63.7 9.5 23 CY02 9 190.2 57.5 4.2 149 190.2 57.5 4.2 149 ET02 9 355.5 -45.9 7.1 53 19.0 -55.5 6.1 71 CY04 10 11.9 -61.1 3.8 158 11.9 -61.1 3.8 158 ET03 5 353.9 -50.2 4.0 361 353.9 -50.2 4.0 361 Mean 6 1.7 -58.6 9.0 57 6.4 -58.9 6.5 106 Within the mine Esmeralda 10 358.9 -48.0 9.2 28 Dacita 13 164.3 61.0 11.5 13 Sub6 17 177.4 61.2 6.2 34 Regimiento 8 184.0 53.6 6.1 83 Regimiento 18 5.6 -54.3 7.7 21 Mean 5 358.6 -55.8 6.8 128 Expected 356.3 -55.3 Drill cores SG185 (R) 15 42.0 3.0 159 SG185 (N) 102 -38.0 1.6 79 SG184 (N) 33 -32.6 1.4 325 N: number of samples; Dec: Declination; Inc: Inclination, 95: 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 38.35- 38.9m; 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. Equal- area 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 magnetite- anhydrite 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 40Ar/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 40Ar/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 diorite- tonalite. 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 40Ar/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 40Ar/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. 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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 CHUQUICAMATA versus EL TENIENTE. -Magnetismo Remanente Natural versus Magnetismo Inducido en rocas granodioríticas con evidencias de alteración hidrotermal versus rocas menos alteradas CHUQUICAMATA -Magnetismo Remanente Natural versus Magnetismo Inducido para rocas volcánicas y/o intrusivos máficos alterados versus rocas menos alteradas 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 (MD SD), 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 Z 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 (destrucción- oxidación 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 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 Z 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 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 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 magnetita multidominio [MD]; termoquímica remanente 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 m). 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 NS y EW), en conjunto con el fuerte sesgo que presenta la dirección de la magnetización remanente (D230-330°) 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 m), 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 [±< 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 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 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. 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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 dos- dominios (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 O2- respectivamente, 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 ( B)B 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 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- 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 FEOYFE2O3 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-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 (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 = 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 H A 2R m 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 = MHsin 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 B M i Donde M: Suma vectorial de los momentos m i i J magnéticos contenidos en un volumen V. V 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 () 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: magnetización por unidad de volumen. HJ : en S.I. Si 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 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: Donde M cos 2M sin M: Momento magnético del dipolo asociado al Hh 3 Hv 3 re re modelo : Latitud geográfica (+90 Norte; -90 Sur) M 2 H 3 1 3sin re: Radio medio de la tierra re La inclinación magnética del campo se determina con la siguiente expresión C H S C 2sinS tanI D v T D T 2tan E U E Hh U cos 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. 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 () 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 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). 5 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. 5 Granos Multidominio (MD). Muestran bajos valores de coercividad. El traslado de un grano SD crítico a MD es un proceso de bajo consumo energético. 5 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. 5 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 ($) correspondiente a $ = 4.5 B.a. y $ =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 magnético- mineralogicos. 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 5 Magnetización Termorremanente (MTR): Magnetización adquirida durante enfriamiento bajo la Temperatura de Curie, en presencia de un campo magnético externo. 5 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 5 Magnetización Remanente Química (MRQ): Magnetización adquirida durante cambios químicos en presencia de un campo externo. 5 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. 5 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) Td adquieran una “magnetización termorremanente” que borra el MRN portado los mismos. En general, los granos SD con tiempo de relajación ($) 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 1- 6 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: 2 2 2 kax1 + kbx2 + kcx3 =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. 2 P3 /P2 es la excentricidad E del elipsoide, con E = (kint) / 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 FeO- Fe2O3 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: 3+ 2+ 3+ 3+ 2+ Magnetita Fe [Fe Fe ]O4 X[Y ]O4 Inversa 2+ 2+ 4+ 3+ 2+ Ulvoespinel Fe [Fe Ti ]O4 X [Y ]O4 Inversa 2+ 3+ 2+ 3+ Cromita Fe [Cr ]O4 X[Y ]O4 Normal 2+ 3+ 4 2+ 3+ Magnesiocromita Mg [Cr ]O X[Y ]O4 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 Ulvospinel A B A B . Fe3+ Fe+3 Fe2+ Fe2+ Fe2+ Ti4+ Ferrimagnético Antiferromagnético Para el caso de la magnetita la suma vectorial de las sub-estructuras A y B entrega un vector resultante 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 sub- estructuras 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 2+ 2+ 4+ formula extendida será Fe [Fe Ti ]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 Elementos de Temperatura Magnetización Celda simetría de Curie (°C) de saturación (Amstrong) [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+ 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 (B)B 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+ , Fe 3+ 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). 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 (-Fe2O3) Pertenece al grupo espacial R3C, 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 Ti4+, su simetría disminuye (R3) 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-Ti- O-_-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 Comportamiento Temperatura de Elementos de T de Neel Magnetización Curie (°C) simetría Acoplamiento de saturación destruido por [A/m] agitación termal HEMATITA Antiferromagnetico 680-690 3 670-675 2 x 10e-3 Falso ILMENITA Antiferromagnético -218 2 -233 ******** 3+ 2+ 4+ 7.2.3 Estructura y propiedades de las titanohematitas (Fe 2-2x Fe x Ti 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. R3c corresponde al miembro (ilmenita-hematita)SS desordenado y R3 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 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 ('-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 3+ 3+ 2+ Fe [Fe (Fe )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 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. GEOLOGIA AMPLIADA DEL YACIMIENTO CHUQUICAMATA 1.1 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 CARACTERISTICAS EDAD Granodiorita Este Granodiorita de biotita- Contacto por falla con unidades 206 7 Ma: K/Ar (Vega y hornblenda. sedimentarias Jurásico-Triásicas. Bordones, 1981) Grano medio-grueso, Intruye a dioritas Pérmicas No es consistente edad equigranular.. (Chong y Pardo, 1994). Intruída Paleozoica previamente Presenta alteración local a por diques dacíticos-andesíticos, señalada (Renzetti, 1957; albita-clorita-magnetita y de orientación similar a la Falla Ambrus, 1979; Soto, 1979; sericita-arcillas (Ossandón Mesabi (Tomlinson y Blanco, Marinovic y Lahsen, 1984; et al., 2001). 1997). Maksaev, 1990; Chong y Pardo, 1994) 204 3 Ma: 39Ar/40Ar Hornblenda, Zentilli, datos no publicados, en Lindsay, 1997). 229 2 Ma: U/Pb en circón (Tomlinson et al, 1997). Granodiorita Granodiorita de textura Contacto por falla con unidades Mesozoica: U-Pb en circón y Elena equigranular a porfírica, meta-sedimentarias mesozoicas K-Ar en biotita (Ambrus, con minerales intersticiales (Chong y Pardo, 1993), donde 1979; Lindsay et al., 1995; en la matriz (Renzetti, los minerales muestra una débil Ossandon et al., 2001). 1957). orientación, atribuidas a procesos 37.7 Ma: U-Pb en circón Mineralogía: ortoclasa, tectónicos o metamorficos. (Ballard et al., 2001), lo que plagioclasa, cuarzo, sugiere que la Granodiorita hornblenda, biotita, clorita Elena seria el intrusivo y minerales accesorios precursor del principal (Lindsay, 1997) pórfido mineralizador. Complejo Granodiorita Antena No aflora en el rajo. 39.3 Ma. : U/Pb en circon y intrusivo Fortuna (Ambrus, 1979) En algunos afloramientos fuera 39.6-39 Ma: K-Ar en biotita (Dilles et al., Granodiorita de de la mina presenta una lineación (Dilles et al., 1997). 1997) hornblenda-biotita. Grano magmática casi vertical. Eocena: U/Pb en circon fino-medio, equigranular. (Ballard, 2002). Conocida tambien como Fortuna Gris, color asociado a las plagioclasas (granodiorita leucocratica, Dilles et al., 1997) Granodiorita Fiesta Es la de mayor distribución Edades entre 38.5 ± 0.4 y (Granodiorita Fortuna sensu volumétrica de este complejo. 37.3 ± 1.2 Ma.: strictu) Aflora en la parte oeste del rajo K-Ar en hornblenda y biotita Porfírica, grano medio- (Maksaev et al., 1994; grueso. Lindsay, 1997). Con fenocristales de U-Pb en circon (Dilles et al., plagioclasa, anfíbola y 1997; U-Pb en circón biotita (Dilles et al., 1997). (Ballard, 2002). B-2 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.1: (continuación) UNIDAD LITOLOGIA CARACTERISTICAS EDAD Complejo Matriz: agregado de plagioclasa, intrusivo Fortuna feldespato potásico y cuarzo. (Dilles et al., Pórfido Tetera Cortan a la granodiorita Fiesta. 38.0 ± 3.0 Ma: Ar-Ar 1997) Corresponden a diques de en biotita y composicion granito-aplítica hornblenda (Lindsay, 1997) Pórfidos San Lorenzo Dilles et al. (1997) divide esta 38.5 ± 1.1 y 37.1 ± 0.9 Correspondiente a una granodiorita unidad en 3 subunidades: (1) Ma (Maksaev et al., y pórfidos de composición pórfido granito-aplítico Tetera. 1994). granodiorítica (2) pórfidos granodioríticos San Lorenzo y (3) porfido máfico granodioritico San Lorenzo. Complejo Pórfido Este Es el de mayor distribución areal 35.2 ± 0.4 y 34.6 ± 0.2 Intrusivo Pórfido granodiorítico (Aracena, en el yacimiento. Ma: U-Pb en circón Chuquicamata 1981) Presenta un contacto gradacional (Ballard et al., 2001) Pórfido monzogranítico pobre en con el Pórfido Oeste (Lindsay, matriz (Lindsay, 1997) 1997; Ossandón et al., 2001) y Textura variable desde una clara relación de contacto granodioritica hasta monzodiorita con el Pórfido Banco. de biotita, fanerítica a porfírica Intruye unidades incipiente, con megacristales de metasedimentarias mesozoicas. feld-K, plagioclasa euhedral- Presenta una débil foliación subhedral; cuarzo-feld K local, probablemente sintectónica intersticial y magnetita, titanita y (Ossandón et al., 2001). circón accesorios (Faunes et al., 2005) Pórfido Oeste No es posible observar el 34.0 ± 0.3 y 33.5 ± 0.2 pórfido monzodiorítico (Aracena, contacto de esta unidad con el Ma: U-Pb en circón 1981; Lindsay, 1997). Pórfido Banco. (Ballard et al., 2001) Fenocristales: feld-K plagioclasa, También posee débil foliación megacristales de feldespato similar a la unidad anterior 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 Se distingue de los pórfidos 34.1 ± 0.3 y 33.3 ± 0.3 Monzogranito (Aracena, 1981). anteriores componentes del CIC Ma (Ballard et al., Pórfido monzodiorítico (Lindsay, por su color, textura y por 2001). 1997). presentar plagioclasa en la matriz Posee textura porfírica, con (Lindsay, 1997, Ossandón et al. fenocristales en contacto entre si. 2001; Faunes et al., 2005). B-3 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.1: (continuación) UNIDAD LITOLOGIA CARACTERISTICAS EDAD Mineralogía Se observa en la parte norte y Población bimodal de plagioclasa este del rajo, con afloramientos euhedral-subhedral. Ojos de cuarzo de cuerpos filonianos y diques de redondeados y aplanados, rumbo NNE discontinuos, los megacristales de feld. K y escasa que mantienen una continuidad biotita. Masa fundamental afanítica vertical a subvertical (Lindsay, de cuarzo, feldespato potásico y 1997). biotita. Rocas Estratificadas Metavolcanitas Probablemente correspondientes al Ocurre como lentes o zonas Mesozoica (Faunes et y grupo Caracoles (Lindsay, 1997). estructuralmente dislocadas al., 2005). metasedimentitas intensamente deformadas y Triásico Medio plegadas, con desarrollo local de (Ossandon et al., milonitas y brechas tectónicas de 2001). clorita (Faunes et al., 2005) Depositos no Consolidados Gravas Depósitos aluviales y menores Ubicadas en la zona más al norte Cuaternario 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) Zona de Probablemente ejerce Formada en el contacto Brechas: Los fragmentos corresponden al Deformación un control del entre el pórfido Chuqui y la protolito afectado, con cuarzo en una matriz Este- Falla emplazamiento del granodiorita Elena. recristalizada de clorita, feld.K y magnetita. Mesabi pórfido Chuqui y Hacia el N separa el porfido Milonitas: fábrica dúctil y penetrativa. Se (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 Mesabi hacia el sur. actividad tecónica menos intensa. 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). Falla Parte del Dominio Se ubica en la parte N del Zaragoza Zaragoza (Lindsay et depósito. al., 1995). Rumbo NNW sub-vertical. Marca el límite este del pórfido B-4 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.2: (continuación) Características Sistema Generales Espaciales Otras (litología, sentido de movimiento, Estructural etc…) Falla C-2 Parte del Dominio Zaragoza Se ubica en la parte N Influencia parte de la mineralización (Lindsay et al., 1995). del depósito, al este de la primaria y secundaria del yacimiento, Es temprana dentro de la falla Zaragoza así como la formación de oxidados de evolucion del yacimiento. Rumbo cercano a NS, Cu en el límite norte de la mina. Posteriormente fue sub-vertical. reactivada. Deformación Dúctil Foliación Posterior a la alteración Se observa en diferentes Zonas miloníticas de cizalle, foliación dúctil dentro potásica, pero precede a los zonas dentro del pórfido de stress y lineación dúctil asociada a la del Pórfido pulsos fílicos tardíos. traslación y estrechamiento de minerales Chuqui máficos y silicatos. Sistema de fallas Portezuelo y Estanques Blancos Falla Parte del Dominio Estanques Set de fallas noreste Sentido de movimiento Estanques Blancos (Lindsay et al., subverticales, expuestas Dextral en la parte noreste del pit. Blancos 1995). a lo largo del depósito, Además se ha documentado una posible Juega un importante rol pero con mayor reactivación dextral postmineral. dentro de la mineralización penetratividad al norte del sistema, lo que se refleja del depósito. Para el dominio completo se interpretan en el rumbo de las zonas movimientos normales que producen un mineralizadas y la anisotropia escalonamiento hacia el sur de los de vetas y vetillas. bloques definidos por estas fallas Falla También corresponde a este Porción central del Balmaceda sistema depósito Falla Traza bien definida, Mapeada al este del Sentido de movimiento Portezuelo sobretodo cundo limita la depósito, de rumbo El plegamiento sufrido por la Zona de mineralización de clorita- 80º/manteo 80ºN. Deformación Este en planta, se especularita-calcopirita del Reconocida interpreta relacionado a (i) un pórfido. recientemente en 6500 movimiento dextral de esta falla que mt. de sondaje en la corta además al pórfido; o bien (ii) que misma área. fue preexistente. Al sur limita la extensión del pórfido. Sistema de fallas NNW Fallas de Dominio Noroeste (Lindsay Importantes estructuras Sentido de movimiento rumbo NNW et al., 1995) de rumbo NNW a NW, Sinestral, indicado por corte de vetillas Posiblemente más abundantes en la mineralizadas e indicadores sinestrales postmineralización, aunque parte central y sur del de fallas N-S hay evidencias de vetillas que depósito. eventualmente habrían sido controladas por este sistema. En este caso, podría haber sufrido reactivación. B-5 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 MINERALIZACION EDAD Evento temprano de baja sulfuración Potásico de Reemplazo parcial de máficos por Diseminada y menor en 33.4 Ma: Ar-Ar en biotita y Fondo (PF) biotita y de plagioclasa por feld.K, microvetillas. feld.K (Reynolds et al., bt+feld.K+se+ sericita y arcillas. Magnetita El contenido total de 1998). arcillas oxidada a hematita. sulfuros es bajo (<1%), con Genéticamente ligada a la Biotita y feld.K raramente en una ley entre 0.1 y 0.5% intrusión de los pórfidos microvetillas acompañadas por Cu. Oeste y Banco. qz+cc+sulf. Asociaciones hipógenas: Textura original del pórfido es ccpbn y/o ccppy, con la preservada. calcopirita como mineral Vetillas tipo “A” con halos predominante. irregulares de feld.K. Otros sulfuros: Cantidades Evento de alteración / subordinadas de digenita, mineralización más temprano covelina, calcosina, observado en el yacimiento. esfalerita y molibdenita. Alteración Reemplazo selectivo por clorita Principalmente diseminada. Ligada genéticamente a la cloritica (CMH) (clinocloro) de minerales maficos De bajo grado (>1% en anterior chl+>alb-ank-cc- primarios y secundarios. volumen), con asociación ep Vetillas de clorita en los bordes del de pyccp y raramente ccp. depósito, asociadas con sulfuros. Especularita tardía, en Se preserva la magnetita. vetillas y diseminada es Albitizacion selectiva de frecuente, en algunos casos plagioclasa con intercrecimientos de Vetillas de calcita-ankerita. ccp. Localmente aparece epidota y brechización. Vetas y vetillas de Correspondiente a vetillas tipo “B” Grado de 0.13% Mo. 34.9 ±0.17 Ma: Re-Os en cuarzo- bandeadas. En estas zonas se reduce el molibdenita (Ossandón et molibdenita Nucleo con rumbo NS a NNE, contenido de cobre (0.6% al., 2001). (“Vetas Azules”) manteando 80 W, controlado de Cu), por dilución y qz+Mo estructuralmente. ausencia de permeabilidad. 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. B-7 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.3: (continuación). Evento temprano de baja sulfuración Potasico feld.K- Reemplazo moderado a Vetillas y microvetillas con Ligada a las intenso (PI) cuarzo intenso de feldespato y significantes grados de Cu (1% intrusiones de los Parte este del grano fino biotita por feld.K de súlfuros), desigualmente pórfidos, por lo depósito. (K-sil) secundario, acompañado en distribuidos. tanto, su edad es Zonas Feld.K+ab algunos casos por albita y Asociaciones de súlfuros: similar. tabulares +qz+ cuarzo. bn±dg±cv o ccp±cv±bn±dg. irregulares, de Sericita Destrucción intensa de la Diseminado fino y abundantes, Relación espacial y gris-verde textura original del pórfido y sin pirita. genéticamente con temprana reemplazo por agregados de Mismas asociaciones que K-sil: alteración K-sil. se+qz+sulf. sericita gris-verdosa, cuarzo, bn±dg±cv o ccp±cv±bn±dg. +>feld.K abundante súlfuro disem. y En fases tardías, las vetillas feld.K accesorio. tempranas de este evento son La sericita de este evento es reemplazadas por py±dg±bn o mas gruesa que la asociada a py±cv. eventos tardios y ocurre >1% Cu en volumen con grados localmente de forma mayores al 1% de Cu pervasiva o como halos de vetillas de qz, qz-bn y qz- mo. Vetillas de calcopirita con En los bordes de la zona de 0.7-0.8% Cu. >1% en volumen. Posterior al evento halos sericíticos alteración potásica intensa. Halos son diferentes a los anterior Ccp+halos qz-se-ccp La roca que muestra este relacionados al evento sericita tipo de vetillas tiene gris verde temprana, coloración gris. considerando la distribucion de Corresponden a vetillas la ccp vetilla/halo, a la inversa masivas de ccp con halos de de la mencionada; su asociacion qz-se donde aparece este mineralogica (ccp+py sin bn, mineral diseminado, con para sericita gris verde: ccp+bn pirita desde subordinada a sin py) y porque cuando las ausente. 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. B-8 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 Serie de pulsos progresivos de 31.1 Ma: Ar-Ar en Sericita de vetillas tipo “D”. mineralización de súlfuros, con sericita (Reynolds Se-qz-py Corresponde a 2 eventos: superposicion temporal y et al., 1998), Menor kaol. “principal” y “tardío”, espacialmente especial, que indican la siendo 2 y 3 Ma Rara qz-al relacionados. evolución del grado de más joven que el Comprende agregados de sericita, sulfidización: py-ccp; py-dg evento potásico de con cuarzo y pirita que obliteran la (bn); py-cv (en) y py-en fondo y la textura original del pórfido. (sph). cristalización del Reemplazo intenso de biotita y Pirita es el súlfuro dominante pó feld.K; y de caolín en plagioclasa. (>2% en volumen). Además, raramente para el pulso El pulso tardío de py-en asocia tardío hay vetillas de cuarzo-alunita. fuertes cantidades de arsénico al Ocurre como una inmensa masa depósito. Controlado por un vertical, N-S, adyacente a la Falla ambiente frágil, se emplaza como Oeste. Es más débil en la periferia vetas y brechas en la zona de (“Cuarzo-Sericita Transicional”, vetas de qz-mo, y en la periferia porción norte del yacimiento), como stockwork. permitiendo la distinción de la El evento tardío de qz’se termina textura porfirica. con el emplazamiento de vetillas de py, adyacentes a la Falla Oeste. Otros eventos hipógenos Vetas tardías, Evento hipógeno tardío. ccpcvhtanhyeso sin py. Corta los eventos vetillas y Distribución muy localizada. No afecta el grado de Cu, es previamente microbrechas Sin halos de alteración decir implica alteración y/o descritos. removilización de asociaciones preexistentes sin introducción de Cu. Mineralización Supérgena Enriquecimiento Zona Primaria Sin súlfuros secundarios o Corresponde al Supérgeno Sin actividad supérgena. actividad supérgena desarrollo Coincide con la “zona primaria de hipógeno del sulfatos”, con yeso y anhidrita yacimiento dentro de una masa de roca sellada, competente. Zona de enriquecimiento débil Se reconocen súlfuros 19-15 Ma: K-Ar en Ocurre en fracturas, zonas de falla y secundarios, pero están alunita supérgena reemplazando parcial a totalmente subordinados a los minerales (Sillitoe y McKee, súlfuros de Cu hipógenos, con pirita hipógenos. 1996) limpia y no alterada. Predominio de covelina sobre Coincide con la “zona transicional calcosina 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 75% de los súlfuros primarios Corresponde a la “zona secundaria” reemplazados. Bornita totalmente de lixiviación de sulfatos, con yeso y reemplazada y pirita “manchada” anhidrita ausente. por súlfuros 2arios. Presenta abundantes cavidades y alto Predominio de calcosina sobre grado de fracturamiento. covelina. B-9 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.3: (continuación) Enriquecimiento Su límite inferior no coincide Supérgeno exactamente con el “piso de yeso”, estando aprox. 20 metros por sobre el previamente indicado. Zona de oxidación y lixiviación La mineralogía dominante en la Expuestas en la parte norte y sur del parte norte corresponde a yacimiento. antlerita+brochantita Corresponde a capas oxidadas ricas (atacamita), con sericita y raras en limonita y/o mineralización arcillas. oxidada de Cu. Presencia de sulfuros secundarios Ocurren como bandas elongadas parcialmente reemplazados por subverticales, controladas por los hematita, coexistiendo con sistemas de fallas Estanques Blancos menas oxidadas indican que la y C-2. oxidación se desarrollo a partir Verticalmente se desarrollaron sobre de una zona ya enriquecida. el limite superior de la zona de En la parte sur del depósito, la súlfuros dominante. 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 CARACTERISTICAS EDAD Complejo Lavas andesíticas asociadas a la Poseen una distribución areal Para el Complejo Máfico El Formación Farellones (Howell y Molloy, de más de 12 km2 con una Volcánico El Teniente, 1960; Camus, 1975; Cuadra, 1986). extensión vertical superior a 2 Teniente: 12.4-7 CMET. (ex Pórfido andesítico (Camus, 1975). km (Faúndez, 2002). Ma. (Cuadra, “Andesitas de Complejo intrusivo de gabros, diabasas y Presenta diversos grados de 1986; Kurtz et al., la Mina” pórfidos basálticos correspondiente a un alteración hidrotermal que 1997; Rivera y lacolito máfico (Skewes y Arévalo, 2000; obliteran en parte las Falcón, 1998). Skewes et al., 2002; Skewes et al., 2005). características originales de la Para el CMET: 8.9 Complejo subvolcánico de diabasas, roca. Su textura es porfírica, Ma. Trazas de intruidas por pórfidos basálticos (Burgos, con fenocristales de plagioclasa fisión en Apatito 2002). de tamaño promedio C2 mm. en lacolito máfico Morel y Spröhnle (1992) las presenta dentro de una masa (K. Thiele, inédito. como parte de un sill con elongación NE- fundamental constituida por un en Skewes et al., SW. agregado cristalino con 2005). Dentro de este contexto, se propone que el cantidades variable de CMET intruye el Complejo Volcánico El actinolita, microlitos de Teniente (Lindgred y Bastin, 1922). plagioclasa, cuarzo, biotita, anhidrita, magnetita, clorita y rutilo (Skewes, 1996). Intrusivos y Pórfidos Félsicos Diorita- Cuerpos de composición diorítico Aflora en la parte central y sur 7.4-7.1 Ma.: K-Ar Tonalita cuarcífera (Howell y Molloy, 1960; de la mina, como apófisis de en biotita (Cuadra, Sewell (Stock Maksaev et al., 2004). menor tamaño y como stock 1986). Sewell). Tonalita (Faunes, 1981). irregular respectivamente Entre 6.46±0.11 y Posee textura porfídica con fenocristales (Faúndez, 2002; Maksaev et 6.11±0.11 Ma.: U- de plagioclasa, biotita, anfíbolas alteradas al., 2004). Pb en circón y menor feldespato potásico en una masa Intruye al Complejo Volcánico (Maksaev et al., fundamental de cuarzo, microlitos de El Teniente (Skewes et al., 2004). plagioclasa y menor feld-K (Camus, 2005), presentando un 1975; Maksaev et al., 2004) en los alineación N-S márgenes. Su parte central posee una Hay controversia respecto a textura fanerítica. 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. B-12 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.4: (continuación) Intrusivos y Pórfidos Félsicos UNIDAD LITOLOGIA CARACTERISTICAS EDAD Pórfido Dacítico Compuesto por varias unidades Aflora en la parte norte del 4.6-4.7 Ma: K-Ar (Dacita Teniente. porfíricas texturalmente diferentes, con yacimiento. en biotita. (Clark et Cuadra, 1986) proporciones variables de fenocristales Corresponde a un cuerpo al., 1983; Cuadra, correspondientes a plagioclasa, biotita, tabular, sub-vertical de 1986). anfíbolas parcialmente reemplazadas y orientación N-S. 5.4 Ma: Ar-Ar en “ojos de cuazo”. La masa fundamental Cortado en la parte sur por la biotita. 6.3 Ma: Ar- está compuesta por cuarzo, albita, feld- brecha Braden. Ar en sericita. K y biotita (Rojas, 2002). Skewes et al. (2002, 2005) lo (Maksaev y interpretan como un intrusivo Munizaga, 2001). tardío esteril; en cambio 5.28 Ma: U-Pb en Maksaev et al. (2004) entrega circón (Maksaev et evidencias de su relación al., 2004). directa con la mineralización del yacimiento. Pórfido Latítico Corresponden a diques de composición Ocurren concéntricamente a la 4.39 Ma.: Ar/Ar en (Diques de dacítica (Maksaev et al., 2004). Brecha Braden como anillos sericita (Maksaev Latita) Roca porfírica con una proporción de concéntricos. y Munizaga, fenocristales de plagioclasa mayor que En la parte norte de la brecha 2001). el pórfido Teniente. Contiene también se encuentra como una dacita 4.82 ± 0.09 Ma.: fenocristales de biotita, anfíbola estéril, de la que se reconocen U-Pb en circón alterada y ojos de cuarzo dentro de una fragmentos dentro de la (Maksaev et al., masa fundamental compuesta por Brecha entregando una relación 2004). 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). Pórfido “A” Diorita cuarcífera de grano fino y color Intruye el Stock Sewell y rocas 6.0 Ma.: K-Ar en (Intrusivo gris. Los fenocristales corresponden a andesíticas adyacentes en la biotita (Cuadra, Cuarzo-Diorítico) plagioclasa fuertemente alterada por parte sureste del yacimiento. 1986). smectita, sericita y siderita. Su masa Es característico en esta unidad 7.1 ± 1.0 Ma.: K- fundamental está completamente la presencia de enclaves de Ar en biotita reemplazada por un agregado de diorita cuarcífera equigranular (Cuadra, 1986). anhidrita, cuarzo y biotita parcialmente de diferente tamaño (Maksaev Edad menor al reemplazada por clorita. Está rodeado et al., 2004). Otros autores Stock Sewell por una brecha hidrotermal fuertemente sugieren la presencia de (D=0.31±0.11 Ma). mineralizada, con una matriz de fragmentos de andesita y anhidrita, cuarzo, turmalina y sulfuros cúmulos de biotita (Burgos, de Cu-Fe (Maksaev et al., 2004). 2002). B-13 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.4: (continuación) Intrusivos y Pórfidos Félsicos Diques UNIDAD LITOLOGIA CARACTERISTICAS EDAD Dique de Roca gris verdosa de textura Se presenta en el sector sureste del 3.8 ± 0.3 y 2.9 ± 0.6 Lamprófido porfírica con fenocristales de yacimiento, cortando las unidades Ma: K-Ar. (Cuadra, (Dique de Dacita hornblenda y plagioclasa y masa del sector. Muestra bordes nítidos 1986). o Dique de fundamental traquítica con y regulares, con una potencia 3.85 ± 0.18 Ma: Ar/Ar Andesita ) microlitos de plagioclasa, media de 1.5 mt y una marcada en hornblenda hornblenda, óxidos de Fe y continuidad espacial en el rumbo (Maksaev et al., 2004). vidrio (Cuadra, 1986; Skewes et (Faunes, 1981; Skewes et al., al., 2005). 2002). Corta a las andesitas, tonalita, Brecha Braden y Brecha Marginal y no presenta mineralización. Diques de De color gris-negro, posee Presenta forma tabular, con una Dadas las Andesita textura porfídica y fenocristales potencia de 0.5 a 1 m. y rumbo similaridades de plagioclasa. Skewes et al. N60ºE. litológicas, la edad (2002; 2005) lo incluyen dentro Se ubica en el sector sur del asignada es similar a de la unidad “Diques de yacimiento, cortando al stock la de la unidad Lamprófiro”. diorítico. previamente descrita. Dique de Constituidos por fragmentos de Se presentan como cuerpos Posterior a la génesis Guijarros roca bien redondeados a tabulares de potencia variable de todas las unidades (Pebble-Dike) angulosos, con tamaños desde (desde 5 cm. a 1.5 mt.), del yacimiento arcillas a gravas. concétricos a la Brecha Braden. Brechas Brecha Braden Brecha con fragmentos Ubicada en la parte central del 4.6-4.5 Ma: K-Ar en (Pipa Braden) pobremente seleccionados, matriz- yacimiento, con un diámetro en sericita (Cuadra, soportada. Presenta clastos superficie de 1200 m y una 1986). redondeados a sub-redondeados de extensión vertical conocida de 4.75 Ma: Ar/Ar en todos los tipos litológicos del 1800 m (Cuadra, 1986). Tiene sericita (Maksaev et yacimiento (polimíctica) y forma de cono invertido con el al., 2002 eventuales accidentales profundos flanco este subvertical. (Vega, 2004). La chimenea Braden fue Posee una matriz de polvo de roca emplazada en una etapa tardía de y cemento de sericita, con La formación del yacimiento. cantidades menores de turmalina, Interpretada como una diatrema calcita y sulfuros (Camus, 1974). (Sillitoe, 1985). A pesar de que tiene zonas de Identificada como una brecha bonanza de Cu, en general no es hidrotermal relacionada a una favorable para la mineralización génesis freatomagmática (Sillitoe, debido a la cantidad de arcillas y la 1985; Morales, 1997; Vega and ausencia de fracturas (Lindgred y Maksaev, 2003). Bastin, 1922). Brechas Rocas de apariencia holocristalina, Ubicadas en las zonas de contacto Por relaciones de Igneas de grano fino, equigranulares entre la roca contacto, su edad debe (“ignea”). La matriz contiene andesítica y los diferentes cuerpos ser similar a las biotita, cuarzo, feldespato, intrusivos (Burgos, 2002). unidades intrusivas a anhidrita, calcopirita y óxidos de Poseen una extensión vertical las que se relacionan. Fe. mayor a 200 mt. B-14 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.4: (continuación) Brechas UNIDAD LITOLOGIA CARACTERISTICAS EDAD Brechas Si es más oscura dominada por En algunas zonas de la mina se Igneas 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) Brechas de Poseen una matriz de magnetita, No observada directamente en la Catalogados dentro del Magnetita actinolita, turmalina, cuarzo, mina, solo evidenciada por evento más temprano apatito y feld-K, con fragmentos presencia de recubrimientos de de alteración ocurrido de la roca de caja. Los minerales magnetita en la planta de la mina y dentro de las etapas secundarios que la alteran stockwork de magnetita-actinolita definidas en el corresponden a magnetita, dentro de la mina. yacimiento (Cannell et actinolita, clorita, cuarzo y feld-K. Pueden ser observadas en Laguna al., 2005; Skewes et Negra, a unos pocos km. de la al., 2002; 2005; mina y en afloramientos de los Burgos, 2006). valles asociados al río Coya y Matadero. Brechas de Corresponden a brechas Están relacionadas con el Postdatan alteración Biotita predominantemente monolíticas, desarrollo de vetillas ricas en de magnetita- con clastos dominado por rocas biotita (stockwork). actinolita. intrusivas máficas o félsicas, a Los fragmentos de esta brecha son Respecto a los menudo apenas reconocibles. reconocidos en brechas de intrusivos su relación Están dominadas por biotita café, anhidrita, turmalina, igneas y de es incierta. con contenidos variables de polvo de roca. Además son turmalina, cuarzo, feldespato, cortadas por intrusiones félsicas, clorita, anhidrita, yeso, apatito, por lo que sugieren que son calcopirita, bornita, pirita, rutilo y previas, aunque localmente cortan magnetita. La biotita de la matriz a estas intrusiones. tiende a ser de grano fino. Reconocidas rodeando a la Brecha 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 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 MINERALIZACION EDAD Estado Pre- Esta asociación varía desde pervasiva a controlada Las vetillas tipo 1B Predata los Mineralización por vetillas. Ocurre en asociación con vetillas de relacionadas a subsecuentes (Vetillas tipo 1) magnetita (tipo 1A). Reemplaza clinopiroxenos alteración fílica no eventos de mt+qz +anh+ act usualmente como pseudomorfos. presentan alteración +plg±ep Los cristales de plagioclasa primarios están evidencias de hidrotermal. (Cannell et al., parcialmente reemplazados por magnetita fina mineralización de 2005) diseminada (<8 m, Skewes et al., 2005). Los Cu-Mo. Alteración remanentes de esta alteración son preservados en la Magnetita- unidad 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 Alteración Correspondiente a las vetillas tipo 2, con cuarzo + 60% del Cu fue Entre 5.06 ± 0.12 Tardimagmática anhidrita + súlfuros y alteración potásica extensiva introducido al to 4.58 ± 0.10 (sstr vetillas tipo 2) sincrónica con el emplazamiento de la Dacita yacimiento en esta Ma., Ar-Ar en bt+anh+qz+chl+mt+ Teniente (Cannell et al., 2005). De hecho, las zonas etapa. Las vetillas biotita y Re-Os rt+ccp± bn con mayor desarrollo de esta alteración se ubican en este caso juegan en molibdenita (Ojeda et al., 1980; concéntricamente al pórfido (Ojeda et al., 1980). La un rol fundamental (Maksaev et al., Cuadra, 1986; intensidad de la alteración biotítica oblitera parcial a respecto a las 2004). Cannell et al., totalmente las características del protolito. El características de Correspondiente 2005) metasomatismo relacionado a esta fase produce los diferentes a diferentes Alteración Biotítica empobrecimiento en Ti y enriquecimiento en Mg de súlfuros asociados pulsos de (Skewes et al., las biotitas (Maksaev et al., 2004). al sistema (ver alteración- 2002; 2005; En la Diorita Sewell se manifiesta por el reemplazo tabla 4.3). mineralización Maksaev et al., de del sistema. 2004) plagioclasa por feld-K y presencia de feld-K + Entre 5.9-4.6 Ma. biotita en la masa fundamental. También hay Edades plagioclasas alteradas por sericita, arcillas, combinadas de carbonatos y previos autores anhidrita. En el Pórfido Dacítico esta alteración se más Re-Os en evidencia por la formación de biotita secundaria y molibdenita vetillas de cuarzo-feld.K. (Cannell et al., 2005, fig 4.6). B-17 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.5: (continuación) Alteración Pre-Mineralización ALTERACION CARACTERISTICAS MINERALIZACION EDAD Alteración Correpondiente con vetillas sin halo que cortan, pero Ccp + Py + Bn Mismo rango de Tardimagmática no alteran la biotita penetrativa descrita +Molibdenita. edades que el Tardía anteriormente (Zúñiga, 1982; Arévalo et al., 1998). indicado qz+anh+feld-K+ Su definición y diferenciación respecto a vetillas de anteriormente 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 Alteración Caracterizada por la destrucción y reemplazo de Ricas en ccp (± 5.06-4.37 Ma: Hidrotermal minerales pre-existentes por cuarzo-sericita, con molibdenita ± Ar-Ar en sericita Principal (vetillas menor clorita y anhidrita en halos rodeando vetillas pirita hacia la (Maksaev et al., tipo 3) ricas en súlfuros que contienen cuarzo, clorita y periferia del 2004). qz+se+chl+anh anhidrita (Zúñiga, 1982). Son típicamente gruesas (2 depósito). 4.9-4.7 Ma: re- (Ojeda et al., 1980; mm-3 cm) con un halo fílico bien desarrollado. La Aunque su Os en Cuadra, 1986; densidad de vetillas controla la intensidad de abundancia es baja, molibdenita. Skewes et al., 2002; alteración (Skewes et al., 2005). hospedan (Cannell et al., 2005; Cannell et En adición a las vetillas, ocurre alteración fílica aproximadamente 2005). al., 2005) intensa, texturalmente destructiva en dominios el 30% del Cu. discretos del yacimiento en niveles altos de la mina, compuesto por sericita predominante (sobre el 80%). Alteración Hidrotermal Tardía Alteración Se relaciona a un segundo estado de alteración fílica En este caso las 4.82 ± 0.09 Ma: Hidrotermal Tardía asociado al emplazamiento de la Brecha Braden e asociaciones Edad de los (sstr, vetillas tipo 4) intrusivos tardíos, predominatemente con la Brecha mineralógicas que intrusivos qz+turm+anh+se+c Marginal. se pueden menores hl+yeso+ Las vetillas son más gruesas que las previamente encontrar en las correlacionadas baritina+arcilla+ca mencionadas y poseen halos de alteración vetillas son con la Brecha rbonatos+ caracterizados por la asociación cuarzo-sericita- complejas, debido Braden (Maksaev ccp+bn+py+mo clorita y destrucción de la textura original de la roca. a los diferentes et al., 2004). +sulfosales ± Algunas de ellas cortan la Brecha Braden. minerales de mena 4.81-4.37 Ma: scheelita-stibnita- La sericita de esta fase es más illítica que la de la que se relacionan a Ar-Ar en sericita gl-sph. fase hidrotermal principal. Las vetillas de esta fase esta etapa (ver (Maksaev et al., (Skewes et al., son menos abudantes que las ligadas al evento tabla 4.3). 2004). 2005; Cannell et hidrotermal principal, Contienen al., 2005) aproximadamente Fase de Turmalina un 10% del Cu (Howell & Molloy, estimado del 1960) yacimiento. Alteración Considerada tradicionalmente como el último estado Pirita+tennantita 4.75 Ma: Ar/Ar Póstuma de alteración hipógena, restringido a los sectores +tetraedrita+galena en clastos Se+Cc+Chl+yeso+ centrales de la Brecha Braden, afectando los clastos alterados carbonato+qz+ap+s y la matriz de polvo de roca. Eventualmente podría (Maksaev et al., ulfosales+sph+gl anteceder la alteración relacionada a la Brecha 2002) (Ojeda et al., 1980; Marginal (Floody, 2000). Cuadra, 1986; Skewes et al., 2002; 2005) B-18 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.5: (continuación) Alteración Hidrotermal Tardía ALTERACION CARACTERISTICAS MINERALIZACION EDAD 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 Ley de Cu < 0.5%, No es clara, depende transicional biotítica- encuentran vetillas de cuarzo, clorita, con un aumento en del evento al cual se clorítica anhidrita y pirita (Skewes et al., 2002; 2005). la razón py/ccp. relaciona. Qz+Anh+se+plg Presencia de cloritización de biotita +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). Zona Propilítica Fuera de los límites de la zona de clorita 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 En zonas oxidadas: Posterior a la enriquecimiento la anhidrita. Su límite está representado por la crisocola, formación del supérgeno primera aparición de calcosina supérgena más malaquita, azurita, yacimiento. Kaol+mont+alunita profunda (Camus, 1975). cuprita, Cu nativo +se Los minerales de Cu originales han sido y copper pitch reemplazados por limonita y hematita en las (Zúñiga, 1982; zona superior de lixiviación. Cuadra, 1986; La zona de enriquecimiento tiene un espesor Arredondo, 1994). entre 100-500 mts bajo el sector definido En zona de previamente, con una capa de oxidados de súlfuros alrededor de 80 mts de espesor, seguido por secundarios: una zona de enriquecimiento secundario con predominio de reemplazo parcial de bornita y calcopirita calcosina. 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 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 Minerales Halo Características Corta Tipo Color representativa diagnósticos a Categoría A A0 Mt + Bt Magnetita Roca deslavada Mt 1ó 2 Halo deslavado A1 Bt + Anh + Qz Biotita Difuso (Bt) Mineralización halo diseminada A0 1ó 2 ± Siliceo Sutura de Bt ó en bandas Ccp + Py Sin halo Bordes nítidos A2 Ccp+Py ± Bn Ccp + Py Siliceo Difuso A0 1ó 2 Bt + Anh + Qz Biotita Sin halo Bordes nítidos, Segmentada A1 A3 Ccp+Py±Bo+Mo Ccp+Py Difuso Bt+Chl+Se? Bordes nítidos A4 2 Qz+Bt+Anh+Chl Bt+Qz Sin halo A4 Qz Predominio de Con o sin halo Sin / con mineralización diseminada A0 y 3 Ccp+Bn+Mo±Py Qz Nítida o sutura central A1 O S C U R O O S C U R A5 Anh Anh Con o sin halo Nítida A0 y 1,2 y 3 Ccp+Bn+Mo+ mayoritaria Sin / con mineralización diseminada A1 Py+Ga A6 Ccp+Py+Bn Ccp+Py Sin halo Nítida De 1 a 2 ± Mayoritaria. A0 a Anh +Qz Minerales ind. Siliceo o Bt+Chl Halo Difuso A5 Categoría B B0 Ccp+Py+Mo+Mt Ccp+Py ó Se+Chl Halo Simple ó asimétrico Qz+Anh Mt mayoritaria ± Ccp+Py Puede o no ser moteado B1 Ccp+Py±Mo Ccp+Py Se+Chl Mineralización halo metálico Qz+Anh mayoritaria Ccp+Py Bandeada ó diseminada A 2 ó 3 B2 Ccp+Py+Mo Ccp+Py+Qz Chl+Se Halo simple Qz±Anh Mayoritaria Mineralización halo diseminada <<1 B3 Ccp+Py+Mo > Ccp+Py Qz+Se+Chl Doble Halo INTERMEDIO Qz+Anh ± Qz+Anh Con mineralización diseminada Categoría C C0 Anh+Tur±Y+Cb Anh ó Turm Halos ± Mayoritaria desarrollados y difusos. Ccp+Bo+Py+Ten+ Presencia de Carbonatos B y 2 ó 3 Mo Se+Chl Y/o A C1 Bo+Ccp+Py+Ten Súlfuros Yeso-Turmalina +Mo ± mayoritarios Abundancia Mineralógica A CLARO Anh+Tur+Y+Cb INTERMEDIO 1Microvetilla; 2Vetilla y 3Veta. B-20 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.7: Clasificación de vetillas en el pórfido cuprífero El Teniente según Cannell et al. (2005). Tipo de Vetilla Mineralogía Características Abundacia Abundancia Intrusion Asociada-Alteración- Cu Mo de Vetillas Súlfuros Estado Premineralización Vetillas 1a Magnetita, plagioclasa- Delgadas a algunos cm de espesor; vetillas -- r Alteración temprana de Ca, cuarzo, actinolita, difusas con halo de alteración temprano de magnetite; relacionada a la anhidrita. magnetita Tonalita Sewell? Vetillas 1b Cuarzo ± turmalina, Vetas de cuarzo (“diques”) sobre 8 mt de -- r Alteración filica temprana sericita, clorita espesor (sericita, clorita, turmalina); relacionada a la Tonalita Sewell? Fase Tardimagmática Brechas de Brechas de anhidrita, Similar a las brechas de anhidrita tipo 2d, ac rPórfido Temprano Gris biotita- vetillas+calcopirita biotita o turmalina incluida y algunos tipos Relacionado a alteración potásica anhidrita- (±biotita, turmalina, de vetillas con biotita. (biotita, Na-feld.K) gradando a súlfuros feldespato) alteración propilítica distal (clorita, sericita, magnetita, epidota. Vetillas 2a Cuarzo ± calcopirita, Vetillas finas raras, de bordes ondeados en c - r Pórfido Dacítico Principal bornita, anhidrita intrusivos dacíticos. Tipo 2-distal (estabilidad de Vetillas 2b Clorita, súlfuros, Abundante, vetas zonadas con halos de cr asericita-clorita) y vetillas tipo 2 anhidrita, cuarzo-biotita- feld.K y Na; entre 1 mm y 4 cm de espesor. clorítica predominate en zonas feld.K y Na, anhidrita, Solapamiento temporal con vetillas tipo 2c y periféricas del depósito. halo de cuarzo 2d Vetillas 2c Cuarzo, anhidrita, Abundantes, desde sub-milimétricas a 4 cm cr a súlfuros (±feld.K, clorita, de espesor; ± halo biotítico. biotita). Brechas 2d Brechas de anhidrita (± Brecha craquelada; asociada con contactos c - r súlfuros) de intrusivos dacíticos; ± halo de biotita o feld.K y Na. Vetillas 2e Cuarzo, súlfuros Gruesas (5 mm a 3 cm), continuas, de bordes cc c Pórfido Dacítico Tardío (±anhidrita). rectos; súlfuros típicos (+molibdenita) en Contiene bornita, calcopirita, suturas y/ o orillas. ± halo filico o biotita. molibdenita. Venillas de Súlfuros, clorita Delgadas (<5 mm). Abundantes en zona clorita 2 (±anhidrita, cuarzo, propilítica. + clorita, halo sericítico. sericita, biotita) Comúnmente se forma una sutura central en vetillas re-abiertas. (C tipo 2b). B-21 ANEXO B: Antecedentes Geológicos Expandidos: Chuquicamata y El Teniente Tabla B.7: (continuación) Tipo de Vetilla Mineralogía Características Abundacia Abundancia Intrusion Asociada-Alteración- Cu Mo de Vetillas Súlfuros Fase Hidrotermal Principal Vetillas 3 Cuarzo, anhidrita, Vetilla ricas en calcopirita gruesas (sobre 4 a c c Halos fílicos + alteración súlfuros cm), ganga menor de cuarzo-anhidrita. Halos pervasiva. Los súlfuros bien desarrollados de cuarzo, clorita y corresponden a calcopirita, pirita, sericita. molibdenita (bornita ausente). Concentradas distalmente desde los diques de dacita. Fase Hidrotermal Tardía Brechas 4a Turmalina, anhidrita, Brechas craqueladas y vetas. Halo de sericita c - r Segundo estado de alteración súlfuros pálido, turmalina. fílica (±Illita), relacionado a la intrusión de la Brecha Braden y Diques de Latita. Las vetas están concentradas cerca de estas intrusiones. Vetillas 4b Cuarzo ± calcopirita, Vetillas finas raras, de bordes ondeados en c - r Los súlfuros son calcopirita, bornita, anhidrita intrusivos dacíticos. bornita, pirita, tennantita- Vetillas 4c Carbonatos (± gangas Sericita, halo de clorita. Sobre 10 cm de ca ctetraedrita, molibdenita, (+ menor varias y súlfuros) espesor. La mineralogía de las vetillas es esfalerita, galena, enargita, variable. Incluye brechas de anhidrita. stibnita). Los minerales de ganga son anhidrita, cuarzo, turmalina, yeso, carbonatos, barita. Vetillas 4d Yeso, clorita (±minerales Dominadas por yeso y clorita. Típicamente - - r Ex fase póstuma (Cuadra, 1986). varios). delgadas, con halo de clorita-sericita. Ocurren dentro y fuera de la Brecha Braden. - r c a Ausente; Rara; Común; Abundante. B-22 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 Eoceno- Oligocena: 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 magmático- hidrotermales 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 (19- 16 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 87 86 Fernández, ligado a los altos valores de Sr/ Sr y bajos valores de )Nd, 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 Cu- Mo, 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 espacio- tiempo, 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 (Melting- Assimilation-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 (*3 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 trans- litosférica (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; Williams- Jones 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. 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Hornblenda, 1.5-0.5 mm, subhedral-anhedral. Se Sericita Débil: realcionados con hornblenda 00PE0102A Pe1 presenta clivaje característico. Alterada a bt y chl. Biotita, Arcillas Qz-se y biotitas con alteración. 00PE0104A subhedral-anhedral. Biotitizada y cloritizada. Arcillización Masa Fundamental agregado de mayor cuarzo+ C-2 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Alteración Mineralogía Magnética Sondaje Características de la roca Minerales de Eventos de Mineral de Mineral Características alteración alteración mena Pórfido Este Textura Primaria: Porfírica, pese a la alteración penetrativa Clorita Selectiva Pirita Magnetita Muy escasa y pequeña qz-se que presenta. Feld.K Moderada: Irregular, (<0.01 mm). Fenocristales: Plagioclasa, fantasmas tabulares, Cuarzo Cloritización diseminada probablemente relicta, 00PE0401A reemplazados totalmente por se-arcillas. En algunos cristales Sericita Penetrativa con bordes y fracturas 00PE0403 aún se distingue la macla polisintética. Feld.K, Anhedral, Arcillas Intensa: blancas y reflejos internos Pe4 00PE04 reemplazado preferentemente por arcillas. Biotita, con Cuarzo-Sericita rojos (hematitizada). reemplazo parcial a total por clorita y sericita. Moderada-intensa: Masa Fundamental: agregado de cuarzo+feld.K, con textura Arcillización de mosaico. En algunos sectores el feld.K es más abundante y regular. Textura Primaria: Probablemente porfírica, porque evidencia Cuarzo Penetrativa Ccp< C-3 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Alteración Mineralogía Magnética Sondaje Características de la roca Minerales de Eventos de Mineral de Mineral Características alteración alteración mena Pórfido Este Textura Primaria: Probablemente porfírica, por evidencias de Cuarzo Penetrativa Ccp NO SE *************** fenocristales alterados. En general la alteración oblitera la Sericita Moderada-Intensa: diseminada y OBSERVAN textura original de la roca. Arcillas Cuarzo-Sericita en fracturas Fenocristales: Plagioclasa, 1-3 mm, subhedrales. La macla Moderada-intensa: con arcilla se reconoce, pero está obliterada por alteración de sericita- Arcillización hipógena CH4594 CH4594-38.6 arcillas. Reemplazo parcial por feld.K. CH4594-84.1 Masa Fundamental: Agregado de cristales de cuarzo y feld- (SCHB) K, 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. Albita-Feld.K Selectiva Bn diseminada Magnetita La magnetita es muy Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral-anhedral, gruesa (>2- Sericita Moderada: y entrecrecida Hematita+ escasa. Se encontró sólo 0.5 mm), se distingue la macla de carslbad y sectores Cuarzo Albitización con ccp y cv. limonitas de Fe un cristal subhedral de amarillos en algunos cristales remanentes. Presencia de Limonitas de Fe Alteración Feld-K Ccp, aproximadamente 50 pseudomorfos tabulares fuertemente alterados por calcita- Penetrativa diseminada m. arcillas. Feld.K, escaso e irregular, semi-redondeados, muy Moderada: Dg+Cv Hematita cristalina Pe7 04PE07 alterados por arcilla. Biotita, desgarrada y decolorada, con Cuarzo-Sericita escasa asociada a rutilo. presencia de pliegues kink. Moderada: Limonitas de Fe Masa Fundamental: Agregado de cristales de cuarzo y feld- Evidencias de (Goethita+hematita K, de textura gruesa, en algunas zonas recristalizado. cizallamiento y terrosa) en fracturas y en Fuerte presencia de limonita en fracturas. alteración menor medida supérgena. diseminada. Textura Primaria: Holocristalina, inequigranular, porfírica. Cuarzo Selectiva: Ccp Magnetita Escasa, irregular, menor Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral, escasas, casi sin Feld.K Cloritización diseminada a 50 m. Probablemente evidencia de maclas dada la alteración que presenta, sólo se Penetrativa relicta. distingue la de carlsbad en algunos cristales. Feld.K y Moderada: Cuarzo, probablemente relicto y primario, con bordes Alteración K-Sil carcomidos. Biotita, relicta, con evidencias de reemplazo por CH6693 S6693-327.5 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. C-4 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnética Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de Mineral Características alteración alteración mena Pórfido Este Textura Primaria: Holocristalina, inequigranular, porfírica Cuarzo Selectiva: No se observa Magnetita Asociada a clorita, gruesa. Clorita Cloritización Hematita subhedral-anhedral, con Fenocristales: Plagioclasa, subbhedral-anhedral. Se Rutilo Penetrativa evidencias de distingue la macla de albita, aunque presenta evidencias de Arcillas Moderada: maghemitización y fuerte alteración argílica y fracturamiento. Ocasionalmente Silicificación hematitización. CH6438 CH6438-31.0 estas maclas están dobladas y quebradas. Feld.K, anhedral, Cizallamiento: entre 1-0.3 mm, redondeados y alterados. Minerales máficos, Débil-Moderado 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 ********* CH6439 tanto es muy probable que sus características sean similares ****************************************************************** Intrusivos Huésped (Granodiorita Elena y Granito Este) Textura Primaria: Holocristalina, porfirica Clorita Intensa: Py diseminada Magnetita La magnetita tiene Fenocristales:Cuarzo, aprox. 0.5 mm. Anhedrales, pero con Magnetita Cloritizacion. Especularita tamaños entre 0.3-0.01 formas redondeadas. Feld.K. Posee características similares Especularita Brechización: mm. Euhedral - al anterior. La masa fundamental esta fuertemente cloritizada, Especularita subhedral, es más escasa Ge1 00GE0103 obliterando su textura. Posee vetillas de especularita que que la especularita. fragmenta la roca, otorgándole el aspecto de una brecha. Hay La especularita tiene fragmentos rotados, posiblemente correspondientes al formas alargadas y se Granito Este. encuentra en la matriz Catalogada como Brecha de Especularita de la brecha. Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, ± equigranular. Clorita Selectiva NO SE Magnetita Anhedral-subhedral, Cristales::Plagioclasa, >2-0.8 mm., euhedral-subhedral, con Calcita Moderada-Intensa: OBSERVA Maghemita entre 0.5-0.01 mm. macla de carlsbad-albita, es el mineral predominante. Cuarzo Propilítica diseminada junto a Feld.K, anhedral, irregular y con bordes carcomidos. En Arcillas Penetrativa clorita. Muestra Ge2 algunos cristales se observa extinción difusa. Cuarzo, similar Moderada: evidencias de bloques 1-15 04GE02-07 al anterior, pero más escaso. Probable biotita alterada a Alteración K-sil? maghemitizacion. 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. Clorita Selectiva NO SE Magnetita Magnetita alterada por Cristales::Plagioclasa, entre 2-0.5 mm., tabular, con macla Rutilo Moderada OBSERVA Hematita hematita y goethita, pero de carlsbad-albita. Raras maclas quebradas y plegadas. Limonitas de Fe Cloritización Limonitas de Fe se presume por Ge4 04GE17 Feld.K, anhedral, con bordes carcomidos. Cuarzo. Probable Arcillas Penetrativa presencia de presencia de biotita, enmascarada por la cloritización y Moderada: pseudomorfos alteración supérgena sobreimpuesta. Supérgena euhedrales. Relictos. C-5 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnetica Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de mena Mineral Características alteración alteración Zona de Deformación Este Textura: grano-lepidoblástica a -nematoblástica. Calcita Alteración Py Magnetita Cantidad variable Orientación de minerales micáceos, menor calcita, y granos Clorita Propilítica Diseminada. Hematita dependiendo del tramo de cuarzo pequeños entrecrecidos dentro de bandas oscuras Epidota moderada Cristales más del sondaje. En los CH4006 CH4006-6.7 anastomosadas. También de hornblenda, alterada a biotita. Cuarzo Silicificación pequeños casos que hay magnetita (SCHB) CH4006-300.3 Presencia de salvanda fuertemente recristalizada y orientada débil. euhedrales. Más es euhedral, entre 0.1- acompañada de calcita. Presencia de porfidoclastos de grandes, 0.01 mm. Cuando plagioclasa. Alteración en microvetillas de qz-calcita y irregulares. aparece, la hematita es epidota diseminada. escasa y diseminada. C-6 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías 2. DESCRIPCIONES BLOQUE OESTE NO MINERALIZADO: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnetica Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de mena Mineral Características alteración alteración Granodiorita Fortuna Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano medio, Feld.K Selectiva débil- Ccp débil 0 0.5% Magnetita La magnetita es hipidiomórfica, inequigranular, porfírica Biotita moderada: Diseminada y Maghemita predominantemente Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, 0.5-4 mm, Clorita Feld.K como inclusión Hematita irregular y grande, euhedral-subhedral. Poseen maclas polisintéticas finas y de Rutilo Biotitización en magnetita Titanohematita asociada a carlsbad, algunas de las primeras están quebradas con una Sericita Cloritización ferromagnesianos. incipiente sericitización diseminada en el cristal y localmente Arcillas Penetrativa Presenta evidencias de con ataque preferencial de arcillas por las zonaciones. Biotita, débil: maghemitización y irregular, con alteración biotítica evidenciada por las formas Arcillización. hematitización en 00Fi01a01 irregulares en los bordes y la presencia de pequeños cristales bordes y fracturas. 00Fi01b06 de rutilo y opacos (magnetita). Colores de interferencia La titanohematita se Fi1 00Fi01c08 obliterados y opacos dispersos de bordes rojizos. presenta con formas 00Fi01c09 Hornblenda, subhedral, presencia de caras basales (clivaje sigmoidales asociadas a ángulo 60º-120º). Cuando la biotitización es incipiente en los exsolución. También planos de clivaje se empieza a formar magnetita y para relacionada a texturas alteración más intensa, la biotita aparece como parches junto gráficas en asociación con opacos. Cloritización evidenciada por pérdida de con rutilo- pleocroismo. pseudobrookita. Masa Fundamental: cuarzo y feld-K, con extinción ondulosa, texturas de mosaico y contactos recto-lobulados bien definidos. Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio, Feld.K Selectiva débil- No se observa Magnetita Magnetita grande y en hipidiomórfica, inequigranular, porfírica. Biotita moderada: Maghemita relación a biotita y Fenocristales: 80-85% de la roca. Plagioclasa, euhedral- Clorita Feld.K Hematita hornblenda. La anhedral, tabular, entre 1 y >4 mm, altamente fracturada y Rutilo Biotitización Titanohematita maghemitización y quebrada. Los planos de clivaje eventualmente forman una Sericita Cloritización hematitización son más cuadrícula con las fracturas. Evidencias de macla de carlsbad Arcillas Penetrativa intensas. y polisintética, además de zonaciones, aprovechadas por débil: La titanohematita se arcillas otorgándoles apariencia de muy sucios. Localmente Arcillización. presenta con formas aparece calcita alterando a plagioclasas y en pequeñas sigmoidales asociadas a fracturas entro del cristal. Feldespato Potásico, irregular, con exsolución. Las texturas 00Fi0205 Fi2 tamaño promedio de 2 mm, alterados, fracturados y gráficas (hematita- empañados, pero en menor medida que las plagioclasas. rutilo-pseudobrookita) Biotita, abundante, entre 0.3 y 0.7 mm, con pleocroísmo café- son más abundantes que amarillento y extinción a puntitos. Presenta alteración en el sitio anterior. 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. C-7 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnetica Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de mena Mineral Características alteración alteración Granodiorita Fortuna Textura Primaria: holocristalina, fanerítica, grano medio- Feld.K Selectiva No se observa Magnetita Características similares grueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica Biotita moderada: Maghemita a los anteriores, pero Fenocristales: 70% de la roca. Plagioclasa, 0.3-4 mm, Clorita Biotitización Hematita con un predominio de la euhedral-subhedral. Presenta macla polisintética y de Rutilo Cloritización Titanohematita textura de exsolución carlsbad, con arcillización incipiente. Biotita, irregular, con Arcillas Penetrativa lamellar. bordes deshilachados por presencia de pequeños cristales de débil: Fi3 04FT03-101 rutilo y en asociación con opacos (magnetita). Hornblenda, Arcillización. 04FT04-902 Fi4 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, Feld.K Selectiva No se observa Magnetita En este corte hay hipidiomórfica, inequigranular, porfírica Biotita moderada: Maghemita presencia predominante Fenocristales: 75% de la roca. Plagioclasa, 0.5-4 mm, Clorita Biotitización Hematita de texturas gráficas predominantemente subhedral. Si bien hay evidencias de la Rutilo Cloritización Titanohematita asociadas a oxidación de presencia de maclas polisintéticas finas y de carlsbad, se Arcillas Penetrativa titanomagnetita y mayor observan obliteradas por arcillización. Biotita y Hornblenda, moderada- proporción de 04FT05-1301A Fi5 fuertemente alteradas por biotita-opacos intensa: maghemitización de las Masa Fundamental: cuarzo y feld-K de contactos Argílica.. magnetitas. 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 medio- Feld.K Selectiva débil- La presencia de opacos en este caso no puede ser analizada, grueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica Biotita moderada: considerando el tipo de corte (transparente) de dimensión mayor Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, 0.5->4 mm, Clorita Biotitización al típicamente utilizado. Probablemente correspondan a óxidos euhedral-subhedral, con macla polisintética y de carlsbad, Rutilo Cloritización de Fe-Ti consecuente con las descripciones anteriores. arcillización incipiente-moderada. Hornblenda, euhedral- Arcillas Penetrativa subhedral, con caras basales características y biotitización en débil: Fi6 04FT06-16 parches. Biotita, con bordes deshilachados por presencia de Argílica.. 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 Feld.K Selectiva débil: y presencia de piroxeno moderadamente alterado por clorita Biotita Biotitización Clorita Cloritización IDEM ANTERIOR 04FT08-31 Fi8 Rutilo Penetrativa Arcillas moderada Argílica.. C-8 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnetica Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de mena Mineral Características alteración alteración Granodiorita Fortuna Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio, Feld.K Selectiva débil- No se observa Magnetita Magnetita similar a hipidiomórfica, inequigranular, porfírica. Biotita moderada: Maghemita cortes previamente Fenocristales: 80% de la roca. Plagioclasa, entre 0.5 - 4 mm, Clorita Biotitización Hematita descritos. Maghemita y euhedrales y subhedrales. Poseen maclas polisintéticas y de Rutilo Cloritización Titanohematita hematita relacionada a carlsbad, localmente algunos cristales poseen zonaciones Arcillas Penetrativa débil oxidación de la y alteración incipiente por sericita y arcillas por planos de Argílica. magnetita. Predominio macla y fracturas. Hornblenda, euhedral-subhedral, con de texturas lamellares y Sondaje CH4369-132.7 clivajes en ángulo 60º-120º, típico para caras basales de exsoluciones tipo CH4369 CH4369-196.3 anfíbolas. Presentan alteración potásica desde moderada a syneusis. 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 Textura Primaria: Holocristalina, fanerítica, grano medio, Feld.K Selectiva Si bien no es Magnetita Texturas similares a las hipidiomórfica, inequigranular, porfírica. Biotita moderada- mena de Cu, Maghemita previamente señaladas, Fenocristales: 90% de la roca. Plagioclasa, entre 4 -1 mm, Clorita intensa: algunos tramos Hematita a excepción del corte euhedral-subhedral, presentan maclas polisintéticas finas y de Epidota Biotitización evidencian la Titanohematita CH3985-184.4, donde la carlsbad, además de zonaciones por donde se produce Cuarzo Cloritización presencia de Py. magnetita es mucho más alteración preferencial por arcillas. Feldespato Potásico, Sericita Propilítica escasa y con oxidación anhedral, 3 a 5 mm, con alteración débil a arcillas. Cuarzo, Calcita Penetrativa más intensa. Sondaje CH3985-80.05 escaso, anhedral, con tamaño promedio de 1 mm, más limpio Pirita moderada- CH3985-184.4 que el anterior y con fracturamiento incipiente. Hornblenda, Rutilo intensa CH3985 CH3985-227.0 euhedral-subhedral, entre 1-3,5 mm, con pleocroísmo desde Arcillas Cuarzo-Sericita verde-incoloro y reemplazo incipiente a parcial por biotita. Argílica. 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. Granodiorita Antena Textura primaria: Holocristalina, predominantemente Feld.K Selectiva No se observa Magnetita La magnetita se inequigranular, grano medio-grueso, hipidiomórfica, Biotita moderada- Maghemita encuentra en asociación porfírica. Clorita intensa: Hematita con ferromagnesianos, Fenocristales: 60% de la roca. Plagioclasa, euhedral- Rutilo Biotitización Titanohematita en la masa fundamental subhedral, entre 1-3 mm, tabulares, presencia de macla de Arcillas Cloritización y como inclusiones carlsbad-polisintéticas y zonaciones, pudiendo presentarse Penetrativa dentro de otros 04An01-2001 An1 difusas. Inclusiones de opacos euhedrales <0.01 mm. débil: minerales. La Feldespato potásico, anhedral (ortoclasa), con presencia de Arcillización. titanohematita arcillización incipiente. Biotita, anhedral, entre 0.5-1.5 mm, corresponde con evidencias de recristalización y cloritización en bordes, principalmente a pleocroismo y extinción distintiva. lamellas y exsoluciones gráficas, muy abundantes C-9 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías Sitio o Corte Características de la roca Alteración Mineralogía Magnetica Sondaje Minerales de Eventos de Mineral de mena Mineral Características alteración alteración Hornblenda escasa, euhedral-subhedral, con evidencias de alteración biotítica y cloritización incipiente. Masa fundamental: Agregado cristalino de cuarzo y 04An01-2001 An1 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 medio- Feld.K Selectiva No se observa Magnetita Solo magnetita grueso, hipidiomórfica, inequigranular, porfírica. Biotita moderada- Maghemita diseminada en la MF y, Fenocristales: 80-85% de la roca. Plagioclasa, euhedral- Clorita intensa: Hematita en menor medida, anhedral, tabular, entre 0.5 y 4 mm. Feldespato Potásico, Rutilo Feld.K Hematita texturas residuales de 04An01-4001 SS An2 irregular, entre 1-2 mm, empañados. Biotita y Hornblenda, Arcillas Biotitización oxidación (rutilo- escasas, euhedrales-subhedrales y grados variables de Cloritización pseudobrookita) biotitización por parches con magnetita. Presentan una Penetrativa cloritización incipiente. débil: Arcillización. C-10 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías 3. MICROFOTOGRAFIAS CHUQUICAMATA: GRANODIORITA FORTUNA-ANTENA (a) 00Fi0202 (c) 04Fi0302 (e) 00Fi01a06 (b) 00Fi01c09 (d) 00Fi01a01A (f) CH3985-80.5 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 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías (a) 04Fi0301A (c) 09Fi0205B (d) 09Fi0205B (b) 04Fi0301A (e) CH4369-196.3 (f) CH4369-196.3 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-pseudobrookita- hematitaSS. C-12 ANEXO C: Chuquicamata. Descripciones petrográficas y Microfotografías (a) 00Fi01a01 (c) 00Fi01c09 (e) 00Fi01b06 (b) 00Fi01b08 (d) 00Fi01c09 (f) 00Fi01b06 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 euhe drales 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-13 ANEXO D: YACIMIENTO EL TENIENTE: DESCRIPCIONES PETROGRAFICAS POR SECTOR Y SONDAJES -SECTORES DE MUESTREO INTERIOR MINA ZONAS ALEDAÑAS 1. Regimiento 1. Superficie 2. Esmeralda 2. Coya 3. Teniente Sub-6 4. Dacita teniente -SONDAJES 1. DDH-1830 2. DDH-2450 3. DDH-2480 4. SG-184 D-1 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.1: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Regimiento dentro de la mina. ALTERACION HIDROTERMAL Corte Unidad Características Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Alteración Vetillas Vetillas Alteración TR0101B CMET Textura: Porfírica. Biotita 4 Anh de espesor variable S/H Brechas Anh-Bio TM-bttción 1B <8 micrones En plagioclasa 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 1-0.2 mm. Con textura difusa ETR0201 CMET Textura: Porfírica. Biotita relicta 4 Qz-Anh-Ccp S/H 3 TM-bttción 1 <8 micrones Remanente en plg de zonas con bt 0-1 Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, Sólo Cuarzo Qz-Anh-Ccp-Chl S/H 3 Halo fílico remantente reconocible 1 cristal>1mm. El resto menor a 0.1 mm. Muy escasos. Desgarrados y Turmalina Anh ppalmente en el centro+Chl en Silíceo difuso-Turm? 4a Fílica tardía 2? Eventualmente la magnetita gruesa 1? difusos por alteración. Fuertemente obliterados. Magnetita bordes+Ccp podría ser previa Masa Fundamental: Agregado de >cuarzo difuso-semigranular+turmalina+clorita Clorita 3 Hasta 200 micrones Gruesa con qz y turm 3 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. ETR0401B CMET Textura: Porfírica. Biotita 2 Qz-Se fina+Anh+Chl+Turm+Ccp Biotítico? 4c Bttción-TM 1b <8 micrones En plg y MF con Qz 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 0.8-0.1 mm. Con texturas Magnetita Bt-Anh muy fina S/H A1 Pórfido Temp.Gris 2? Hasta 50 micrones Diseminada con bt? (eventualmente 2 difusas que borran parcialmente maclas y zonaciones. Algunos cristales presentan Cuarzo Fílica tardía 4 Hasta 200 micrones corresponde a 4) un microcrecimiento de anhidrita (y/o se?), así como reemplazos moderado-intenso Anhidrita En cúmulos con turmalina 3 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. ETR0701A CMET Textura: Porfírica. Biotita 3 Chl+Anh+Qz+Ccp<0.5 mm S/H 2b o 2c TM-bttción 1 y 1b Menor a 10 micrones Remanente en Plg 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente anhedrales, escasas por alteración Anhidrita Anh+Qz S/H ? Pórfido Dacítico Ppal 2 Un cristal de 40 micrones Remanente con bt en sector menos 0 penetrativa. Con alteración moderada a intensa por biotita y menor anhidrita- Cuarzo Anh+Qz granular grueso>2 mm Se+Silíceo+Chl y 3 y tardío alterado sericita. 20% corte. Escasamente aparece magnetita fina en parches donde la Rutilo D-2 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.1: (continuación) Corte Unidad Características ALTERACION HIDROTERMAL Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales de Nro. de Minerales Tipo Evento Magnetita Mineralógica alteración Vetillas Vetillas Halo Vetillas Alteración ETR1802B CMET Textura: Porfírica. Biotita 3? Microvetillas discontinuas de Bt- S/H Brechas Anh-Bio Premxción Fílica 1 <8 micrones Escasos parches en Plg 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, 0.8-0.1 mm. Si bien Magnetita Anh Brechas Anh-Bio temprana 2 50-20 micrones Diseminada con bt 2 presentan alteración moderada de biotita, no presentan una marcada difusión de las Menor Cuarzo Bt Clorítico? 1b Bttción-TM 3 y 4 Hasta 200 micrones En asociación con qz-chl y turm 3 maclas y zonaciones. Escasa magnetita fina en algunos cristales. Menor Otra, presumible por halo Sílice+Chl-Turm+Mt? Pórfido Temprano Masa Fundamental: Agregado predominante de biotita clara+magnetita euhedral Anhidrita Gris 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. TR1901 CMET Textura: Porfírica. Escasa biotita 5 Anh+Chl en bordes+Qz+Ccp Fílico difuso 2e TM-bttción 1b <10 micrones En dos fantasmas de Plg, con Anh 1 Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas anhedrales y muy escasos. Desgarrados y relicta Bt+Ccp alteración parcial por Chl Ccp Brechas Anh-Bio Pórfido Temprano 3 y se. En algunas zonas de MF con difusos por alteración. Están fuertemente obliterados, si bien ocasionalmente aún Cuarzo Anh+Chl+Ccp finas Fílico difuso? Clorita2 Gris Qz se distingue la macla. Clorita Bt+Anh fina S/H Brechas Anh-Bio Pórfido Dacítico Hasta 200 micrones Diseminada y en cúmulos con Chl 3 a 4 Masa Fundamental: Agregado de cuarzo difuso predominante+clorita que Magnetita Tardío reemplaza biotita (remanentes)+magnetita gruesa euhedral-subhedral, diseminada y Anhidrita en cúmulos en asociación con clorita. También aparecen cristales diseminados de Sericita sericita. ETR1901C CMET Textura: Porfírica. Biotita relicta Stockwork Similar al corte anterior, algunas más definidas Brechas Anh-Bio TM-bttción 1b <10 micrones A diferencia del corte anterior, sólo 0-1 Fenocristales: Fantasmas de plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, escasos. Cuarzo 2e Pórfido Temprano 3 en algunos sectores de la MF con Qz 4 Difusos por alteración, aunque en algunos cristales más pequeños se distinguen Clorita Clorita2 Gris Hasta 200 micrones Diseminada y en cúmulos con Chl colores amarillos por parches y la macla polisintética. Magnetita Pórfido Dacítico Masa Fundamental: Similar al anterior, pero en este corte aumenta claramente Anhidrita Tardío la presencia de clorita y anhidrita. Sericita TR2701A CMET Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Cc fina S/H 4c TM-bttción 1b Menor a 10 micrones Remanente con qz semigranular 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente anhedrales, 1-0.5 mm. Cuarzo Bt de bordes difusos S/H A1 Pórfido Dacítico Ppal 2 Hasta 50 micrones Remanente con bt 1 Fuertemente carcomidas y alteradas, con textura difusa, aunque aún se distingue Sericita Anh+Chl, sutura central+Qz S/H 3 Halo fílico 3? Hasta 100 micrones Asociada a chl? 0-1 algo de la macla. Alteradas por biotita diseminada y anhidrita. Escasos cristales Anhidrita granular-mosaico a los bordes +ccp Estados póstumos (previa?) con magnetita euhedral fina. También diseminada. Clorita Anh+Qz Clorítico 3 Masa Fundamental: Biotita+ cuarzo difuso+ TR2901 CMET Textura: Porfírica. Biotita relicta 5 Se microcx+qz difuso+mt fina Magnetita 3? Estados tempranos 1b Hasta 15 micrones En MF con qz, vetilla qz-se-mt, 2 a 3 Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasas subhedrales-anhedrales, 1-0.8 mm. Cuarzo Anh-Turm-Chl-Ccp cortada por S/H 2c Halo fílico predominantemente reemplazando plg en halo Formas tabulares difusas con alteración intensa a cuarzo, Se-Anh. En sectores Sericita anterior. Segmentada Pórfido Dacítico Ppal euhedral menos alterados del corte, si bien se observan desgarradas, si bien aún se puede Magnetita fina Qz finas y ondeadas S/H Brechas Anh-Bio Pórfido Temprano distinguir la macla polisintética. En cercanías a vetillas de qz-se-mt, las Anhidrita Ccp+Anh+Qz granular Sericita+Silíce+Chl+ccp 4b Gris plagioclasas han sido completamente reemplazadas por esta asociación, Turmalina Qz+Anh+Ccp cortada por anterior Sericita+Qz 4a Fílica tardía conservando su forma tabular. Rutilo microgranular+Turm Estados póstumos Masa Fundamental: Agregado de biotita muy clara predominante+cuarzo difuso y Tipos Magnetita Abundancia TIPO 1: Pequeña alterando a plagioclasa 0 No hay TIPO 1B: Pequeña con cuarzo en MF 1 Débil TIPO 2: En asociación con biotita 2 Moderada-Débil TIPO 3: En asociación con clorita 3 Moderada TIPO 4: En asociación con turmalina 4 Moderada-Intensa 5 Intensa 6 Penetrativa D-3 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.2: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Esmeralda dentro de la mina. ALTERACION HIDROTERMAL Corte Unidad Características Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Alteración Vetillas Vetillas Alteración ETE01 Diorita Textura: Porfírica. Escasa biotita 1 Qz microcristalino-menor S/H 3 TM-bttción No se observa ********** ********** 0 Fenocristales: Plagioclasas. Subhedrales-anhedrales, entre 1-3 mm, 5% del corte. relicta granular+Anh+Ccp Halo fílico Fuertemente recristalizadas, las maclas y zonaciones se observan difusas. Escasa clorita difusa 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 decolorado- rutilo hacen suponer la presencia previa de biotita, eventualmente cloritizadas (remanentes). ETE04 Diorita Textura: Porfírica. Escasa clorita 1 Anh-Ccp-Qz, muy delgada y de S/H 3 Propilítica Tardimagmática <10 micrones Relicta en zonas de biotita menos 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. euhedrales-subhedrales, entre 4-1 mm Cuarzo espesor irregular Halo fílico alterada 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 ETE3102B Diorita Textura: Porfírica? Cuarzo 2 Anh-Qz mosaico gruesa Sericítico? 3 Halo fílico No se observa ********** ********** 0 Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasa. Muy escasos y tabulares, Sericita Qz granular grande+ ETE09 Contacto Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Anh+qz+ccp recta-fina 3 TM-Bttción 1 Menor a 8 micrones Relicta en plg 0-1 CMET-Diorita Fenocristales: Plagioclasas. Predominantemente subhedrales, entre 1.5-0.5 mm. Cuarzo Qz ondulosa fina Halo fílico 4 Hasta 20 micrones Asociada a halo de vetilla distal? 0-1 (Creo que es Reemplazo moderado-intenso por biotita diseminada. Evidencia sectores en Anhidrita Qz-Se-Anh fina Euhedral-subhedral CMET) parches amarillentos irregulares. Las maclas y zonaciones se ven semidifusas, Rutilo Qz granular-Anh-Ccp pero se reconocen. Muy escasa magnetita fina diseminada. Turmalina Qz-Ccp-Anh Sericítico bien Masa Fundamental: Agregado de biotita+rutilo+cuarzo difuso, fuertemente Magnetita desarrollado afectado por halo de vetillas, hacia donde las biotitas se decoloran y aumenta Qz granular+Ccp+ ETE1401A CMET Textura: Porfírica. Biotita 2 Anh+Qz en mosaico equigranular Turm-mt+Silíceo fino 4a Fílica Tardía 2? Hasta 200 micrones Eventualmente corresponde a mt 3 Fenocristales: Fantasmas y pseudomorfos de plagioclasa escasos, grandes, 2-1 Cuarzo +turm+mt 4b? Estados póstumos tipo 4, por similaridades con ésta mm. Subhedrales. Los fantasmas se reconocen por la macla, que si bien es Anhidrita Anh segmentada fina 4 Con turmalina difusa, aún se divisa. Los pseudomorfos sólo corresponden a formas tabulares. Magnetita Obliteración intensa por alteración biotítica fina. Algunos cristales pequeños Turmalina 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. D-4 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.2: (continuación) ALTERACION HIDROTERMAL Corte Unidad Características Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Alteración Vetillas Vetillas Alteración ETE2001A CMET Textura: Porfírica. Biotita 5 Anh+Qz+Ccp+Ccp-bn Biotítico difuso 2c TM-bttción 1? y 1b <15 micrones Reemplazo moderado-intenso a total 2 a 3 Fenocristales: Plagioclasas Cuarzo Qz+Anh fina S/H Pórfido Dacítico Ppal 3? de plg 2 Dependiendo del sector, 2 familias de tamaño. La primera, entre 2.5-1 mm., Anhidrita Qz granular, cristalino y mosaico Magnetita fina?+ D-5 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.3: Descripción de cortes transparentes asociados al sector Teniente Sub-6 dentro de la mina. Corte Unidad Características ALTERACION HIDROTERMAL Minerales Minerales Halo Tipo Eventos TIPOS TAMAÑO ASOCIACION Abundancia Alteracion Nro.Vetillas Vetillas Vetillas Alteracion MAGNETITA MINERALOGICA ETM0102B Diorita Textura: Porfírica. Biotita 2 Qz+Anh+Ccp delgadas y ondeada S/H 2a TM-bttción 1 y 1b <10 micrones, escasa En parches y diseminada 1 a 2 Fenocristales: Plagioclasa. Euhedrales-subhedrales,con una familia predominante Cuarzo Chl+Anh+Qz Chl irregular 2b Pórfido Temprano Gris hasta 60 micrones en plagioclasa. < en MF más grande grande, entre 3.5-1 mm y escasamente menor a 0.5 mm. Presenta macla polisintética y Anhidrita Pórfido Dacítico Ppal 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. ETM0201 Diorita Textura: Porfírica. Sericita 3 Ccp+Anh+Qz rectas y finas S/H 2a TM-bttción No se observa ********** ********** 0 Fenocristales: Pseudomorfos de plagioclasa. Muy raros y tabulares, entre 2 y 3 mm. Cuarzo cortadas por Fílico? 3 Pórfido Dacítico Ppal Completamente reemplazados por un agregado de anhidrita-sericita Anhidrita Qz granular Halo fílico Masa Fundamental: Completamente obliterada por alteración. Agregado de Clorita grueso+ ETM1101A Diorita? Textura: Porfírica con fragmentos líticos Biotita Microstockwork Qz+Anh cortadas por S/H Brechas Anh-Bio TM-bttción 1b Hasta 15 micrones Diseminada con cuarzo difuso en 1 Creo que es Fenocristales: Plagioclasa. Escasa, fuertemente obliterada por alteración. Hacia un Cuarzo vetillas finas Se+Anh+Chl+ ETM03A Ctto Diorita- Textura: Porfírica Biotita No se observan ********** ********** ******** TM-bttción 1 y 1b <10 micrones Diseminada y alterando a plg 1 CMET (Creo Fenocristales: Plagioclasa. Euhedrales-subhedrales, entre 2-0.8 mm, con presencia de Magnetita Propilítica ó Fílica 2 Hasta 100 micrones Coexistencia directa con biotita 2 que es CMET) macla semidifusa y biotitización diseminada moderada que oblitera parcialmente Anhidrita distal? algunos cristales.Con escasos cristales de magnetita euhedral fina también diseminados. Cuarzo En un sector del corte este tipo de magnetita fina aumenta, donde las plagioclasas se Ccp observan intensamente reemplazadas por este mineral. Es una zona donde la bt de la Clorita MF no coexiste con mt más grande. Empañadas Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+< D-6 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.3: (continuación) Corte Unidad Características ALTERACION HIDROTERMAL Minerales Minerales Halo Tipo Eventos TIPOS TAMAÑO ASOCIACION Abundancia Alteracion Nro.Vetillas Vetillas Vetillas Alteracion MAGNETITA MINERALOGICA ETM1201B CMET Textura: Porfírica Biotita 2 Qz granular-mosaico+Anh+Chl S/H 2b TM-bttción 1 <10 micrones Parches y diseminada en plg 1 Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, entre 3-0.8 mm. Con difusión de Magnetita irregular y ondeada S/H 2c? Pórfido Dacítico Ppal 2 Hasta 100 micrones En coexistencia con biotita 2 a 3 maclas y zonaciones desde ausente a moderada. Similar situación para parches Cuarzo Qz-anh recta irregulares amarillos. Alteración desde débil a moderada por magnetita muy fina y Anhidrita 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 ETM1601A CMET Textura: Porfírica Biotita 2 Anh+Chl+Ccp+ ETM1602B CMET Textura: Porfírica Biotita 2 Qz granular+Anh+Chl+Ccp ancho Chl irregular 3 TM bttción 1 <10 micrones Parches y diseminada en plg 0-1 Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2.5-0.3 mm. Difusión moderada de Magnetita irregular Clorítico 3 Halo Fílico 2 Hasta 100 micrones En coexistencia con biotita 3 maclas. Zonaciones marcadas por empañamiento. Magnetita en plagioclasa es escasa Anhidrita Qz+Anh+Chl+Ccp+Gl diseminada. Ocasional abundante sectorizada en este mineral. Cuarzo Masa Fundamental: Similar al anterior. Clorita ETM1301C Brecha Textura: Porfírica Biotita 4 Qz granular fina S/H 1a Tonalita Sewwll 1b 1-20 micrones En asociación con Qz granular fino en 0-1 Hidrotermal Fenocristales: Plagioclasa. Subhedrales, 3-0.5 mm Fuertemente obliteradas por Cuarzo Qz+Ccp Biotítico no 2a Pórfido Temp. Gris MF. cristales de biotita diseminados, si bien aún se reconoce la macla polisintética. Anhidrita simétrico TM bttción Masa Fundamental: Agregado de biotita media-fina más clara que la ainterior. Magnetita Qz+Ccp+ ETM1501A Brecha Similar al anterior, pero con presencia de ocásionales cúmulos de magnetita muy fina Biotita 2 Qz finas S/H 2a Pórfido Temp. Gris 1 <10 micrones En cúmulos alterando a plagiclasa 0-1 Hidrotermal en plagioclasa. Cuarzo Ccp+Bn+Qz+Anh en bordes Fílico (Qz 3 TM bttción Anhidrita difuzo-Chl) .Halo Fílico Magnetita Rutilo Tipos Magnetita Abundancia TIPO 1: Pequeña alterando a plagioclasa 0 No hay TIPO 1B: Pequeña con cuarzo en MF 1 Débil TIPO 2: En asociación con biotita 2 Moderada-Débil TIPO 3: En asociación con clorita 3 Moderada TIPO 4: En asociación con turmalina 4 Moderada-Intensa 5 Intensa 6 Penetrativa D-7 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.4: Descripción de cortes transparentes asociados a los sectores Dacita Teniente A y B dentro de la mina. ALTERACION HIDROTERMAL Corte Unidad Características Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Alteración Vetillas Vetillas Alteración PDT0402D CMET Textura: No se observan las características primarias de la roca, solo Biotita relicta Stockwork Anh-qz granular gruesas sericítico-siliceo 2e Evidencias de TM- ********** ********** ********** 0 corresponde a un agregado de minerales de alteración. Qz difuso, Qz-anh más delgadas sericítico 3 bttción microgranular Predominio Ccp-escasos TM-Pórfido Dacítico y granular intercrecimientos con Bn tardío arcillas Halo Fílico sericita rutilo PDT1001B CMET Textura: Porfírica. Cuarzo 1 Qz-menor sericítico+Ccp 3 Halo filico: 0 <0.01 micrón En MF Solo Fenocristales: Plagioclasa. Euh-Sub, 1-0.2 mm. Muy alteradas. Sericita Ccp-Py recta Hidrotermal Probable relicta presumible Masa Fundamental: Agregado de Qz granular-recristalizado, con rutilo y escasa Arcillas principal en zonas menos anh. Rutilo alteradas PDT1403C CMET Textura: Porfírica. Biotita 1 Ccp sutura central-Qz granular Sericítico+< PDT0601A CMET/ Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Anh-Qz-Lm gruesa (3 mm) S/H 2c TM-bttción 1B 0.02->0.01 mm En plg relictas 0-1 Brecha Ht Fenocristales: Plagioclasa. En sectores se distinguen sin alteración, con macla Cuarzo Anh-Qz-ccp+bn delgadas Silíceo 2e TM-Pórfido Dacítico con Se-Qz polisintética, subhedrales más pequeñas <0.5 mm. Escasos fantasmas Escasa anh Qz granular-menor Anh-ccp+bn S/H Chl 2 ppal subhedrales, 1-0.8 mm. arcillas Qz-Anh-Chl-Ccp+Bn irregular S/H 3 y tardío Masa Fundamental: Alterada, agregado de cuarzo granular, difuso y biotita Limonitas Fe Chl-Qz granular fino Silíceo Halo fílico grande, café-anaranjada con sulfuros. Anh+Qz S/H ?? Probable TM PDT0601D CMET/ Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Qz granular-Ccp->>Anh recta S/H 2e TM-Biotitización 0 ********** ********** Solo Brecha Ht Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales entre 1.5-0.4 mm con alteración desde Cuarzo Qz granular-Se-Anh-Ccp irregular Probable silíceo 3 TM-Pórfido Dacítico No se observa presumible ausente a moderada por biotita. Subhedrales con macla polisintética Rutilo Qz que se entrecruzan S/H tardío predominante. Anhidrita Halo fílico Masa Fundamental: Agregado de biotita predominante. En sectores donde es Escasa Chl más colorada y con mayor cantidad de Qz-Se relaciona con ccp diseminada. PDT0603 CMET/Brecha Textura: Porfírica. Cuarzo Stockwork Qz difuso-ccp+bn-anh Difícil Identificar 2e TM-bttción 0 ********** ********** Solo Ht Fenocristales: Fantasmas de Plg: amarillos y muy alterados. 1-0.3 mm, escasos. biotita Qz difuso-anh Difícil Identificar 3 TM-Pórfido Dacítico presumible Masa Fundamental: Agregado de Qz difuso, microgranular y biotita fina-meno menor anh Qz granular Difícil Identificar tardío gruesa. Rutilo Anh-Qz Silíceo Halo Fílico Qz granular-anh gruesa irregular Difícil Identificar PDT0802C Brecha Textura: Brechosa? Biotita Stockwork? Vetillas ramificadas irregulares ??? Brecha TM-Biotitización 0 ********** ********** ********** Hidrotermal Fenocristales: Plagioclasa: pseudomorfos subhedrales,1-0.7 mm, muy escasos. Ojos de que parten desde vetillas más Anhidrita? Hidrotermal Tardío Presumibles escasos fragmentos biotitizados previos (difícil seguir bordes). Cuarzo gruesas de qz granular-anhidrita Masa Fundamental: Diferentes asociaciones mineralógicas para la biotita: Grandes Difícil distinguir continuidad. colorada y gruesa a decolorada y fina, en asociación con cuarzo difuso y cristales Anh microgranular. Amplios sectores cloritizados, asociados con Chl+Anh+Se+Ccp. Sericita PDT1601C Pórfido Textura: Porfirica. Clorita 0 ********** ********** ********** Intrusión Dacita ********** ********** ********** 0 Dacítico Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Biotita. Euhedral- Arcillas Bn Hidrotermal Teniente subhedral, 1-0.2 mm. Cuarzo entrecrecida Principal Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita irregular escasa. Anhidrita con ccp en MF Rutilo Muscovita PDT1701A Pórfido Textura: Porfirica. Cuarzo 1 Qz granular delgada S/H Intrusión Dacita Asociada a 0.05 mm Escasa con Bt 0-1 Dacítico Fenocristales: Plagioclasa. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Biotita: euhedral- Sericita Bn Hidrotermal Dacita Teniente irregular Teniente subhedral, 1-0.2 mm. Ambos minerales sericitizados. Biotita cloritizada. Anhidrita entrecrecida Principal Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita escasa. Clorita con ccp en MF Rutilo PDT1702 Pórfido Textura: Porfirica. Cuarzo 1 Qz granular-menor Anh gruesas S/H 2e o 3? Intrusión Dacita Asociada a 0.1-0.05 mm Con Bt alterada 0-1 Dacítico Fenocristales: Plagioclasas. Euhedral-subhedral, 2-0.5 mm. Sericitización Sericita 2 y rectas Hidrotermal Dacita Teniente Irregular en MF Teniente moderada-intensa. Biotita: euhedral-subhedral, 1-0.2 mm. Sericizadas. Anhidrita Principal Masa Fundamental: Cuarzo granular. Anhidrita escasa. Arcillas D-8 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.5: Descripción de cortes transparentes asociados a los sondajes muestreados dentro de la mina. ALTERACION HIDROTERMAL Corte Unidad Características Tipos Tamaño Asociación Abundancia Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Alteración Vetillas Vetillas Alteración Ubicación Desconocida Muestra CMET Textura: Porfírica. Biotita 1 Chl+Rt S/H 2b Premx-NaCaFe 1 y 1B <10 micrones En Plg y con Qz 4 Laboratorio Fenocristales: Plagioclasas.1.5-0.3 mm, subhedrales. Fantasmas totalmente Cuarzo 2 Chl+Sulfuros S/H 2b TM-Bttción 2 20-50 micrones Bt 0-1 reemplazados por qz-mt: si bien conservan los bordes al interior se ven difusos. Clorita Dacita Teniente Euhedral-subhedral Ocasionales además con sericita. Magnetita Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina y cuarzo difuso. Menor clorita. Zonas Anhidrita sectorizadas con cuarzo-magnetita (plg anhedrales?). Sondaje SG-184 SG184-37.35 CMET Textura: No se observa. Bt decolorada 1 Qz+Sulf (Ccp+Py)+ SG184-55.9 CMET Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Qz+Anh+Clh S/H Las vetillas con Dacita Teniente 1 Entre 15 y <8 micrones Remanente en plagioclasa y en MF 1 Fenocristales: Plagioclasas.1.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Se reconoce macla más/menos Qz+Anh+Sulf S/H sulf cortan a Euhedral-subhedral polisintética y zonación. Están en contacto entre sí. Sólo se reconocen en zona menos decolorada Qz+Anh+Sulf Halo Bt+Chl sin sulf afectada por vetillas. Cuarzo fino 2a y 2b Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso y granular. En Magnetita Chl+Qz+Sulf Halo Biotítico sectores donde predomina el cuarzo se reconoce magnetita pequeña. SG184-156.9 CMET Textura: Porfírica. Biotita +/- 1 Qz+Feld.K+Anh Leve halo 2a Premx-NaCaFe 1 y 1B Entre 200 y <8 micrones Aparece en MF y zonas con 2 a 3 Fenocristales: Plagioclasa. 2-0.05 mm. Euhedrales-subhedrales. Pueden o no estar decolorada 2 Qz+Anh Silíceo 2a TM-Bttción 3 Euhedral-subhedral cloritización incipiente. Además en el reemplazadas por mt-qz. Si no, se observan de color café. Clorita 3 Qz+Anh+ SG184-171.0 CMET Textura: Porfírica. Biotita 1 Anh+Qz S/H 2c Premx-NaCaFe 1-1b Entre 20-8 micrones En Plg y ocasional en MF 0-1 Fenocristales: Plagioclasas.1-0.3 mm. Predominantemente subhedrales. Alteración débil Cuarzo 2 Anh+Qz S/H 2c TM-Bttción 1 a moderada por biotita. Relictos de magnetita fina euhedral escasos. < D-9 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.5: (continuación) ALTERACION HIDROTERMAL Tipos Asociación Corte Unidad Características Tamaño Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Abundancia Alteración Vetillas Vetillas Alteración SG184-222.45 CMET Textura: Porfírica. Biotita 1 Bt S/H Brechas Anh Bio Premx-NaCaFe 1 y 1b 50 y <8 micrones En MF dispersa, escasa con Bt. 5 Fenocristales: Plagioclasas.2.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Alteración moderada a Cuarzo 2 Bt+Chl+Qz+Anh+Sulf Halo Biotítico Brechas Anh Bio Premx-Chl 2 sobre 50 micrones 1 intensa por magnetita. Están en contacto entre sí. SG184-51.2 CMET Textura: Porfírica. Biotita 1 Anh+Bt S/H Brechas Anh Bio Premx-NaCaFe 1B Entre 15 y <8 micrones Se observa en algunas zonas 3 a 4 Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.2 mm. Euhedrales-subhedrales. Alteración moderada Clorita TM-Bttción 2 Entre 200 a 50 micrones de la MF con Qz a magnetita. Anhidrita Prop. Distal Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo+magnetita. Cloritización de Cuarzo la biotita incipiente. Sondaje DDH-2450 DDH2450-38.7 CMET Textura: Porfírica. Biotita oscura 1 Qz+Anh S/H 2a Porf. T gris 1 y 1B Entre 15 y <8 micrones En MF con Qz, escasa en Plg 2 Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.5 mm, euhedrales-subhedrales, macla polisintética Cuarzo 2 Qz+Anh+Sulfuros (Bn+Dg) S/H 2a TM-Bttción 2 Entre 30-100 micrones Con Bt en algunos sectores 2 a 3 que a nic X se observan difusas, y los cristales amarillentos. Están moderadamente Magnetita 3 Qz+Anh S/H 2a Dacita Teniente empañadas y con reemplazos sectoriales intensos por magnetita. Anhidrita 4 Qz S/H Brechas Anh Bio Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina oscura+magnetita y cuarzo intersticial difuso-granular. Menor anhidrita. Las magnetitas desaparecen al acercarse a la vetilla. DDH2450-45.25 CMET Textura: Porfírica. Biotita más Stockwork Mt+Bt en sutura central+Anh Silíceo 1a Premx-NaCaFe 1B Entre 15 y <8 micrones En algunos sectores MF 2 Fenocristales: Plagioclasas. 2-1 mm, subhedrales-anhedrales. Corresponden a fantasmas oscura Qz+Anh+ DDH2450-62.2 CMET Textura: Porfírica. Biotita Stockwork Qz+Anh+Bn+Ccp S/H Brechas Anh Bio TM-Bttción 1 <8 micrones Escasa en Plg 0-1 Fenocristales: Plagioclasas. 2.5-0.8 mm, euhedrales-subhedrales, macla polisintética y Cuarzo Anh+Qz S/H 2a o 2c? Pórf. Temp. gris 2 30-20 micrones En sectores con biotita 2 zonaciones difusas a nic X, con zonas amarillentas. A nic // a mayor difusión tiende a Anhidrita Anh+Qz+Bn+Ccp gruesa Biotítico A1 o 2a Dacita Teniente? aumentar el color café (empañamiento). Remplazo débil a moderado por biotita, que en Rutilo Bt+Anh Biotítico? A1 o Brechas algunos cristales se asocia con magnetita fina-media. Magnetita Mictovetillas finas de Anh S/H Anh-Bio Masa Fundamental: Agregado de biotita cristalina+cuarzo difuso+ DDH2480-78.8 CMET Textura: Porfírica. Biotita clara 1 Qz+Anh+ D-10 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.5: (continuación) ALTERACION HIDROTERMAL Tipos Asociación Corte Unidad Características Tamaño Minerales Nro.Vetillas Minerales Halo Tipo Eventos Magnetita Mineralógica Abundancia Alteración Vetillas Vetillas Alteración Sondaje DDH-1830 N-1766 CMET Textura: Porfírica. Biotita previa 1 Chl-Anh-Ccp (en un sector parece Halo clorítico? 2b? Premx-NaCaFe 1b Entre 15 y <8 micrones Relicta en Plg 3 a 4 Fenocristales: Plagioclasas. 2-0.5 mm. Subhedrales. Las maclas se observan bastante cloritizada 2 bt alterada) S/H TM-Bttcion 3 Entre 150 a 50 micrones En MF, acompañando a micas de difusas a nic X y los sectores más claros del cristal muy amarillos. Algunas plagioclasas Clorita Chl-Anh fina Propilítica alteración 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 Abundancia TIPO 1: Pequeña alterando a plagioclasa 0 No hay TIPO 1B: Pequeña con cuarzo en MF 1 Débil TIPO 2: En asociación con biotita 2 Moderada-Débil TIPO 3: En asociación con clorita 3 Moderada TIPO 4: En asociación con turmalina 4 Moderada-Intensa 5 Intensa 6 Penetrativa D-11 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.6: Descripción de cortes transparentes asociados a los muestreos en sectores aledaños a la mina El Teniente. Corte Tipo de Roca Características ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION Estructuras Mineralogía Magnética Minerales de alteración Eventos de Alteración Minerales de Mena Muestreo Superficie ET-0417B Andesita basáltica Textura: Porfírica. Clorita Metamorfismo de bajo grado? ****************** Escasas fracturas rellenas por 2 familias de mineralogía ferromagnética: Fenocristales: Plagioclasa. 0.5-3 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla Carlsbad-albita y con presencia de Epidota Meteorización limonitas Magnetita zonaciones en general bien definidas, aunque en algunos cristales se ven difusas. Alteración diseminada y Alterando principalmente minerales Grande: 0.5-1 mm. Euhedral-subhedral, con en fracturas de arcillas oscuras, en escasos casos caolín y chl. Olivino. 0.5-1 mm. Subhedrales con bordes máficos con picaduras y alteracion en los bordes redondeados. Presentan fuerte colores de interferencia y asociación con mx opacos de tamaños similares e Limonita-hematita Titanohematita-Ilmenita inclusiones del mismo mineral más pequeñas. Alteración escasa-parcial de chl-ep diseminada y en cristales. relacionadas a meteorización <0.05 mm. De colores blancos y rosados. Piroxeno. 0.5-1.5 mm. Euhedrales-subhedrales. Colores de interferencia tanto en cara basal como lateral Arcillas Algunos cristales presentan exsoluciones areales menores que el ol. En ciertos cx es posible observar el clivaje en una dirección y macla de carslbad. En plagioclasas rosadas (ilmenita) -> textura de oxidación Alteración desde escasa a total por chl. Maghemita Masa Fundamental: Formada por microlitos de plagioclasa, vidrio con evidencias de recristalizacion Hidróxidos de Fe moderada, escaso olivino granular y opacos diseminados. En algunos casos los microlitos tienden a En escasas fracturas. 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 ****************** Escasas fracturas rellenas por Magnetita Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla carlsbad-albita y zonaciones difusas Es el mineral de alteración mas abundante Meteorización limonitas Grande: 0.5-1 mm. Euhedral-subhedral, intensa por alteración clorítica. Olivino. <1 mm. Subhedrales. Fuerte colores de interferencia. Asociación con mx Epidota mente oxidada (mucho mas que la anterior), opacos euhedrales-subhedrales e inclusiones del mismo mx. Alteración intensa a total de chl+>>ep. asociado y subordinado a chl muy picoteada. Piroxeno. < 1 mm. Subhedrales. Colores de interferencia menores que ol. También fuertemente alterados Limonita-hematita En MF es similar a la mt grande del corte, pero Masa Fundamental: Microlitos de plagioclasa+ vidrio parcialmente recristalizado. Los mx máficos de relacionadas a meteorización relacionadas aun se distinguen exsoluciones areales de ilmenita la MF están penetrativamente alterados a clorita. principal- Ilmenita-Hematita mente a opacos y mx máficos. Hidróxidos de Fe ET-0405B Andesita basáltica Textura: Porfírica. Clorita Alteración propilítica o ****************** ****************** Magnetita Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Euhedrales-subhedrales. Macla carlsbad-albita y zonaciones. Presenta Epidota metamorfismo de bajo grado? 2 familias: grande -> Asociada a máficos y alteración clorítica (calc+chl). Olivino. <1 mm. Subhedral. Asociada a opacos. Alteración intensa a total de Limonita-hematita Meteorización pequeña en MF. Picada y con bordes blanquecinos chl+calc+>>ep. Piroxeno. < 1 mm. Subhedrales. Alterados a chl y calc. Características similares al corte anterior, (oxidación). Se observa media rosada (ttmt?) Masa Fundamental: Microlitos de plagioclasa+ vidrio parcialmente recristalizado. Alteración chl+calc. excepto porque aparece asociada calcita a Maghemita-hematita chl y ep. producto de oxidación Limonitas. ET-0304A Fuertemente Textura: Porfírica (a nivel de corte a contraluz). Cuarzo Alteración propilítica o ****************** Evidencia parcial de arcillasHematita alterada Fenocristales: Plagioclasa. Pseudofantasmas subhedrales < 2mm fuertemente alterados y recristalizados. Feld-K metamorfismo de bajo grado? de Fe no indican un completoResidual asociada a oxidación de minerales (Probablemente Masa Fundamental: No se observa -> reemplazada por un agregado de minerales secundarios. Agregado granular-amorfo de ambos Alteración fílica intensa y/o lavado de la roca. preexistentes y relacionada a limonitas de volcánica) minerales, asociados a recristalización y Lixiviación (Oxidación in marcados reemplazo por alteración de la roca. situ) reflejos rojos. En algunos casos como Escasamente aparece… chispasblancas diseminadas. Sericita Limonitas 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). ET-0307B Fuertemente Textura: Porfírica (a nivel de corte a contraluz, más difusa que el anterior). Cuarzo Evento de alteración Sólo boxwork irregulares rellenos Vetillas alteradas Hematita alterada Fenocristales: Plagioclasa. Se deduce por algunos pseudomorfos subhedrales tabulares. En general Mineral predominante. El corte muestra hipógena: (vetilleo) en vetillas que indican una probable Qz residual+lm+gth+ht Residual -> alteración de óxidos de Fe primarios. anhedrales. recristalización penetrativa, donde este Alteración fílica intensa y/o mineralización sulfurada anterior. terrosa+kaol Terrosa en asociación a las otras arcillas de Fe. Masa Fundamental: Reemplazada por minerales secundarios. mineral posee texturas ondulosas y de Lixiviación (Oxidación in 2, 1 y 0.5 mm Limonita-Goethita mosaico. Asociado a < D-12 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.6: (continuación) Corte Tipo de Roca Características ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION Estructuras Mineralogía Magnética Minerales de alteración Eventos de Alteración Minerales de Mena ET-0206B Andesita? Textura: Porfírica. Clorita Alteración propilítica o ****************** ****************** Magnetita Fenocristales: Plagioclasa. < 2 mm. Subhedrales-anhedrales. En escasos cristales aun se distinguen maclas Epidota metamorfismo de bajo grado? Las magnetitas grandes asociadas a los polisintéticas gruesas. Presentan una fuerte alteración por asociación propilítica o metamórfica. Calcita Meteorización máficos Eventualmente minerales maficos alterados: Piroxeno-Olivino? Como agregados de los tres minerales están parcial a totalmente martitizadas y Masa Fundamental: Agregado de minerales donde se distinguen microlitos de plg, zonas recristalizadas, diseminados, en MF y alterando a plg. La hematitizadas. Probablemente una familia chl+ep+calc+arcillas de Fe. calcita aparece en bordes y como parches corresponda a ttmt reemplazada y la otra a en el ultimo mx. mt. Las pequeñas de la MF estan oxidadas Cuarzo parcialmente a ht y/o lm. Asociado a recristalización de la MF Hematita-maghemita Arcillas Limonitas Limonita-hematita Asociados a meteorización. ET-0203C Autobrecha Textura: Brechosa. Clorita Brechización ****************** Brechización Magnetita andesítica Fragmentos: andesíticos de 2-3 mm, pseudoredondeados, de color café-grisáceo oscuro; con cristales Epidota Alteracion propilítica y/o En fragmentos: asociados a su MF. En tabulares subhedrales de plagioclasa en una MF donde se distingue aún vidrio y escasos microlitos del Afectan principalmente a la matriz metamorfismo de bajo grado? matriz: idem. mismo mineral. Las plg están moderadamente alteradas por calcita (en bordes y centro -> decalcificación?). otorgándole colores verdosos. meteorización Presentan hematitización. Algunos cx Matriz: También es de composición andesítica, pero mas clara. Esto apoya la idea de una AUTO Calcita evidencian 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 texturas de oxidación (exsoluciones areales fragmentos (mismo evento). de tinte rosado) y estructuras tipo trellis. Hematita-maghemita Asociada a la oxidación mencionada ET-0202C Volcánica? Textura: No se distingue (a contraluz se observa lo que posiblemente puede corresponde a escasos Cuarzo Evento de alteración La presencia de los hidróxidos de FeVetillas alteradas Hematita fenocxs). En MF y vetillas Hipógena: (vetilleo) indican una probable mineralización Qz residual+lm+gth+ht terrosa+caol Cristales blancos diseminados escasos Fenocristales: Plagioclasa. Por formas sub-anhedrales pseudomorfas. Probable. Sericita Alteración fílica intensa y/o sulfurada anterior. 1.5 y 0.5 mm <0.01 mm. Masa Fundamental: Agregado de qz+se con texturas asociadas a recristalización y alteración. Diseminada Lixiviación (Oxidación in STOCKWORK Más escasos que las arcillas de Fe. Arcillas situ) 2 familias: regulares e irregulares Goethita-Hematita terrosa-Limonitas Hidroxidos de Fe(Jarosita-Goethita- Colores anteriormente descritos. Reflejos Limonitas) internos anaranjados. En general, la Ambos minerales en asociación. lixiviación deja un halo en torno a las Diseminados en el corte, pero vetillas (evidencia de circulación de principalmente concentrados en vetillas. fluidos). Relacionados a oxidación probablemente in situ. Colores rojos-pardo anaranjados- amarillentos. Muestreo Coya CY-0104C No se distingueTextura: Probablemente porfírica. Clorita Propilítica Intensa Calcopirita ****************** Hematita claramente. Fenocristales: Plagioclasa. Fuertemente recristalizada a cuarzo o a un mineral amarillento.Feld-K?, Epidota Chl+Ep+Anh+Qz Escasa. Diseminada, anhedral, con Resultante de la martitización de magnetita. (al parecer es una anhedral. Anhidrita Supérgena color amarillo rey A luz trasmitida los opacos se observan roca volcánica, Masa Fundamental: Fuertemente recristalizada y alterada. Ocasionalmente se distinguen microlitos de plg. Arcillas Arcillas+Hidróxidos de Fe Pirita cúbicos-subhedrales diseminados por todo eventualmente un Hidróxidos de Fe Escasa, mas dañada que la ccp. el corte, pero a luz reflejada se observan basalto-andesita Asociación diseminada por todo el corte. con la textura propia de "deshilachado en por evidencias en Corresponde a un agregado granular- triangulo" asociada a la martitización. MF) amorfo que en ciertos sectores tiende a formar cumulos similares a pseudomorfos - > máficos?. Cuarzo Relacionado a la recristalización. En MF. CY-0105C Volcánica? Textura: Porfírica (aparentes fenocristales recristalizados =>pseudomorfos). Puede ser una TOBA. Epidota Propilítica Intensa Pirita Glomerocúmulos de Ep-Chl Magnetita Fenocristales: Plagioclasa. Fuertemente recristalizada. Pseudomorfos tabulares distinguibles a escala Clorita Chl+Ep+Qz Escasa -> Irregular, < 0.1 mm. Se observa residual respecto de una macro. Corresponde a agregados microcristalinos Supérgena martitización moderada (zonas grises entre Masa Fundamental: Se distinguen microlitos de plg dentro del agregado granular. dominados por el 1er mineral. Hidróxidos de Fe fracturas y bordes blanqueados y zonas Subordinadamente la ep es mas cristalina. esqueletales).Cristales irregulares. Diseminados de forma penetrativa por todo Hematita el corte. Producto de oxidación de magnetita. Cuarzo Con texturas de recristalización de forma no regular. Hidróxidos de Fe D-13 ANEXO D: El Teniente. Descripciones petrográficas por sectores y sondajes Tabla D.6: (continuación) ALTERACION y/o EVENTOS POSTERIORES A SU FORMACION Corte Tipo de Roca Características Estructuras Mineralogía Magnética Minerales de alteración Eventos de Alteración Minerales de Mena CY-0303C Volcánica Textura: Porfírica. Sericita ****************** ****************** Magnetita Propilítica Moderada Probablemente Fenocristales: Plagioclasa. Definidos por su tamaño, 0.5-1 mm, euhedrales-subhedrales alterados por se- Anhidrita Cristales irregulares, en algunos casos Ep+Chl+Calc+Anh+se basalto o andesita anh, ep y arcillas. Con macla de carlsbad-albita. en MF y alterando a plg desgarrados y diseminados. Oxidados en Supérgena basáltica Masa Fundamental: Fuerte presencia de microlitos de plg, con moderadas evidencias de recristalización Clorita bordes y fracturas -> a luz transmitida se Arcillas (extinción azulanómala) entremezclados con chl y probable anh. Azul Berlín ppalmente reemplazando la MF observan de color rojo mas abundante cerca Epidota de zonas con mayor cantidad de chl Granular muy fina -> apariencia Hematita microgranular fina y oscura. También con Producto de oxidación. forma de botroides y habito de "corbata de Probable maghemita. pajaro". Calcita En MF y cerca bordes plg Arcillas CY-0305B No se distingue Textura: Porfírica (se distinguen escasos fenocristales en la matriz alterada) Cuarzo ****************** Limonita Recristalización Vetilla: Posiblemente Fenocristales: Plagioclasa. Pseudomorfos tabulares de este mineral completamente alterados y Asociado a la recristalizacion intensa de la Color gris azul, baja birrefrigencia Meteorización Rellena con limonitas y goethita volcánica recristalizados. Mx de Fe, totalmente oxidados MF. Goethita relacionada a oxidación In Situ Masa Fundamental: Recristalizada y alterada. No se distingue su composición original. Hidroxidos de Fe Color gris, fuertes reflejos internos naranjos Zonas de forma subhedral-globular rojo Hematita tierra relacionadas a la alteración de mx de Color rojo -> terrosa. Escasas chispas Fe previos blancas Arcillas CY-0401C Andesita Basáltica?Textura: Porfírica. Sericita Metamorfismo de bajo grado? ****************** ****************** Magnetita Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales de 1-2 mm, euhedrales-subhedrales. Macla de carlsbad-albita. Clorita Meteorización incipiente 2 familias: Alteración incipiente de anh. Los más abundantes. Piroxeno, ppalmente subhedrales -> caras laterales y Incipiente Diseminada en MF, predominantemente Basales, fracturamiento caracteristico 90°. Asociado a mx opacos euhedrales-subhedrales; alteración débil Cuarzo anhedral por chl. <0.05 mm. Masa Fundamental: Agregado de microlitos de plg y vidrio moderadamente recristalizado. Meteorización Asociada a maficos. Euhedral-subhedral, incipiente. <0.5 mm Hematita(o maghemita?) En bordes y fracturas -> debil Limonitas En MF como manchones pardo- amarillentos: incipiente CY-0408C Andesita Basáltica- Textura: Porfírica. Epidota Metamorfismo de bajo grado ****************** ****************** Magnetita Basalto? Fenocristales: Plagioclasa. Fenocristales de 0.7-2 mm, euhedrales-subhedrales. Macla de carlsbad-albita Principalmente en MF y escasamente en o alteración propilítica 2 familias: que, en algunos casos, se observa algo difusa. En algunos cristales se observa en sectores un color amarillo plg. Mineral de alto relieve Meteorización incipiente Diseminada en MF, predominantemente irregular -> alteración??. También aparece en bordes calcita y escasamente dentro de los cristales -> ep. Calcita anhedral Piroxeno. Escasos. Euhedrales -> caras basales en forma de "disco pare". Bajos colores de interferencia (Mineral Amarillo) <0.05 mm. Asociado a mx opacos euhedrales-subhedrales. Olivino: De bajo relieve, fuertes colores de interferencia, 1- Asociada a máficos. Euhedral-subhedral, 2mm en asociacion con plg. <0.5 mm En Ol y Px en fracturas aparece alteración por epidota. Hematita(o maghemita?) Masa Fundamental: Agregado de microlitos de plg con texturas de flujo+vidrio+ Tipos Magnetita Abundancia TIPO 1: Pequeña alterando a plagioclasa 0 No hay TIPO 1B: Pequeña con cuarzo en MF 1 Débil TIPO 2: En asociación con biotita 2 Moderada-Débil TIPO 3: En asociación con clorita 3 Moderada TIPO 4: En asociación con turmalina 4 Moderada-Intensa 5 Intensa 6 Penetrativa D-14 ANEXO E: CATEGORIZACION (según Cannell et al., 2005) Y MICROFOTOGRAFIAS DE VETILLAS ASOCIADAS A LAS MUESTRAS ANALIZADAS DEL YACIMIENTO EL TENIENTE E-1 ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005) 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 ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005) Figura E.2: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Regimiento. E-3 ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005) Figura E.3: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Esmeralda. E-4 ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005) Figura E.4: Clasificación según Cannell et al. (2005) de las vetillas asociadas a los cortes transparentes correspondientes al sector Dacita Teniente. E-5 ANEXO E: El Teniente. Categorización de vetillas según Cannell et al. (2005) 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 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- 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- 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- 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- 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 BIOTITA, YACIMIENTOS CHUQUICAMATA Y EL TENIENTE. MAPAS DE ELEMENTOS F-1 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. Z Datos: % wtAxOy =% Peso en óxidos (RESULTADOS DE MICROSONDA) PM = Peso molecular óxidos componentes (PM) Z 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 ; Pr.MolAxOy = % wtAxOy / PMAxOy Con PMAxOy = X*PAA + Y*PAO Z Cálculo de la proporción atómica de óxígeno ; Pr.AtAxOy = Pr.MolAxOy * Y Con Y = Nº oxígenos en óxido + Ft.Ox= (Pr.At)OXIDOS Donde CN: Factor de oxígeno F-2 ANEXO F: Cálculo de la fórmula estructural de óxidos de Fe-Ti Z Cálculo de la proporción catiónica de cada óxido componente ; Cat.CorrAxOy = Pr.MolAxOy * Ft.Ox + CN= (Cat.Corr)OXIDOS Donde CN: Cationes de normalización y Ft.NormC= (Nº cationes Fórmula Estructural) / CN Z Cálculo de la proporción catiónica normalizada Z+ ; Cat.Norm A = Cat.CorrAxOy * Ft.NormC Z Cálculo de la carga normalizada ; Carga.Norm AZ+ = Cat.Norm * Z+ Con Z+ = Carga del catión componente en el óxido 3+ + Fe = (2* Nº oxígeno Fórmula Estructural)- (Carga.Norm)CATIONES Finalmente: 3+ 2+ 3+ Fe2O3 = FeO(t) * [ Fe / (Fe + Fe ) ]*1.11134 FeO = FeO(t) * [ Fe3+/ (Fe2++ Fe3+) ] F-3 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Fiesta). 00Fi01b06B 00Fi01b06B 00Fi01b06B 00Fi01b06B C1 C2 C5 C6 NOMBRE Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox6 Ox7 Ox9 Ox1 Ox2 Ox1 Ox1b Ox2 Ox3 SiO2 0.01 0.01 0.02 0.05 0.06 0.05 0.00 30.46 0.03 0.06 0.04 0.00 0.03 0.00 0.04 0.01 0.00 0.02 0.08 TiO2 15.18 44.21 0.11 0.00 0.00 0.00 0.05 38.48 0.44 18.28 14.85 48.38 0.06 0.00 0.04 0.00 0.11 0.00 0.00 Al2O3 0.00 0.00 0.01 0.06 0.02 0.00 0.01 1.01 0.23 0.00 0.06 0.00 0.08 0.06 0.02 0.12 0.17 1.46 0.17 Fe2O3 69.99 16.72 68.90 68.03 67.90 68.54 69.04 1.93 67.55 67.77 79.84 21.35 68.19 68.43 68.31 67.62 68.14 66.36 68.48 FeO 11.16 25.90 30.70 31.51 30.51 30.77 30.97 0.00 30.64 7.35 2.73 8.94 30.65 30.25 30.49 30.15 30.79 30.32 30.54 MnO 2.43 12.87 0.11 0.23 0.18 0.09 0.21 0.08 0.24 3.39 1.55 20.16 0.12 0.48 0.23 0.20 0.03 0.28 0.27 MgO 0.02 0.24 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.17 0.01 0.25 0.00 0.04 0.00 0.04 0.04 0.06 0.01 CaO 0.00 0.06 0.01 0.01 0.01 0.06 0.00 28.24 0.08 0.06 0.02 0.13 0.06 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 0.02 Na2O 0.00 0.07 0.07 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.07 0.08 0.04 0.06 0.00 0.01 0.02 0.01 0.00 0.04 0.04 K2O 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.02 0.02 0.00 0.00 Cr2O3 0.02 0.04 0.04 0.03 0.00 0.02 0.07 0.04 0.03 0.02 0.07 0.00 0.01 0.04 0.04 0.02 0.06 0.04 0.00 V2O3 ------TOTAL 98.82 100.12 99.97 99.99 98.69 99.54 100.35 100.24 99.32 97.19 99.20 99.27 99.21 99.31 99.22 98.20 99.39 98.59 99.61 Oxígeno 6 6 4 4 4 4 4 5 4 5.5 5.5 5.5 4 4 4 4 4 4 4 Catión 4 4 3 3.01 3 3 3 3.01724 3 3.6 3.55 3.5 3 3 3 3 3 3 3 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.60 1.68 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.94 0.01 0.67 0.53 1.64 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.07 0.01 Fe3+ 2.79 0.64 2.00 1.98 1.99 2.00 1.99 0.05 1.97 2.47 2.84 0.72 1.99 2.00 1.99 1.99 1.98 1.93 1.99 Fe2+ 0.49 1.10 0.99 1.02 1.00 1.00 0.99 0.00 0.99 0.30 0.11 0.34 0.99 0.98 0.99 0.99 1.00 0.98 0.99 Mn2+ 0.11 0.55 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.14 0.06 0.77 0.00 0.02 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 Mg2+ 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ ------TOTAL 4.00 4.00 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.02 3.00 3.60 3.55 3.50 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 Mineral ILMHT HMILM MT MT MT MT MT SPH MT ILM-PSB ILM-PSB ILM-PSB MT MT MT MT MT MT MT F-4 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: (continuación) 00Fi0205 00Fi0205 C1 C2 NOMBRE Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox6 Ox7 Ox8 Ox1 Ox2 Ox3 Ox3b Ox4 Ox5 Ox6 Ox7 Ox8 Ox9 Ox10 Ox11 Ox12 SiO2 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 30.35 0.05 0.02 0.06 0.04 0.15 0.07 0.07 31.09 21.23 0.01 0.03 TiO2 44.92 17.24 46.07 17.60 14.55 46.75 17.19 46.21 0.06 37.88 39.27 39.96 0.30 49.76 49.30 48.41 39.91 32.06 51.27 0.00 45.61 Al2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.01 0.00 0.03 1.53 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 4.94 2.94 0.11 0.00 Fe2O3 13.94 67.42 12.03 60.38 70.60 11.69 65.99 11.30 68.43 1.73 25.16 23.14 67.76 4.96 6.18 2.56 17.55 0.92 0.00 68.18 12.01 FeO 38.02 15.00 38.93 21.56 12.70 39.05 14.48 38.44 30.87 0.00 34.70 35.50 30.94 39.53 38.23 40.73 38.20 0.59 5.95 30.69 36.61 MnO 2.13 0.41 2.22 0.20 0.32 2.68 0.54 2.67 0.00 0.13 0.25 0.37 0.00 4.74 5.51 1.93 3.86 0.03 0.19 0.00 3.98 MgO 0.12 0.00 0.11 0.05 0.00 0.04 0.03 0.09 0.03 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.08 0.00 0.04 0.00 0.01 0.00 0.21 CaO 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 28.12 0.07 0.05 0.04 0.28 0.41 0.10 0.18 28.57 18.53 0.00 0.03 Na2O 0.00 0.01 0.01 0.08 0.00 0.03 0.07 0.06 0.00 0.06 0.07 0.00 0.02 0.01 0.01 0.11 0.03 0.03 0.04 0.01 0.00 K2O 0.00 0.03 0.00 0.01 0.02 0.03 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.11 0.00 0.02 0.00 0.02 0.00 Cr2O3 0.00 0.10 0.02 0.09 0.03 0.00 0.04 0.00 0.06 0.00 0.04 0.04 0.00 0.06 0.01 0.04 0.06 0.03 0.03 0.10 0.04 V2O3 ------TOTAL 99.13 100.25 99.43 99.97 98.26 100.26 98.36 98.76 99.51 99.81 99.62 99.08 99.15 99.40 99.87 94.05 99.89 98.28 100.19 99.12 98.53 Oxígeno 6 6 6 4 6 6664 5 6 64666 4 5546 Catión 4 4 4 2.73 4 4 4 4 3 3.02 4 4 3 4 4 4 2.73 3.07 2.95 3 4 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 1.03 0.71 0.00 0.00 Ti4+ 1.73 0.68 1.77 0.47 0.58 1.78 0.69 1.78 0.00 0.93 1.51 1.55 0.01 1.90 1.88 1.95 1.04 0.80 1.29 0.00 1.76 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.19 0.12 0.00 0.00 Fe3+ 0.54 2.64 0.46 1.61 2.83 0.45 2.63 0.44 1.99 0.04 0.97 0.90 1.98 0.19 0.24 0.10 0.46 0.02 0.00 1.99 0.47 Fe2+ 1.63 0.65 1.66 0.64 0.57 1.65 0.64 1.65 1.00 0.00 1.49 1.53 1.00 1.68 1.62 1.83 1.11 0.02 0.17 1.00 1.58 Mn2+ 0.09 0.02 0.10 0.01 0.01 0.11 0.02 0.12 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.20 0.24 0.09 0.11 0.00 0.01 0.00 0.17 Mg2+ 0.01 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 0.02 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.01 0.01 1.01 0.66 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 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 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ ------TOTAL 4.00 4.00 4.00 2.73 4.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.02 4.00 4.00 3.00 4.00 4.00 4.00 2.73 3.07 2.95 3.00 4.00 Mineral HMILM ILMHT HMILM TTMGH ILMHT HMILM ILMHT HMILM MT SPH ILM ILM HT ILM ILM ILM TTMGH SPH SPH MT ILM F-5 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: (continuación) 00Fi0205 00Fi0205 00Fi0205 C4 C5 C6 NOMBRE Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox7 Ox8 Ox9 Ox10 Ox11 Ox12 Ox13 Ox14 Ox15 Ox1 Ox2 Ox32 Ox4 Ox5 Ox7 Ox8 Ox1 Ox2 Ox3 SiO2 0.05 28.32 28.97 29.50 30.38 27.04 0.02 0.00 0.02 0.05 29.61 17.69 30.63 0.01 0.03 0.03 0.01 0.03 0.03 0.09 0.00 0.04 0.04 TiO2 27.05 37.41 36.30 35.98 32.45 34.10 89.23 45.88 45.21 47.73 36.73 50.00 37.68 0.05 0.06 46.99 48.56 47.67 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 Al2O3 0.00 0.71 0.93 0.86 4.49 1.47 0.00 0.00 0.00 0.00 0.70 0.01 0.61 0.03 0.09 0.00 0.00 0.00 0.11 0.04 0.10 0.07 0.06 Fe2O3 69.65 3.80 2.79 2.10 2.13 0.51 9.25 11.49 11.91 7.98 2.07 2.38 1.70 68.80 68.27 9.60 7.09 8.70 68.11 68.00 68.34 68.18 95.12 FeO 0.42 0.15 0.50 0.36 0.48 9.66 0.01 36.04 36.04 37.74 0.08 11.51 0.09 30.95 30.82 36.57 36.44 36.41 30.54 30.20 30.28 30.34 3.13 MnO 2.33 0.17 0.18 0.17 0.12 0.02 0.00 4.53 4.28 4.75 0.17 0.12 0.11 0.00 0.01 5.41 6.78 6.19 0.09 0.00 0.00 0.11 0.06 MgO 0.07 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.12 0.08 0.09 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.03 0.09 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.02 CaO 0.13 25.03 25.64 26.58 28.35 24.40 0.14 0.06 0.12 0.21 26.55 16.15 28.15 0.01 0.05 0.13 0.07 0.13 0.04 0.07 0.04 0.02 0.04 Na2O 0.00 0.05 0.00 0.05 0.02 0.03 0.02 0.05 0.00 0.00 0.02 0.04 0.05 0.03 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.08 0.06 0.00 K2O 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.01 0.00 0.15 0.02 0.00 0.02 Cr2O3 0.05 0.00 0.03 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.04 0.01 0.06 0.05 0.02 0.02 0.03 0.05 0.07 0.06 V2O3 ------TOTAL 99.76 95.68 95.34 95.59 98.41 97.25 98.69 98.19 97.66 98.56 95.97 97.90 99.02 99.92 99.37 98.81 99.13 99.17 98.96 98.57 98.96 98.90 98.55 Oxígeno 5 5 5 5 5 5 1.95 6 6 6 5 5 5 4 4 6 6 6 4 4 4 4 4 Catión 3.09 3 3.01 3.02 3.07 3.12 1 4 4 4 3.01 3 3.02 3 3 4 4 4 3 3 3 3 2.7 Si4+ 0.00 0.97 1.00 1.01 1.01 0.95 0.00 0.00 0.00 0.00 1.01 0.63 1.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.83 0.97 0.94 0.93 0.81 0.90 0.90 1.78 1.77 1.84 0.94 1.34 0.94 0.00 0.00 1.81 1.86 1.83 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.03 0.04 0.03 0.18 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 2.15 0.10 0.07 0.05 0.05 0.01 0.09 0.45 0.47 0.31 0.05 0.06 0.04 2.00 1.99 0.37 0.27 0.33 1.99 2.00 2.00 2.00 2.59 Fe2+ 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.28 0.00 1.56 1.57 1.62 0.00 0.34 0.00 1.00 1.00 1.57 1.56 1.56 0.99 0.99 0.98 0.99 0.10 Mn2+ 0.08 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.20 0.19 0.21 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.24 0.29 0.27 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 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 0.00 Ca2+ 0.01 0.92 0.94 0.98 1.01 0.92 0.00 0.00 0.01 0.01 0.97 0.62 1.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ ------TOTAL 3.09 3.00 3.01 3.02 3.07 3.12 1.00 4.00 4.00 4.00 3.01 3.00 3.02 3.00 3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.70 Mineral PSB-ILM SPH SPH SPH SPH SPH RT ILM ILM ILM SPH SPH SPH MT MT ILM ILM ILM MT MT MT MT MGH F-6 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: (continuación) 00Fi0205 00Fi0205 00Fi01c09B 00Fi01c09B 00Fi01c09B C9 C10 C4 C3 C1 NOMBRE Ox1 Ox2 Ox3 Ox1 OxZ1 OxZ2 Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox6 Ox1 Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox6 Ox7 Ox8 Ox9 SiO2 0.00 0.13 0.01 29.02 29.29 29.79 0.05 12.86 0.02 0.02 0.00 0.04 0.03 0.00 0.02 0.10 0.02 30.59 0.00 0.01 0.00 0.04 TiO2 0.00 0.00 45.96 35.86 36.07 36.74 15.13 18.28 47.82 14.09 0.40 0.78 0.05 0.12 0.02 0.24 48.81 37.87 0.40 96.44 9.76 49.19 Al2O3 0.05 0.12 0.00 0.87 1.00 0.66 0.06 0.69 0.01 0.08 0.10 0.09 0.05 0.00 0.02 0.05 0.01 0.77 0.07 0.01 0.01 0.00 Fe2O3 68.24 99.93 11.19 1.33 1.95 0.61 68.82 49.67 8.30 71.39 67.92 66.92 68.08 68.55 68.64 67.84 6.39 0.71 68.11 0.14 80.95 5.81 FeO 30.33 0.00 37.41 0.81 0.44 0.96 11.00 5.95 31.08 10.72 31.01 31.51 30.80 30.54 30.85 30.84 23.73 0.73 30.70 1.50 8.39 24.45 MnO 0.00 0.18 3.23 0.20 0.08 0.13 1.63 0.47 10.90 1.55 0.13 0.13 0.14 0.23 0.13 0.18 19.28 0.17 0.27 0.04 0.32 19.06 MgO 0.00 0.01 0.08 0.00 0.00 0.00 0.10 0.00 0.40 0.09 0.05 0.00 0.00 0.03 0.00 0.03 0.09 0.02 0.00 0.03 0.00 0.08 CaO 0.09 0.00 0.16 26.07 25.24 26.90 0.32 10.02 0.00 0.02 0.08 0.03 0.00 0.00 0.00 0.09 0.39 28.51 0.00 0.07 0.05 0.12 Na2O 0.04 0.00 0.06 0.04 0.02 0.04 0.09 0.08 0.03 0.04 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.07 0.00 0.00 0.00 K2O 0.01 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.01 0.00 0.01 0.00 0.04 0.00 0.01 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.08 Cr2O3 0.01 0.07 0.00 0.06 0.03 0.01 0.04 0.00 0.00 0.05 0.06 0.05 0.19 0.03 0.00 0.05 0.01 0.05 0.03 0.00 0.04 0.01 V2O3 ------TOTAL 98.78 100.47 98.11 94.26 94.12 95.84 97.25 98.03 98.57 98.06 99.75 99.56 99.35 99.55 99.69 99.42 98.73 99.46 99.65 98.23 99.51 98.82 Oxígeno 46.00 65556 5 6 644 4 444 6 54466 Catión 3 4 4 3.02 3 3.02 4 3.2 4 4 3 3 3 3 3 3 4 3.03 3 2.02 4 4 Si4+ 0.00 0.01 0.00 1.01 1.01 1.02 0.00 0.51 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.00 0.00 1.79 0.94 0.94 0.94 0.61 0.54 1.84 0.57 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 1.88 0.94 0.01 1.98 0.39 1.89 Al3+ 0.00 0.01 0.00 0.04 0.04 0.03 0.00 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 2.00 3.97 0.44 0.03 0.05 0.02 2.78 1.48 0.32 2.87 1.97 1.95 1.99 2.00 2.00 1.98 0.25 0.02 1.98 0.00 3.22 0.22 Fe2+ 0.99 0.00 1.62 0.02 0.01 0.03 0.49 0.20 1.33 0.48 1.00 1.02 1.00 0.99 1.00 1.00 1.01 0.02 0.99 0.03 0.37 1.04 Mn2+ 0.00 0.01 0.14 0.01 0.00 0.00 0.07 0.02 0.47 0.07 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.83 0.00 0.01 0.00 0.01 0.82 Mg2+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Ca2+ 0.00 0.00 0.01 0.97 0.94 0.98 0.02 0.42 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 1.01 0.00 0.00 0.00 0.01 Na+ 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 V3+ ------TOTAL 3.00 4.00 4.00 3.02 3.00 3.02 4.00 3.20 4.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 4.00 3.03 3.00 2.02 4.00 4.00 Mineral MT HT ILM SPH SPH SPH ILMHT SPH-ILM HMILM ILMHT MT MT MT MT MT MT HMILM SPH MT RT ILMHT HMILM F-7 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: (continuación) CH3985-80.05 CH3985 D1 D2 NOMBRE An1 An2 An3 An4 An5 An6 An7 An8 An9 An10 An11 An12 An13 An14 An1 An2 An3 An4 An5 An6 An7 An8 An9 SiO2 0.02 0.02 0.02 0.07 0.00 0.43 0.09 0.00 0.04 0.01 0.01 0.01 0.00 0.14 0.00 0.02 0.00 0.00 0.05 0.00 0.03 0.00 0.00 TiO2 49.33 51.39 48.49 16.72 18.12 57.42 16.56 16.51 0.00 0.00 0.02 0.02 17.44 50.34 47.23 44.59 20.42 17.85 17.64 27.27 31.78 16.11 49.77 Al2O3 0.00 0.00 0.00 0.03 0.06 0.09 0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 0.10 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.06 0.08 0.03 0.01 0.02 0.00 Fe2O3 6.76 2.54 9.23 67.72 65.36 33.37 82.16 69.26 69.55 69.59 69.41 69.47 67.15 36.19 11.87 3.47 61.24 67.25 68.44 48.81 39.86 70.49 25.76 FeO 37.89 39.90 37.35 13.19 14.51 0.00 0.00 12.68 30.56 29.92 30.22 30.44 13.61 5.71 35.65 48.70 16.68 13.96 13.37 20.90 23.95 12.36 19.81 MnO 5.45 5.21 4.86 0.42 0.73 5.87 0.51 0.69 0.09 0.07 0.01 0.10 0.86 7.58 5.46 3.81 0.60 0.82 0.95 2.01 3.24 0.59 4.04 MgO 0.46 0.06 0.31 0.13 0.06 0.09 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.02 0.04 0.11 0.28 0.00 0.07 0.04 0.13 0.04 0.01 0.17 CaO 0.01 0.05 0.02 0.01 0.00 0.30 0.00 0.00 0.07 0.14 0.00 0.00 0.00 0.11 0.08 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.42 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.10 0.11 0.00 0.04 0.00 0.08 0.03 0.10 0.00 0.00 0.09 0.14 0.05 0.05 0.03 0.03 0.02 V2O3 0.18 0.31 0.27 0.43 0.32 0.26 0.51 0.51 0.17 0.30 0.29 0.21 0.41 0.40 0.34 0.30 0.37 0.39 0.52 0.47 0.46 0.52 0.29 TOTAL 100.01 99.17 100.27 98.30 98.84 97.59 99.44 99.26 100.32 99.77 99.73 100.26 99.11 100.21 100.40 100.88 99.08 100.15 100.63 99.20 98.94 99.62 100.00 Oxígeno 6.00 6.00 6.00 6.00 6.00 5.00 5.35 6.00 4.00 4.00 4.00 4.00 6.00 5.00 6.00 4.00 6.00 6.00 6.00 6.00 6.00 6.00 5.00 Catión 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 2.85 3.40 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 4.00 3.00 4.00 2.80 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.12 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 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 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 1.87 1.96 1.84 0.67 0.72 1.65 0.56 0.65 0.00 0.00 0.00 0.00 0.69 1.47 1.79 1.16 0.80 0.70 0.69 1.06 1.24 0.63 1.50 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 0.26 0.10 0.35 2.70 2.59 0.96 2.79 2.73 2.01 2.02 2.01 2.00 2.65 1.06 0.45 0.09 2.42 2.63 2.66 1.91 1.55 2.77 0.78 Fe2+ 1.60 1.69 1.57 0.58 0.64 0.00 0.00 0.56 0.98 0.96 0.97 0.98 0.60 0.19 1.50 1.41 0.73 0.61 0.58 0.91 1.04 0.54 0.66 Mn2+ 0.23 0.22 0.21 0.02 0.03 0.19 0.02 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.25 0.23 0.11 0.03 0.04 0.04 0.09 0.14 0.03 0.14 Mg2+ 0.03 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 TOTAL 4.00 3.99 3.99 3.99 4.00 2.85 3.38 3.99 3.00 3.00 3.00 3.00 3.99 2.99 4.00 2.80 3.99 3.99 3.99 3.99 3.99 4.00 3.11 Mineral ILM ILM ILM ILMHT ILMHT ILM-RT ILMHT ILMHT MT MT MT MT ILMHT PSB ILM TTMGH ILMHT ILMHT ILMHT ILMHT HMILM ILMHT PSB-ILM F-8 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.1: (continuación) CH3985-80.05 CH4369-169.3 D2 D2 NOMBRE An10 An11 An12 An13 An14 An15 An16 An17 An18 An1 An2 An3 An4 An5 An6 An7 An8 SiO2 0.01 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.05 0.01 0.00 0.00 0.03 0.00 0.05 0.02 TiO2 20.16 0.60 0.27 41.50 34.54 17.88 15.53 0.03 0.00 45.87 46.40 18.57 21.94 46.25 17.10 0.05 0.08 Al2O3 0.07 0.12 0.08 0.01 0.00 0.06 0.05 0.15 0.08 0.00 0.03 0.09 0.02 0.00 0.03 0.21 0.15 Fe2O3 63.12 68.36 69.07 8.15 21.87 67.27 72.14 69.13 69.36 4.26 13.79 66.49 56.04 13.27 82.55 69.66 69.51 FeO 15.30 31.06 30.83 45.44 40.45 14.07 11.94 30.34 30.32 43.39 30.50 13.86 20.50 33.87 0.00 30.25 30.02 MnO 1.11 0.09 0.08 4.35 2.78 0.81 0.67 0.10 0.07 5.43 8.85 1.07 1.09 5.12 0.75 0.25 0.29 MgO 0.11 0.01 0.00 0.16 0.23 0.03 0.04 0.00 0.03 0.75 0.70 0.27 0.21 0.72 0.18 0.05 0.00 CaO 0.02 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.03 0.00 0.00 0.21 0.10 0.04 0.09 0.31 0.19 0.00 0.00 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.03 0.00 0.00 0.02 0.00 0.05 0.03 0.04 0.05 0.00 0.00 0.07 0.07 0.02 0.03 0.06 0.04 V2O3 0.52 0.22 0.19 0.26 0.32 0.39 0.43 0.22 0.24 0.18 0.31 0.42 0.37 0.31 0.47 0.30 0.33 TOTAL 99.93 100.28 100.33 99.64 99.87 100.18 100.44 99.78 99.94 99.97 100.39 100.47 99.95 99.60 100.83 100.58 100.11 Oxígeno 6.00 4.00 4.00 4.00 4.00 6.00 6.00 4.00 4.00 4.00 6.00 6.00 4.00 6.00 5.00 4.00 4.00 Catión 4.00 3.00 3.00 2.80 2.80 4.00 4.00 3.00 3.00 2.76 4.00 4.00 2.70 4.00 3.19 3.00 3.00 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ti4+ 0.79 0.02 0.01 1.10 0.92 0.70 0.61 0.00 0.00 1.19 1.75 0.72 0.57 1.76 0.54 0.00 0.00 Al3+ 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 0.00 0.00 0.01 0.01 Fe3+ 2.46 1.97 1.99 0.22 0.58 2.63 2.82 2.00 2.01 0.11 0.52 2.58 1.47 0.50 2.59 2.00 2.01 Fe2+ 0.66 1.00 0.99 1.34 1.20 0.61 0.52 0.98 0.98 1.25 1.28 0.60 0.60 1.43 0.00 0.97 0.96 Mn2+ 0.05 0.00 0.00 0.13 0.08 0.04 0.03 0.00 0.00 0.16 0.38 0.05 0.03 0.22 0.03 0.01 0.01 Mg2+ 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.05 0.02 0.01 0.05 0.01 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 TOTAL 3.99 3.00 3.00 2.79 2.79 4.00 3.98 3.00 3.00 2.75 4.00 3.99 2.69 4.00 3.17 3.00 2.99 Mineral ILMHT MT MT TTMGH TTMGH ILMHT ILMHT MT MT TTMGH ILM ILMHT TTMGH ILM PSB-ILM MT MT F-9 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.2: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en el yacimiento Chuquicamata (Pórfido Este menos alterado). Pe0101 Pe0101 Pe0101 Pe0101 Pe0101 C1 C2 C3 C4 C5 NOMBRE Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox5 Ox6 Ox1 Ox2 Ox1 Ox2 Ox3 Ox4 Ox1 Ox2 Ox3 SiO2 0.08 0.13 0.06 1.38 0.04 0.10 0.01 0.10 0.03 0.11 0.03 0.12 0.00 0.15 0.01 0.22 0.01 0.02 0.14 TiO2 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 99.16 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.11 Al2O3 0.06 0.00 0.04 0.62 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 0.00 0.04 0.00 0.00 0.02 0.05 0.02 0.00 0.00 Fe2O3 68.05 100.34 77.51 93.33 68.60 0.70 68.45 95.96 68.55 98.43 77.63 98.87 68.23 98.27 67.94 97.67 68.18 68.42 98.44 FeO 30.45 0.05 21.97 4.30 30.37 0.41 30.66 3.11 30.08 0.00 21.62 0.00 30.51 0.00 30.17 0.00 30.64 30.20 0.00 MnO 0.08 0.10 0.01 0.08 0.17 0.03 0.10 0.13 0.19 0.12 0.20 0.15 0.21 0.08 0.15 0.08 0.05 0.12 0.09 MgO 0.00 0.00 0.02 0.16 0.03 0.02 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.03 0.00 0.03 0.01 0.02 0.00 0.03 0.00 CaO 0.01 0.00 0.00 0.05 0.00 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.02 0.02 Na2O 0.05 0.00 0.03 0.00 0.07 0.00 0.00 0.04 0.09 0.06 0.07 0.05 0.00 0.00 0.03 0.05 0.00 0.08 0.02 K2O 0.00 0.00 0.04 0.11 0.00 0.03 0.01 0.02 0.03 0.06 0.03 0.06 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.01 0.06 0.01 0.06 0.02 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.03 0.02 0.04 0.09 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 V2O3 ------TOTAL 98.80 100.68 99.69 100.10 99.30 100.49 99.23 99.40 99.05 98.78 99.61 99.40 98.99 98.67 98.36 98.09 98.90 98.92 98.83 Oxígeno 4644444446464646446 Catión 3 4 2.9 2.7 3 2.01 3 2.7 3 4.01 2.9 4.01 3 4 3 4 3 3 4 Si4+ 0.00 0.01 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 Ti4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.98 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 1.99 3.98 2.20 2.48 2.00 0.01 2.00 2.59 2.00 3.98 2.20 3.98 2.00 3.98 2.00 3.98 2.00 2.00 3.98 Fe2+ 0.99 0.00 0.69 0.13 0.98 0.01 1.00 0.09 0.98 0.00 0.68 0.00 0.99 0.00 0.99 0.00 1.00 0.98 0.00 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ ------TOTAL 3.00 4.00 2.90 2.70 3.00 2.01 3.00 2.70 3.00 4.01 2.90 4.01 3.00 4.00 3.00 4.00 3.00 3.00 4.00 Mineral MT HT MGH MGH MT RT MT MGH MT HT MGH HT MT HT MT HT MT MT HT F-10 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.3: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti en sectores aledaños al yacimiento Chuquicamata (Granodiorita Antena). An1-2001A An2-4001A D3 D3 NOMBRE An2 An3 An4 An5 An6 An7 An8 An9 An10 An11 An12 An13 An14 An15 An16 An17 A-1 A-2 A-3 A-4 A-5 SiO2 0.03 0.08 0.04 0.00 29.31 0.00 0.08 0.04 0.05 0.00 0.03 0.01 0.17 0.00 0.01 0.00 0.11 0.02 0.67 0.33 0.00 TiO2 45.84 26.13 99.88 9.45 32.67 0.10 0.03 0.69 0.43 46.71 33.57 30.60 52.10 44.29 0.07 0.00 0.07 0.03 0.00 0.07 0.10 Al2O3 0.00 0.01 0.00 0.00 2.04 0.00 0.03 1.34 0.14 0.00 0.02 0.00 0.06 0.00 0.41 0.13 0.09 0.03 0.28 0.10 0.09 Fe2O3 13.38 47.89 0.04 60.98 8.92 69.04 68.42 65.66 67.97 11.63 36.10 41.02 30.22 15.02 67.94 68.64 68.35 68.59 98.43 85.60 69.04 FeO 33.11 23.21 1.48 28.88 0.06 31.17 30.90 31.66 31.47 31.95 26.34 27.32 16.34 32.58 30.86 30.88 31.14 30.94 0.00 13.39 31.33 MnO 7.92 0.37 0.03 0.09 0.00 0.09 0.16 0.12 0.04 9.80 3.45 0.14 0.12 6.77 0.16 0.13 0.07 0.05 0.13 0.08 0.01 MgO 0.02 0.01 0.00 0.00 0.07 0.00 0.00 0.03 0.05 0.05 0.09 0.02 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 0.07 0.00 0.01 0.00 24.61 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.19 0.02 0.02 0.23 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.02 0.16 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 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.05 0.01 0.04 0.04 0.06 0.02 0.03 0.00 0.00 0.03 0.07 0.00 0.05 0.00 0.00 0.08 V2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 100.37 97.72 101.47 99.43 97.84 100.45 99.64 99.59 100.18 100.23 99.80 99.16 99.08 98.95 99.47 99.86 99.83 99.70 99.51 99.57 100.65 Oxígeno 6.00 6.00 4.00 5.00 5.00 4.00 4.00 4.00 4.00 6.00 6.00 6.00 5.00 6.00 4.00 4.00 4.00 4.00 6.00 4.00 4.00 Catión 4.00 4.00 2.02 3.60 3.03 3.00 3.00 3.00 3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.99 2.80 3.00 Si4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.99 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 Ti4+ 1.74 1.04 1.98 0.33 0.83 0.00 0.00 0.02 0.01 1.78 1.30 1.20 1.55 1.71 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 0.06 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 Fe3+ 0.51 1.91 0.00 2.14 0.23 1.99 1.99 1.90 1.96 0.44 1.40 1.60 0.90 0.58 1.98 1.99 1.98 1.99 3.93 2.37 1.99 Fe2+ 1.40 1.03 0.03 1.13 0.00 1.00 1.00 1.02 1.01 1.35 1.13 1.19 0.54 1.40 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00 0.41 1.00 Mn2+ 0.34 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.42 0.15 0.01 0.00 0.29 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.89 0.00 0.00 0.00 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 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 4.00 4.00 2.02 3.60 3.03 3.00 3.00 3.00 3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.99 2.80 3.00 Mineral ILM ILMHT PSRT PSB-ILM SPH MT MT MT MT ILM HMILM HMILM PSB ILM MT MT MT MT HT MGH MT F-11 ANEXO F: Chuquicamata. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.3: (continuación) An2-4001A D3 % OXIDO B-1 B-2 B-3 B-4 B-5 B-6 B-7 B-8 SiO2 0.01 0.23 0.00 0.03 0.47 0.04 0.15 0.01 TiO2 5.47 0.03 0.05 0.94 2.96 0.00 44.22 45.91 Al2O3 0.04 0.10 0.05 0.06 0.13 0.07 0.01 0.00 Fe2O3 58.23 99.46 68.88 66.54 93.23 68.50 14.63 13.08 FeO 34.73 0.30 31.03 31.46 2.37 30.98 33.05 33.25 MnO 1.34 0.00 0.11 0.27 0.84 0.00 6.13 7.89 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.02 CaO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.46 0.01 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2O 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr2O3 0.04 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 V2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 99.86 100.13 100.17 99.29 100.00 99.60 98.70 100.20 Oxígeno 4.00 6.00 4.00 4.00 6.00 4.00 6.00 6.00 Catión 3.00 4.00 3.00 3.00 4.00 3.00 4.00 4.00 Si4+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 Ti4+ 0.16 0.00 0.00 0.03 0.12 0.00 1.71 1.75 Al3+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Fe3+ 1.68 3.97 1.99 1.94 3.71 1.99 0.57 0.50 Fe2+ 1.11 0.01 1.00 1.02 0.10 1.00 1.42 1.41 Mn2+ 0.04 0.00 0.00 0.01 0.04 0.00 0.27 0.34 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 3.00 4.00 3.00 3.00 4.00 3.00 4.00 4.00 Mineral MT HT MT MT HT MT HT HT F-12 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 00Fi01b09 Pe0101 % OXIDO C2ap1 C4ap3 C5ap4 C9ap2 C9ap3 C1ap3 C6ap1 C7apHOx SiO2 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 101.80 99.31 99.74 101.18 100.54 100.40 100.12 99.61 Si4+ 0.02 0.03 0.03 0.04 0.02 0.02 0.01 0.02 Ti4+ 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 AlVI 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 Mg2+ 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mn2+ 0.02 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.02 Ca2+ 9.83 9.89 9.85 9.56 9.75 10.05 9.88 9.83 Na+ 0.03 0.03 0.10 0.10 0.04 0.04 0.05 0.01 Sr2+ 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 Ce3+ 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 OH 0.58 0.52 0.43 0.70 0.57 0.78 0.65 0.69 5 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 C2 C3 C4 C6 %OXIDO 122b45123451234512413 SiO2 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 AlIV 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 Cr3+ 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 Mg2+ 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 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 ETM1201C C1 C2 C3 C4 C1 %OXIDO 1 2 3 4 5 1 2 3 4 5 1 2 3a 3b 4 5 2 3 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 AlVI 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 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 Cr3+ 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 Mg2+ 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 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 ETM1501A C1 C3 05a 00a 04a 01 04a 01 %OXIDO 4 5 1 2 3 4 1 2 00 01 02 03 04 01 02 04 01 02 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 2.35 1.96 1.60 1.73 2.57 1.93 2.70 2.33 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 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 0.05 0.10 0.00 0.00 0.00 0.10 0.00 0.00 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 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 0.17 0.17 0.21 0.03 0.08 0.10 0.10 0.18 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 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 0.00 0.15 0.04 0.10 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 SubTotal 98.63 97.98 99.06 97.37 99.68 97.86 95.82 98.36 97.18 98.99 101.4898.67 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 0.21 0.14 0.21 0.24 0.14 0.16 0.17 0.17 TOTAL 98.45 97.90 98.94 97.24 99.65 97.78 95.80 98.34 97.08 98.83 101.3398.47 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 AlVI 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 AlTOTAL 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 Cr3+ 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 Mg2+ 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 0.35 0.36 0.36 0.37 0.37 0.38 0.38 0.38 F-16 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas Tabla F.5: (continuación) ETM1501A ETM0302A ETM1601A 03 02 05 01 07 00 1 5 2 6 %OXIDO 01 00 00 01 00 01 01 02 00 01 00 01 00 01 00 01 00 01 SiO2 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 2.51 2.35 2.30 1.79 2.16 2.07 1.79 1.76 1.99 1.78 1.90 2.08 2.19 1.73 1.92 1.95 1.91 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 Cr2O3 0.00 0.00 0.03 0.07 0.08 0.00 0.00 0.09 0.03 0.03 0.05 0.02 0.00 0.02 0.04 0.01 0.04 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 MnO 0.14 0.18 0.17 0.15 0.19 0.00 0.11 0.20 0.11 0.14 0.13 0.04 0.11 0.16 0.34 0.16 0.12 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 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 0.06 0.04 0.05 0.03 0.05 0.00 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 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 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 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 AlIV 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 Cr3+ 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 Mg2+ 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 Ba2+ 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 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 0.36 0.38 0.38 0.39 0.37 0.37 F-17 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 C2 C4 C5 %OXIDO 12345123451234562345 SiO2 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 37.39 TiO2 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 2.00 Al2O3 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 17.44 Cr2O3 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 0.06 FeO 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 12.13 MnO 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 0.10 MgO 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 14.13 CaO 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 0.03 BaO 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 0.06 Na2O 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 0.00 K2O 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 9.94 F 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 0.11 Cl 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 0.13 H2O* 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 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+ 5.57 5.59 5.59 5.57 5.58 5.60 5.55 5.47 5.50 5.48 5.54 5.54 5.58 5.55 5.53 5.55 5.51 5.57 5.54 5.62 Ti4+ 0.24 0.24 0.25 0.28 0.30 0.29 0.31 0.30 0.27 0.21 0.32 0.21 0.20 0.24 0.26 0.24 0.29 0.27 0.21 0.23 AlIV 2.43 2.41 2.41 2.43 2.42 2.40 2.45 2.53 2.50 2.52 2.46 2.46 2.42 2.45 2.47 2.45 2.49 2.43 2.46 2.38 AlVI 0.71 0.66 0.67 0.67 0.58 0.63 0.60 0.66 0.65 0.59 0.60 0.68 0.76 0.69 0.66 0.64 0.63 0.66 0.70 0.71 AlTOTAL 3.14 3.06 3.09 3.10 3.01 3.03 3.05 3.19 3.15 3.11 3.06 3.14 3.18 3.14 3.13 3.09 3.13 3.09 3.16 3.09 Cr3+ 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.01 Fe2+ 1.55 1.55 1.55 1.59 1.63 1.67 1.61 1.60 1.62 1.71 1.67 1.66 1.56 1.69 1.71 1.67 1.63 1.60 1.60 1.53 Mn2+ 0.01 0.02 0.02 0.01 0.03 0.01 0.00 0.01 0.02 0.03 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01 Mg2+ 3.13 3.22 3.18 3.11 3.16 3.08 3.16 3.12 3.14 3.41 3.06 3.14 3.11 3.05 3.08 3.16 3.15 3.11 3.17 3.17 Ca2+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.00 0.03 0.01 0.01 0.00 0.02 0.02 0.02 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 Ba2+ 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.03 0.00 0.02 0.03 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.03 0.03 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 K+ 1.94 1.86 1.85 1.83 1.81 1.76 1.83 1.80 1.88 1.59 1.91 1.86 1.85 1.85 1.80 1.87 1.80 1.88 1.90 1.91 F 0.21 0.07 0.33 0.10 0.22 0.14 0.11 0.00 0.10 0.11 0.07 0.25 0.17 0.04 0.31 0.08 0.29 0.00 0.19 0.05 Cl 0.03 0.02 0.03 0.03 0.03 0.04 0.03 0.03 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.01 0.03 0.03 0.03 0.03 OH* 3.77 3.92 3.64 3.87 3.75 3.82 3.87 3.97 3.89 3.88 3.90 3.72 3.80 3.93 3.67 3.92 3.68 3.97 3.79 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 PDT0802C 05a 02a 00a 04a 03a A %OXIDO 01 02 03 04 00 01 02 01 00 02 00 01 02 00 01 02 2 3 4 SiO2 32.53 32.55 38.17 37.34 37.78 37.27 37.33 37.66 39.42 37.59 35.83 37.45 37.16 38.21 37.08 38.51 40.63 36.85 36.60 TiO2 2.80 2.57 2.61 3.11 2.96 3.34 3.69 2.97 2.34 2.11 2.93 3.78 3.12 2.37 2.83 2.87 1.95 2.49 3.09 Al2O3 13.49 13.57 16.11 16.22 15.71 15.87 15.71 15.84 18.27 16.81 15.13 15.58 15.85 15.88 15.76 15.54 18.86 17.34 17.06 Cr2O3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.02 0.00 0.02 0.12 0.00 0.10 0.00 0.05 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 FeO 11.95 12.76 12.38 12.50 12.58 12.82 13.29 12.32 11.03 12.14 12.19 12.65 13.28 12.40 12.62 12.05 13.16 12.91 13.74 MnO 0.06 0.15 0.20 0.06 0.05 0.10 0.10 0.29 0.16 0.13 0.15 0.23 0.07 0.16 0.13 0.18 0.30 0.10 0.18 MgO 12.58 12.47 15.24 15.30 15.08 15.29 15.09 15.28 13.67 15.81 14.72 15.23 15.33 15.71 15.24 15.75 13.51 13.60 14.45 CaO 0.00 0.03 0.05 0.01 0.00 0.03 0.03 0.01 0.05 0.10 0.00 0.04 0.00 0.05 0.00 0.00 0.22 0.29 0.15 BaO 0.04 0.06 0.00 0.04 0.00 0.04 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.06 0.13 0.00 0.07 0.00 0.21 0.00 0.12 Na2O 0.15 0.08 0.00 0.03 0.00 0.01 0.15 0.02 0.00 0.05 0.06 0.06 0.07 0.04 0.02 0.00 0.63 0.26 0.08 K2O 9.83 9.94 9.70 9.55 9.70 9.92 9.74 9.50 8.92 9.87 9.78 9.68 9.78 9.66 10.00 9.80 9.04 9.11 8.96 F 0.25 0.27 0.55 0.70 0.66 0.41 0.68 0.98 0.97 0.52 0.62 0.21 0.41 0.52 0.59 0.41 0.45 0.18 0.68 Cl 0.11 0.14 0.15 0.18 0.13 0.12 0.14 0.07 0.09 0.08 0.12 0.10 0.19 0.14 0.16 0.17 0.11 0.18 0.12 H2O* 3.35 3.35 3.74 3.64 3.66 3.80 3.68 3.53 3.61 3.77 3.53 3.91 3.78 3.76 3.66 3.82 4.00 3.84 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 0.22 0.12 0.31 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+ 5.58 5.56 5.66 5.57 5.65 5.55 5.55 5.63 5.77 5.57 5.57 5.57 5.54 5.67 5.58 5.69 5.74 5.57 5.47 Ti4+ 0.36 0.33 0.29 0.35 0.33 0.37 0.41 0.33 0.26 0.24 0.34 0.42 0.35 0.26 0.32 0.32 0.21 0.28 0.35 AlIV 2.42 2.44 2.34 2.43 2.35 2.45 2.45 2.37 2.23 2.43 2.43 2.43 2.46 2.33 2.42 2.31 2.26 2.43 2.53 AlVI 0.30 0.29 0.48 0.42 0.42 0.34 0.30 0.42 0.92 0.51 0.34 0.30 0.33 0.45 0.38 0.40 0.89 0.65 0.48 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+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 1.71 1.82 1.54 1.56 1.57 1.60 1.65 1.54 1.35 1.51 1.59 1.57 1.66 1.54 1.59 1.49 1.56 1.63 1.72 Mn2+ 0.01 0.02 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.04 0.02 0.02 0.02 0.03 0.01 0.02 0.02 0.02 0.04 0.01 0.02 Mg2+ 3.21 3.18 3.37 3.40 3.36 3.40 3.34 3.40 2.98 3.49 3.41 3.38 3.41 3.48 3.42 3.47 2.85 3.06 3.22 Ca2+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.03 0.05 0.02 Ba2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 Na+ 0.05 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.00 0.17 0.08 0.02 K+ 2.15 2.17 1.84 1.82 1.85 1.89 1.85 1.81 1.67 1.87 1.94 1.84 1.86 1.83 1.92 1.85 1.63 1.76 1.71 F 0.14 0.15 0.26 0.33 0.31 0.19 0.32 0.46 0.45 0.25 0.30 0.10 0.19 0.25 0.28 0.19 0.20 0.09 0.32 Cl 0.03 0.04 0.04 0.05 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.05 0.04 0.04 0.04 0.03 0.05 0.03 OH* 3.83 3.81 3.71 3.62 3.66 3.78 3.64 3.52 3.53 3.73 3.66 3.88 3.76 3.72 3.68 3.77 3.77 3.87 3.65 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 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 0.35 0.35 0.35 F-19 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para biotitas Tabla F.6: (continuación) PDT0802C BC % OXIDO 12341234 SiO2 39.91 36.85 36.50 46.84 37.08 36.20 36.75 36.19 TiO2 2.29 2.80 2.58 2.20 2.14 1.85 2.83 1.97 Al2O3 17.98 16.75 17.66 15.28 16.51 18.01 17.24 17.62 Cr2O3 0.00 0.10 0.02 0.07 0.00 0.00 0.08 0.00 FeO 11.86 13.38 12.80 11.41 14.69 14.25 13.75 13.96 MnO 0.22 0.19 0.15 0.27 0.07 0.15 0.06 0.16 MgO 13.50 14.75 14.38 12.82 13.70 13.66 13.25 13.97 CaO 0.07 0.09 0.00 0.17 0.00 0.00 0.03 0.12 BaO 0.11 0.09 0.16 0.04 0.03 0.00 0.07 0.14 Na2O 0.00 0.03 0.00 0.15 0.03 0.01 0.02 0.03 K2O 9.93 9.51 9.18 8.16 9.90 10.20 9.81 9.73 F 0.89 0.88 0.20 0.53 0.56 0.47 0.05 0.45 Cl 0.03 0.15 0.10 0.15 0.09 0.10 0.14 0.09 H2O* 3.71 3.56 3.87 4.03 3.68 3.73 3.92 3.73 SubTotal 100.50 99.12 97.60 102.12 98.48 98.62 97.98 98.17 O=F,Cl 0.38 0.40 0.11 0.26 0.26 0.22 0.05 0.21 TOTAL 100.11 98.72 97.49 101.87 98.22 98.40 97.93 97.96 Si4+ 5.79 5.51 5.49 6.50 5.60 5.46 5.54 5.47 Ti4+ 0.25 0.31 0.29 0.23 0.24 0.21 0.32 0.22 AlIV 2.21 2.49 2.51 1.50 2.40 2.54 2.46 2.53 AlVI 0.86 0.46 0.62 1.00 0.54 0.66 0.60 0.61 AlTOTAL 3.07 2.95 3.13 2.50 2.94 3.20 3.06 3.14 Cr3+ 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 Fe2+ 1.44 1.67 1.61 1.32 1.86 1.80 1.73 1.76 Mn2+ 0.03 0.02 0.02 0.03 0.01 0.02 0.01 0.02 Mg2+ 2.92 3.29 3.22 2.65 3.08 3.07 2.98 3.15 Ca2+ 0.01 0.01 0.00 0.03 0.00 0.00 0.01 0.02 Ba2+ 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Na+ 0.00 0.01 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.01 K+ 1.84 1.81 1.76 1.44 1.91 1.96 1.89 1.88 F 0.41 0.42 0.10 0.23 0.27 0.22 0.02 0.21 Cl 0.01 0.04 0.03 0.03 0.02 0.03 0.04 0.02 OH* 3.58 3.55 3.88 3.73 3.71 3.75 3.94 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 0.33 0.38 0.37 0.37 0.36 F-20 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 C2 C3 C1b % OXIDO 12345678456789123450102030405 SiO2 38.80 40.08 37.95 37.41 37.44 38.19 38.59 38.8738.2838.6739.6838.5538.0541.0037.8337.7838.01 38.28 38.34 37.66 38.7138.9837.2537.71 TiO2 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 Al2O3 17.68 16.83 15.88 17.53 17.01 18.61 17.53 18.3918.2118.5017.7718.2218.2316.4917.9118.1717.95 18.37 18.07 18.31 18.0517.1017.7818.20 Cr2O3 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 FeO 10.88 10.72 11.42 11.33 11.12 11.25 11.12 11.5311.0811.4211.0810.4010.4510.5011.6511.4011.54 12.04 11.14 11.56 10.6111.0211.2111.05 MnO 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 MgO 15.27 15.99 14.44 15.06 14.71 14.87 14.98 14.9314.6915.1415.6114.6814.6514.2515.2414.6115.14 14.93 14.99 14.93 14.5615.2314.9315.10 CaO 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 BaO 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 Na2O 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 K2O 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 F 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 Cl 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 H2O* 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 99.4797.4999.4199.1797.9996.7897.4698.5097.4398.22 99.36 97.90 98.27 97.4398.4996.4297.85 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 99.3497.3399.2199.0197.5896.6897.2298.3697.1298.12 99.02 97.83 98.05 97.1598.1296.3797.71 Si4+ 5.74 5.85 5.80 5.61 5.71 5.61 5.72 5.67 5.69 5.64 5.78 5.71 5.67 6.04 5.59 5.64 5.62 5.62 5.68 5.58 5.75 5.75 5.61 5.59 Ti4+ 0.13 0.13 0.20 0.18 0.12 0.17 0.17 0.16 0.13 0.19 0.12 0.16 0.20 0.16 0.19 0.15 0.18 0.16 0.15 0.20 0.11 0.19 0.14 0.19 AlIV 2.26 2.15 2.20 2.39 2.29 2.39 2.28 2.33 2.31 2.36 2.22 2.29 2.33 1.96 2.41 2.36 2.38 2.38 2.32 2.42 2.25 2.25 2.39 2.41 AlVI 0.82 0.75 0.66 0.71 0.77 0.84 0.79 0.83 0.87 0.81 0.83 0.89 0.87 0.90 0.71 0.84 0.75 0.80 0.83 0.78 0.91 0.73 0.77 0.78 AlTOTAL 3.08 2.90 2.86 3.10 3.06 3.23 3.06 3.16 3.19 3.18 3.05 3.18 3.20 2.86 3.12 3.20 3.13 3.18 3.15 3.20 3.16 2.98 3.16 3.18 Cr3+ 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.02 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 Fe2+ 1.35 1.31 1.46 1.42 1.42 1.38 1.38 1.41 1.38 1.39 1.35 1.29 1.30 1.29 1.44 1.42 1.43 1.48 1.38 1.43 1.32 1.36 1.41 1.37 Mn2+ 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.02 0.01 0.01 0.02 0.00 0.01 0.03 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 Mg2+ 3.37 3.48 3.29 3.37 3.34 3.26 3.31 3.25 3.25 3.29 3.39 3.24 3.25 3.13 3.36 3.25 3.34 3.27 3.31 3.30 3.22 3.35 3.35 3.34 Ca2+ 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.02 0.01 0.03 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 0.02 0.01 Na+ 0.00 0.02 0.04 0.01 0.00 0.05 0.00 0.03 0.05 0.01 0.00 0.06 0.01 0.02 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.03 0.06 0.03 0.05 0.02 K+ 1.78 1.70 1.79 1.89 1.86 1.77 1.80 1.79 1.76 1.75 1.76 1.77 1.73 1.68 1.79 1.78 1.81 1.78 1.83 1.78 1.79 1.76 1.79 1.82 Ba2+ 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 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 F 0.34 0.22 0.22 0.37 0.14 0.25 0.28 0.14 0.16 0.21 0.16 0.44 0.10 0.26 0.14 0.33 0.10 0.37 0.06 0.22 0.29 0.39 0.04 0.14 Cl 0.01 0.02 0.02 0.00 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.03 0.02 0.01 0.01 OH* 3.65 3.76 3.76 3.63 3.85 3.72 3.71 3.85 3.83 3.79 3.82 3.55 3.89 3.73 3.84 3.66 3.89 3.63 3.92 3.75 3.68 3.59 3.95 3.85 TOTAL 19.48 19.42 19.48 19.60 19.57 19.51 19.48 19.5019.4919.4619.4519.4519.4019.2219.5519.5019.53 19.53 19.51 19.53 19.4819.4719.5819.54 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 ETR0902B 1A CABC %OXIDO 00 01 1 2 3 4 5 1 2 3 1 2 3 1 2 3 4 1 2 3 4 SiO2 35.81 38.31 38.22 39.32 38.30 38.99 39.53 39.38 38.21 40.37 38.8736.9239.70 37.90 38.36 39.54 37.57 39.3737.6939.1539.03 TiO2 1.14 1.36 1.20 1.52 1.37 1.82 1.80 1.69 0.98 1.49 1.34 1.48 1.36 1.18 0.67 1.53 1.33 1.40 1.04 1.70 1.32 Al2O3 14.88 14.85 17.32 15.70 17.99 15.98 15.44 16.19 17.26 15.47 17.0816.5116.07 17.29 16.72 16.27 17.25 17.6616.3216.2317.20 Cr2O3 0.04 0.10 0.04 0.00 0.00 0.09 0.05 0.00 0.02 0.00 0.08 0.10 0.00 0.00 0.11 0.01 0.06 0.06 0.05 0.14 0.05 FeO 10.35 12.22 11.88 12.24 12.07 12.27 12.37 12.21 12.79 12.53 13.9813.9613.10 14.41 13.92 14.75 14.31 13.1714.1313.8714.11 MnO 0.02 0.08 0.09 0.05 0.16 0.18 0.23 0.17 0.15 0.21 0.06 0.10 0.20 0.12 0.20 0.17 0.25 0.05 0.16 0.11 0.27 MgO 13.71 14.87 14.24 15.65 14.67 15.02 15.52 15.30 15.37 15.31 13.7314.0214.57 13.96 14.82 14.63 13.85 12.6515.0214.7813.80 CaO 0.09 0.17 0.47 0.04 0.04 0.00 0.09 0.01 0.01 0.01 0.00 0.03 0.06 0.08 0.07 0.04 0.00 0.12 0.06 0.00 0.02 BaO 0.00 0.00 0.02 0.11 0.00 0.03 0.11 0.04 0.00 0.05 0.16 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 Na2O 0.10 0.09 0.26 0.00 0.00 0.00 0.13 0.06 0.14 0.00 0.03 0.06 0.06 0.02 0.07 0.01 0.02 0.00 0.02 0.11 0.02 K2O 8.30 9.22 8.93 9.32 9.93 9.37 8.68 9.32 9.43 8.92 9.65 9.53 9.41 9.48 8.87 8.97 9.43 9.26 7.78 9.18 9.24 F 0.39 0.32 0.43 0.59 0.41 0.00 0.27 0.43 0.40 0.23 0.13 0.25 0.41 0.00 0.09 0.31 0.47 0.16 0.00 0.00 0.54 Cl 0.08 0.07 0.08 0.07 0.03 0.04 0.03 0.04 0.02 0.04 0.04 0.04 0.05 0.06 0.07 0.05 0.04 0.08 0.03 0.10 0.08 H2O* 3.46 3.75 3.77 3.75 3.86 4.02 3.91 3.85 3.85 3.96 3.97 3.80 3.85 4.00 3.95 3.93 3.76 3.94 3.95 4.05 3.79 SubTotal 88.37 95.41 96.95 98.34 98.84 97.82 98.17 98.70 98.61 98.59 99.1196.7998.88 98.50 97.93 100.22 98.33 97.9496.2599.4799.45 O=F,Cl 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 0.05 0.14 0.21 0.09 0.01 0.02 0.24 TOTAL 88.19 95.26 96.75 98.08 98.67 97.81 98.05 98.51 98.43 98.49 99.0596.6898.70 98.49 97.88 100.08 98.12 97.8596.2499.4599.21 Si4+ 5.87 5.87 5.74 5.83 5.66 5.80 5.85 5.81 5.67 5.94 5.76 5.63 5.87 5.66 5.74 5.79 5.64 5.85 5.71 5.76 5.76 Ti4+ 0.14 0.16 0.14 0.17 0.15 0.20 0.20 0.19 0.11 0.16 0.15 0.17 0.15 0.13 0.08 0.17 0.15 0.16 0.12 0.19 0.15 AlIV 2.13 2.13 2.26 2.17 2.34 2.20 2.15 2.19 2.33 2.06 2.24 2.37 2.13 2.34 2.26 2.21 2.36 2.15 2.29 2.24 2.24 AlVI 0.74 0.55 0.80 0.58 0.79 0.60 0.55 0.62 0.69 0.62 0.74 0.60 0.67 0.71 0.68 0.60 0.69 0.94 0.62 0.58 0.75 AlTOTAL 2.87 2.68 3.06 2.74 3.13 2.80 2.69 2.81 3.02 2.68 2.98 2.97 2.80 3.04 2.95 2.81 3.05 3.09 2.91 2.82 2.99 Cr3+ 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 Fe2+ 1.42 1.57 1.49 1.52 1.49 1.53 1.53 1.51 1.59 1.54 1.73 1.78 1.62 1.80 1.74 1.81 1.80 1.64 1.79 1.71 1.74 Mn2+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.02 0.02 0.03 0.01 0.01 0.03 0.02 0.03 0.02 0.03 0.01 0.02 0.01 0.03 Mg2+ 3.35 3.40 3.19 3.46 3.23 3.33 3.42 3.36 3.40 3.36 3.03 3.19 3.21 3.11 3.30 3.19 3.10 2.80 3.39 3.24 3.04 Ca2+ 0.02 0.03 0.08 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 Na+ 0.03 0.03 0.07 0.00 0.00 0.00 0.04 0.02 0.04 0.00 0.01 0.02 0.02 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.03 0.01 K+ 1.73 1.80 1.71 1.76 1.87 1.78 1.64 1.75 1.78 1.67 1.82 1.85 1.77 1.81 1.69 1.68 1.81 1.75 1.50 1.72 1.74 Ba2+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 F 0.20 0.15 0.20 0.28 0.19 0.00 0.13 0.20 0.19 0.11 0.06 0.12 0.19 0.00 0.04 0.14 0.22 0.07 0.00 0.00 0.25 Cl 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.03 0.02 OH* 3.78 3.83 3.77 3.71 3.80 3.99 3.86 3.79 3.81 3.88 3.93 3.87 3.80 3.98 3.94 3.84 3.77 3.90 3.99 3.97 3.73 TOTAL 19.44 19.54 19.49 19.51 19.56 19.48 19.44 19.48 19.62 19.39 19.5119.6419.48 19.59 19.56 19.48 19.59 19.3219.4719.5119.47 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 0.36 0.37 0.37 0.35 0.34 0.36 F-22 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 ETE2602 C6 C4 C3 04 05a 2 1 3 %OXIDO 10 11 12 1 2 3 4 5 4 4b 5 6 00 01 02 01 00 01 00 01 00 01 02 03 SiO2 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 40.19 40.33 41.91 40.33 39.78 39.31 38.21 39.18 TiO2 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 1.23 1.65 1.57 1.73 2.02 1.54 1.59 1.66 Al2O3 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 17.52 15.28 14.62 15.52 15.16 15.96 16.35 15.46 Cr2O3 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 0.00 0.02 0.02 0.00 0.05 0.03 0.09 0.16 FeO 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 10.37 10.44 10.72 10.81 11.16 10.78 11.07 10.74 MnO 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 0.05 0.11 0.03 0.15 0.17 0.16 0.08 0.17 MgO 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 19.08 17.16 17.46 17.63 17.21 17.00 16.82 16.66 CaO 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 0.21 0.08 0.02 0.07 0.02 0.00 0.10 0.17 BaO 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 0.00 0.00 0.02 0.02 0.16 0.00 0.00 0.04 Na2O 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 0.00 0.00 0.00 0.02 0.17 0.04 0.04 0.03 K2O 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 7.22 9.11 9.20 9.29 8.71 9.40 9.30 8.84 F 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 0.32 0.00 0.23 0.30 0.43 0.18 0.43 0.59 Cl 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 0.07 0.03 0.07 0.04 0.12 0.05 0.08 0.09 H2O* 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 4.06 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+ 5.67 5.54 5.49 5.30 5.54 5.62 5.51 5.50 5.49 5.49 5.74 5.66 5.99 5.87 5.90 5.73 5.70 5.90 6.03 5.83 5.82 5.78 5.67 5.82 Ti4+ 0.29 0.26 0.21 0.22 0.24 0.23 0.27 0.30 0.26 0.26 0.27 0.26 0.17 0.17 0.14 0.13 0.13 0.18 0.17 0.19 0.22 0.17 0.18 0.18 AlIV 2.33 2.46 2.51 2.70 2.46 2.38 2.49 2.50 2.51 2.51 2.26 2.34 2.01 2.13 2.10 2.27 2.30 2.10 1.97 2.17 2.18 2.22 2.33 2.18 AlVI 0.53 0.71 0.85 0.73 0.74 0.72 0.64 0.63 0.65 0.65 0.58 0.59 0.43 0.46 0.50 0.63 0.62 0.53 0.51 0.48 0.43 0.54 0.53 0.52 AlTOTAL 2.85 3.17 3.36 3.43 3.20 3.11 3.13 3.13 3.16 3.16 2.84 2.93 2.45 2.59 2.60 2.90 2.93 2.63 2.48 2.65 2.61 2.76 2.86 2.70 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.01 0.00 0.01 0.02 Fe2+ 1.82 1.80 1.72 2.14 1.99 1.66 1.79 1.68 1.80 1.80 1.80 1.83 1.25 1.39 1.44 1.42 1.23 1.28 1.29 1.31 1.37 1.32 1.37 1.33 Mn2+ 0.02 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.01 0.02 0.03 0.01 0.01 0.00 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 Mg2+ 3.05 2.88 2.91 2.85 2.71 3.04 3.05 3.13 3.07 3.07 2.99 3.02 3.91 3.82 3.60 3.58 4.03 3.74 3.74 3.80 3.75 3.72 3.72 3.69 Ca2+ 0.00 0.03 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.03 0.01 0.00 0.00 0.03 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.03 Na+ 0.05 0.04 0.04 0.06 0.00 0.05 0.11 0.03 0.05 0.05 0.04 0.02 0.01 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.05 0.01 0.01 0.01 K+ 1.77 1.79 1.75 1.55 1.84 1.85 1.64 1.73 1.71 1.71 1.81 1.76 1.58 1.58 1.89 1.80 1.30 1.70 1.69 1.71 1.62 1.76 1.76 1.67 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 F 0.08 0.14 0.13 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.05 0.15 0.14 0.16 0.22 0.19 0.43 0.14 0.00 0.10 0.14 0.20 0.09 0.20 0.28 Cl 0.02 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.02 0.04 0.01 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.03 0.01 0.02 0.02 OH* 3.91 3.84 3.85 4.00 4.00 4.00 4.00 4.00 3.92 3.92 3.81 3.85 3.83 3.77 3.79 3.56 3.84 3.99 3.88 3.85 3.77 3.90 3.78 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 ETE1401A 00 A B A B C %OXIDO 00 01 1 2 3 4 5 1 2 3 5 6 1 2 3 1 2 3 4 1 2 3 SiO2 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 38.96 37.13 37.95 38.16 37.53 37.96 36.93 TiO2 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 2.37 1.95 1.80 2.13 2.45 1.83 2.20 Al2O3 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 17.35 16.80 16.41 16.09 16.91 17.27 15.91 Cr2O3 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 0.00 0.03 0.11 0.00 0.04 0.02 0.01 FeO 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 14.18 14.91 15.28 14.56 14.84 13.92 14.03 MnO 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 0.13 0.10 0.08 0.16 0.06 0.12 0.04 MgO 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 13.02 13.01 13.35 14.04 13.82 13.74 13.02 CaO 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 0.28 0.04 0.07 0.09 0.09 0.04 0.05 BaO 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 0.04 0.00 0.14 0.17 0.00 0.13 0.00 Na2O 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 0.43 0.10 0.21 0.25 0.13 0.10 0.13 K2O 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 9.25 9.31 9.19 9.11 9.28 9.43 9.02 F 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.00 0.14 Cl 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 0.13 0.09 0.08 0.09 0.14 0.08 0.12 H2O* 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 4.06 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+ 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 AlIV 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 AlVI 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 2.48 2.68 3.08 3.13 3.18 3.20 3.05 3.09 3.16 3.01 3.24 3.09 3.04 2.97 2.91 3.00 3.00 2.90 2.83 2.97 3.03 2.90 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 1.22 1.28 1.33 1.25 1.42 1.36 1.49 1.41 1.33 1.44 1.05 1.20 1.80 1.83 1.86 1.74 1.89 1.92 1.82 1.85 1.73 1.81 Mn2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 Mg2+ 3.88 3.69 3.54 3.45 3.39 3.35 3.43 3.23 3.22 3.37 3.00 3.55 3.16 3.13 3.00 2.84 2.94 2.98 3.12 3.06 3.05 3.00 Ca2+ 0.05 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.01 0.01 0.05 0.01 0.18 0.00 0.05 0.04 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Ba2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 Na+ 0.02 0.02 0.08 0.01 0.04 0.06 0.05 0.02 0.05 0.02 0.04 0.02 0.02 0.00 0.12 0.12 0.03 0.06 0.07 0.04 0.03 0.04 K+ 1.42 1.63 1.73 1.80 1.78 1.80 1.76 1.86 1.78 1.78 1.75 1.83 1.50 1.81 1.64 1.73 1.80 1.76 1.73 1.76 1.79 1.78 F 0.18 0.05 0.40 0.25 0.18 0.27 0.22 0.17 0.18 0.31 0.28 0.19 0.19 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.07 Cl 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.03 0.01 0.03 0.03 0.02 0.03 0.02 0.02 0.02 0.03 0.02 0.03 OH* 3.81 3.93 3.59 3.73 3.80 3.72 3.76 3.81 3.81 3.67 3.69 3.80 3.78 3.94 3.98 3.97 3.98 3.98 3.98 3.91 3.98 3.90 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 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 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a la roca huésped de la mineralización. ETM1601A % OXIDO 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 SiO2 45.04 51.44 46.37 51.68 50.23 53.25 54.26 53.54 46.98 55.06 55.21 54.13 50.65 55.36 49.64 47.11 54.12 51.71 46.49 54.73 52.43 54.39 54.12 50.94 TiO2 0.00 0.00 0.14 0.05 0.02 0.09 0.14 0.12 0.00 0.09 0.32 0.14 0.00 0.09 0.05 0.00 0.02 0.00 0.05 0.00 0.02 0.00 0.14 0.00 Al2O3 33.41 30.29 33.26 29.04 30.05 27.71 27.38 27.64 32.07 27.03 26.64 27.07 29.87 27.59 31.76 32.79 28.39 29.94 33.29 28.18 30.04 28.31 28.01 30.31 FeO 0.14 0.21 0.87 0.24 0.13 0.26 0.20 0.45 0.42 0.12 1.77 0.09 0.23 0.00 0.13 0.54 0.30 0.00 0.51 0.20 0.09 0.10 0.19 0.20 MnO 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.08 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.06 0.00 0.08 0.00 0.02 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.01 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.12 0.00 0.03 0.12 0.01 0.05 0.07 0.00 0.04 0.15 0.00 0.15 0.03 0.02 0.00 0.05 0.05 CaO 17.58 13.13 17.00 9.08 13.20 11.15 10.03 10.42 15.72 9.82 6.36 9.96 13.43 10.01 14.81 15.98 10.66 12.96 17.23 10.52 12.56 10.89 10.87 13.68 Na2O 1.88 4.64 2.26 5.12 4.50 5.70 6.29 6.06 2.76 6.13 6.58 6.35 4.22 5.97 3.26 2.38 5.81 4.81 1.99 5.64 4.86 5.85 5.58 4.21 K2O 0.05 0.07 0.03 0.07 0.09 0.07 0.11 0.17 0.06 0.12 0.17 0.10 0.08 0.13 0.12 0.07 0.17 0.06 0.09 0.10 0.02 0.10 0.14 0.04 TOTAL 98.10 99.79 99.92 95.29 98.26 98.23 98.49 98.51 98.04 98.40 97.17 97.84 98.57 99.23 99.82 98.91 99.69 99.49 99.84 99.48 100.04 99.65 99.10 99.43 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.12 2.34 2.14 2.44 2.30 2.45 2.48 2.44 2.20 2.52 2.55 2.48 2.33 2.51 2.27 2.18 2.45 2.35 2.14 2.48 2.36 2.45 2.46 2.32 Ti4+ 1.83 1.61 1.80 1.61 1.64 1.50 1.46 1.48 1.75 1.44 1.45 1.46 1.62 1.47 1.71 1.79 1.50 1.61 1.81 1.50 1.60 1.51 1.50 1.63 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.07 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 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 0.00 0.00 Ca2+ 0.88 0.64 0.83 0.46 0.65 0.53 0.49 0.51 0.78 0.48 0.32 0.49 0.66 0.48 0.72 0.79 0.51 0.62 0.85 0.51 0.61 0.52 0.53 0.67 Na+ 0.16 0.40 0.19 0.47 0.40 0.50 0.54 0.53 0.25 0.54 0.59 0.56 0.37 0.53 0.28 0.21 0.51 0.42 0.17 0.50 0.42 0.51 0.49 0.37 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 NºCationes 5.00 5.00 5.00 4.99 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 Anortita 83.59 60.73 80.53 49.28 61.55 51.72 46.55 48.29 75.66 46.65 34.44 46.20 63.47 47.74 71.04 78.49 49.89 59.62 82.28 50.50 58.74 50.43 51.45 64.11 Albita 16.15 38.88 19.33 50.24 37.94 47.88 52.87 50.78 24.00 52.67 64.49 53.25 36.08 51.54 28.27 21.12 49.19 40.04 17.19 48.94 41.16 49.00 47.77 35.66 Ortoclasa 0.26 0.39 0.14 0.48 0.51 0.39 0.58 0.93 0.35 0.68 1.08 0.55 0.44 0.72 0.69 0.40 0.92 0.35 0.53 0.57 0.10 0.57 0.78 0.23 F-25 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) ETM1501A ETM1101B % OXIDO 24 25 26 27 29 30 31 32 33 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 SiO2 52.89 52.72 49.74 50.91 49.83 45.24 54.35 53.52 53.12 57.75 57.04 56.22 54.13 50.72 55.74 55.25 54.28 55.70 55.60 54.90 53.62 56.88 56.53 TiO2 0.00 0.00 0.09 0.00 0.09 0.14 0.12 0.12 0.05 0.12 0.00 0.03 0.04 0.00 0.08 0.03 0.00 0.03 0.13 0.00 0.00 0.05 0.06 Al2O3 28.41 27.57 30.36 30.09 30.97 33.61 26.45 27.16 27.32 26.61 26.76 27.93 27.82 29.34 27.77 28.09 28.62 27.41 28.29 28.51 29.27 26.33 25.89 FeO 0.14 0.54 0.40 0.37 0.43 0.29 0.00 0.00 0.00 0.41 0.18 0.26 0.59 3.43 0.42 0.24 0.44 0.24 0.29 0.41 0.57 1.69 1.78 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.00 0.14 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.21 0.29 0.30 0.00 0.00 0.00 0.13 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.15 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 11.65 10.02 13.53 13.55 13.66 17.68 8.89 10.23 10.19 8.62 9.40 9.92 10.53 12.55 10.20 10.62 11.33 10.11 11.06 10.55 11.93 9.25 8.23 Na2O 5.63 5.42 4.13 4.40 4.36 1.81 5.80 5.72 5.84 6.75 6.60 5.88 4.68 4.01 5.88 5.45 5.34 5.84 5.29 5.92 4.83 5.99 6.90 K2O 0.09 0.10 0.06 0.08 0.11 0.04 1.20 0.27 0.33 0.11 0.08 0.11 0.99 0.13 0.12 0.10 0.04 0.11 0.06 0.09 0.05 0.19 0.16 TOTAL 98.82 96.40 98.32 99.40 99.46 98.91 97.01 97.45 97.14 100.40 100.06 100.36 98.88 100.17 100.21 99.78 100.05 99.44 100.87 100.38 100.27 100.39 99.56 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.41 2.46 2.31 2.32 2.28 2.11 2.52 2.47 2.47 2.58 2.56 2.52 2.48 2.32 2.50 2.50 2.45 2.52 2.49 2.46 2.42 2.56 2.56 Ti4+ 1.52 1.52 1.65 1.62 1.66 1.84 1.44 1.48 1.49 1.40 1.41 1.48 1.50 1.58 1.47 1.50 1.52 1.46 1.49 1.51 1.55 1.40 1.38 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.13 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.06 0.06 Mn2+ 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.02 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 0.00 Ca2+ 0.56 0.50 0.66 0.66 0.66 0.87 0.43 0.50 0.50 0.41 0.45 0.48 0.52 0.61 0.49 0.51 0.55 0.49 0.53 0.50 0.58 0.45 0.40 Na+ 0.50 0.49 0.36 0.39 0.38 0.16 0.52 0.51 0.52 0.58 0.57 0.51 0.42 0.35 0.51 0.48 0.47 0.51 0.46 0.51 0.42 0.52 0.60 K+ 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.07 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.06 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.01 4.99 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 4.99 5.00 5.00 5.00 5.01 Anortita 53.09 50.23 64.19 62.74 63.02 84.17 42.71 48.95 48.19 41.11 43.84 47.95 52.20 62.90 48.60 51.55 53.85 48.60 53.43 49.38 57.55 45.50 39.35 Albita 46.39 49.16 35.45 36.84 36.36 15.63 50.41 49.49 49.96 58.25 55.72 51.41 41.95 36.35 50.70 47.85 45.90 50.76 46.24 50.10 42.18 53.37 59.74 Ortoclasa 0.51 0.61 0.36 0.42 0.62 0.20 6.88 1.56 1.85 0.65 0.44 0.64 5.85 0.75 0.70 0.60 0.24 0.64 0.33 0.51 0.27 1.13 0.91 F-26 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) ETM1101B ETM1301C % OXIDO 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 73 74 75 76 77 78 79 80 SiO2 54.28 55.70 55.60 54.90 53.62 56.88 56.53 53.98 57.25 59.83 55.68 57.24 55.70 58.15 57.86 57.94 56.00 57.44 55.59 56.22 53.11 54.96 55.83 TiO2 0.00 0.03 0.13 0.00 0.00 0.05 0.06 0.04 0.15 0.14 0.08 0.00 0.08 0.12 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.04 0.13 0.19 0.14 Al2O3 28.62 27.41 28.29 28.51 29.27 26.33 25.89 27.77 27.23 25.32 26.92 27.34 27.85 26.37 26.55 26.63 28.24 26.92 27.16 27.66 28.88 28.03 27.53 FeO 0.44 0.24 0.29 0.41 0.57 1.69 1.78 0.79 0.14 0.11 0.25 0.15 0.10 0.15 0.17 0.24 0.13 0.21 0.13 0.29 0.39 0.49 0.18 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.15 0.00 0.00 0.00 0.00 0.33 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 11.33 10.11 11.06 10.55 11.93 9.25 8.23 10.67 9.05 7.42 10.00 9.10 10.35 8.58 9.37 8.83 10.22 9.11 10.15 9.70 11.98 10.29 10.33 Na2O 5.34 5.84 5.29 5.92 4.83 5.99 6.90 5.45 6.77 7.72 6.11 6.63 5.79 7.06 6.31 6.86 5.78 6.54 5.97 5.91 4.62 5.82 5.84 K2O 0.04 0.11 0.06 0.09 0.05 0.19 0.16 0.53 0.11 0.16 0.14 0.09 0.11 0.15 0.12 0.12 0.06 0.11 0.20 0.11 0.22 0.16 0.19 TOTAL 100.05 99.44 100.87 100.38 100.27 100.39 99.56 99.58 100.71 100.70 99.17 100.55 99.97 100.58 100.37 100.62 100.42 100.33 99.23 99.93 99.34 99.93 100.03 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.45 2.52 2.49 2.46 2.42 2.56 2.56 2.45 2.55 2.65 2.53 2.55 2.50 2.59 2.59 2.57 2.51 2.57 2.52 2.53 2.42 2.48 2.51 Ti4+ 1.52 1.46 1.49 1.51 1.55 1.40 1.37 1.48 1.43 1.32 1.44 1.43 1.48 1.38 1.40 1.40 1.49 1.42 1.45 1.47 1.55 1.49 1.46 Al3+ 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Fe2+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.06 0.06 0.03 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.55 0.49 0.53 0.50 0.58 0.45 0.40 0.51 0.43 0.35 0.48 0.44 0.50 0.41 0.45 0.42 0.49 0.44 0.49 0.47 0.59 0.50 0.50 Na+ 0.47 0.51 0.46 0.51 0.42 0.52 0.60 0.48 0.58 0.66 0.53 0.57 0.51 0.61 0.55 0.59 0.50 0.57 0.53 0.52 0.41 0.51 0.51 K+ 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 NºCationes 5.00 5.00 4.99 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.01 5.00 5.00 5.00 5.00 5.01 4.99 5.00 5.00 5.01 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 Anortita 53.85 48.60 53.43 49.38 57.55 45.50 39.35 50.38 42.23 34.39 47.13 42.90 49.38 39.86 44.78 41.26 49.24 43.24 47.89 47.25 58.16 48.99 48.91 Albita 45.90 50.76 46.24 50.10 42.18 53.37 59.74 46.61 57.16 64.75 52.10 56.62 49.97 59.32 54.56 58.07 50.43 56.17 50.97 52.14 40.55 50.13 50.04 Ortoclasa 0.24 0.64 0.33 0.51 0.27 1.13 0.91 3.01 0.62 0.86 0.77 0.48 0.65 0.83 0.66 0.67 0.33 0.59 1.14 0.61 1.29 0.89 1.04 F-27 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) ETM1301C ETM1201C % OXIDO 81 82 83 84 85 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 SiO2 59.27 52.32 52.00 51.70 51.95 53.57 51.34 51.84 52.99 51.24 51.11 52.51 51.27 50.45 56.86 56.97 54.85 56.80 56.81 TiO2 0.00 0.07 0.04 0.06 0.00 0.13 0.00 0.01 0.13 0.08 0.13 0.00 0.08 0.20 0.23 0.00 0.24 0.18 0.11 Al2O3 24.73 29.73 29.43 29.77 28.90 28.78 30.11 29.49 28.81 29.97 29.23 28.81 29.68 29.64 27.30 26.91 27.81 25.84 26.15 FeO 0.75 0.67 0.30 0.82 0.50 0.60 0.53 0.64 0.35 0.68 0.79 0.43 0.42 0.63 0.72 0.42 0.76 0.79 0.43 MnO 0.14 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.10 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.46 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 6.35 12.80 12.68 12.82 12.56 11.18 13.49 12.93 12.12 13.64 12.78 12.08 13.21 13.28 9.56 9.32 10.15 8.35 9.15 Na2O 7.55 4.15 4.22 4.31 4.35 5.14 3.97 4.27 4.86 3.79 3.83 4.54 4.24 3.92 6.39 6.28 5.67 6.88 6.83 K2O 0.75 0.06 0.20 0.18 0.14 0.11 0.11 0.10 0.13 0.15 0.28 0.15 0.10 0.33 0.16 0.04 0.17 0.15 0.14 TOTAL 100.00 99.80 98.88 99.66 98.41 99.50 99.56 99.27 99.40 99.56 98.15 98.53 99.00 98.60 101.23 99.94 99.65 98.99 99.62 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.65 2.38 2.38 2.36 2.39 2.43 2.35 2.37 2.41 2.34 2.37 2.41 2.35 2.33 2.53 2.56 2.48 2.58 2.56 Ti4+ 1.30 1.60 1.59 1.60 1.57 1.54 1.61 1.59 1.55 1.62 1.60 1.56 1.61 1.62 1.43 1.43 1.48 1.38 1.39 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 Fe2+ 0.02 0.03 0.01 0.03 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.03 0.03 0.02 0.01 0.02 0.03 0.02 0.03 0.03 0.01 Mn2+ 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.30 0.62 0.62 0.62 0.62 0.55 0.66 0.64 0.59 0.67 0.64 0.60 0.65 0.65 0.45 0.45 0.49 0.40 0.44 Na+ 0.65 0.37 0.38 0.38 0.39 0.45 0.35 0.38 0.43 0.34 0.35 0.41 0.37 0.35 0.55 0.55 0.50 0.60 0.59 K+ 0.04 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.01 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 Anortita 30.36 62.78 61.68 61.54 60.99 54.25 64.81 62.24 57.52 65.96 63.74 59.01 62.89 63.92 44.85 44.96 49.21 39.81 42.22 Albita 65.39 36.85 37.16 37.46 38.19 45.14 34.55 37.19 41.73 33.18 34.61 40.09 36.54 34.18 54.24 54.81 49.80 59.32 57.00 Ortoclasa 4.26 0.37 1.16 1.00 0.82 0.61 0.64 0.57 0.76 0.86 1.65 0.90 0.57 1.91 0.91 0.23 1.00 0.86 0.77 F-28 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) PDT0601D PDT1403B % OXIDO 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 SiO2 56.18 53.38 53.64 54.37 54.73 52.95 52.78 50.24 50.97 53.90 55.70 TiO2 0.00 0.03 0.12 0.15 0.00 0.09 0.05 0.14 0.00 0.00 0.00 Al2O3 27.53 28.37 28.89 27.72 27.67 29.08 28.94 29.94 29.71 27.67 26.64 FeO 0.11 0.03 0.14 0.39 0.01 0.22 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.16 0.09 0.52 0.00 CaO 10.16 11.50 11.81 10.35 10.54 11.92 12.30 12.86 12.24 7.37 8.73 Na2O 6.13 4.99 5.11 5.62 5.60 4.93 4.82 4.23 4.27 5.27 6.95 K2O 0.13 0.18 0.12 0.23 0.32 0.10 0.10 0.20 0.32 2.33 0.23 TOTAL 100.25 98.47 99.84 98.83 98.87 99.29 99.07 97.76 97.60 97.05 98.25 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.52 2.45 2.43 2.48 2.49 2.41 2.41 2.32 2.36 2.50 2.50 Ti4+ 1.45 1.53 1.54 1.49 1.48 1.56 1.56 1.63 1.62 1.51 1.44 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.03 0.00 Ca2+ 0.49 0.57 0.57 0.50 0.52 0.58 0.60 0.64 0.61 0.36 0.43 Na+ 0.53 0.44 0.44 0.50 0.50 0.44 0.42 0.38 0.38 0.47 0.62 K+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.13 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 Anortita 47.46 55.44 55.72 49.79 50.06 56.87 58.19 61.99 60.16 37.43 40.44 Albita 51.83 43.52 43.58 48.87 48.11 42.54 41.25 36.89 37.94 48.46 58.28 Ortoclasa 0.71 1.03 0.69 1.34 1.82 0.59 0.56 1.12 1.90 14.11 1.29 F-29 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) ETE2301B % OXIDO 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126 127 128 129 130 131 132 133 SiO2 53.19 52.38 52.11 53.52 48.50 51.89 55.08 56.39 55.24 51.94 52.01 55.99 56.95 53.38 50.30 54.91 55.66 55.90 52.50 56.67 53.46 52.24 52.38 TiO2 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.10 0.15 0.11 0.00 0.13 0.04 0.02 0.00 0.11 0.19 0.00 0.00 0.19 0.11 0.10 0.00 0.00 Al2O3 29.10 29.36 29.55 29.54 34.39 29.62 27.73 27.05 28.00 29.89 30.22 27.74 26.82 29.43 28.90 28.28 26.98 26.74 29.24 26.84 28.77 28.12 29.16 FeO 0.09 0.87 0.59 0.15 0.72 0.48 0.71 0.41 0.55 0.07 0.20 0.25 0.20 0.40 1.82 0.18 0.72 0.50 0.54 0.57 0.93 0.93 0.32 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.18 1.06 0.00 0.00 0.00 0.14 0.00 0.03 0.25 0.10 CaO 11.68 11.97 11.73 11.91 11.42 12.22 9.37 9.11 8.64 12.86 12.57 9.12 8.50 8.42 10.70 10.54 9.60 9.14 11.17 9.34 10.97 11.52 12.04 Na2O 5.01 4.87 4.66 4.98 4.32 4.65 6.56 6.43 6.37 4.43 4.30 6.17 6.62 6.07 4.23 5.54 6.26 6.30 5.07 6.64 5.11 4.74 4.75 K2O 0.08 0.21 0.22 0.15 0.13 0.19 0.27 0.29 0.37 0.09 0.14 0.22 0.18 0.66 1.13 0.17 0.16 0.21 0.40 0.25 0.38 0.44 0.24 TOTAL 99.17 99.66 98.85 100.26 99.47 99.09 99.82 99.86 99.29 99.29 99.58 99.54 99.30 98.53 98.25 99.82 99.37 98.79 99.25 100.43 99.74 98.24 98.99 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.42 2.37 2.38 2.42 2.20 2.36 2.46 2.53 2.50 2.37 2.36 2.53 2.57 2.42 2.33 2.47 2.52 2.53 2.40 2.54 2.42 2.41 2.40 Ti4+ 1.57 1.57 1.60 1.55 1.83 1.60 1.47 1.44 1.50 1.61 1.62 1.47 1.42 1.59 1.57 1.51 1.44 1.44 1.57 1.41 1.51 1.53 1.56 Al3+ 0.00 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 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 0.00 0.03 0.02 0.01 0.03 0.02 0.03 0.02 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.07 0.01 0.03 0.02 0.02 0.02 0.04 0.04 0.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.07 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 Ca2+ 0.57 0.59 0.57 0.58 0.56 0.60 0.45 0.43 0.40 0.63 0.61 0.44 0.41 0.41 0.54 0.51 0.46 0.45 0.51 0.44 0.54 0.56 0.58 Na+ 0.44 0.43 0.41 0.44 0.38 0.40 0.58 0.56 0.56 0.39 0.38 0.54 0.58 0.54 0.38 0.49 0.55 0.56 0.41 0.58 0.45 0.43 0.42 K+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.04 0.07 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.03 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.03 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.03 5.04 5.00 5.00 5.00 5.01 5.01 5.00 5.00 5.00 Anortita 56.04 56.91 57.46 56.43 58.87 58.55 43.45 43.20 41.93 61.26 61.28 44.38 41.06 41.72 54.31 50.74 45.46 43.99 53.66 43.13 53.07 55.86 57.55 Albita 43.50 41.90 41.28 42.71 40.35 40.35 55.03 55.15 55.94 38.22 37.93 54.34 57.90 54.42 38.89 48.28 53.65 54.83 44.03 55.49 44.73 41.57 41.09 Ortoclasa 0.46 1.19 1.26 0.87 0.79 1.10 1.51 1.65 2.12 0.52 0.79 1.29 1.04 3.86 6.80 0.98 0.89 1.18 2.31 1.38 2.21 2.56 1.36 F-30 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.9: (continuación) ETE2301B ETE2602A N-1527 % OXIDO 134 135 139 141 142 143 145 146 147 148 150 151 SiO2 53.43 53.13 46.48 52.12 53.84 56.69 55.71 49.95 47.71 48.08 49.85 48.36 TiO2 0.09 0.06 0.05 0.00 0.12 0.02 0.00 0.07 0.02 0.09 0.10 0.03 Al2O3 29.35 28.76 33.02 29.23 28.90 26.84 27.26 30.83 29.14 27.93 28.03 29.26 FeO 0.21 0.67 0.20 0.24 0.20 0.16 0.06 0.10 0.28 0.75 0.52 0.09 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.11 0.04 0.00 0.00 0.05 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 12.21 11.48 16.99 12.19 11.36 8.94 9.94 14.60 12.42 10.62 10.76 12.03 Na2O 4.71 4.86 2.34 5.01 5.54 7.00 6.55 3.94 4.71 5.48 5.41 4.94 K2O 0.06 0.44 0.06 0.12 0.07 0.17 0.08 0.09 0.13 0.08 0.12 0.08 TOTAL 100.06 99.52 99.17 98.91 100.07 99.88 99.62 99.61 94.41 93.03 94.78 94.79 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.42 2.42 2.16 2.38 2.42 2.53 2.51 2.28 2.30 2.33 2.37 2.30 Ti4+ 1.57 1.54 1.81 1.57 1.54 1.42 1.44 1.66 1.64 1.60 1.56 1.63 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Fe2+ 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.03 0.02 0.00 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.59 0.56 0.85 0.59 0.55 0.43 0.48 0.71 0.63 0.54 0.55 0.61 Na+ 0.41 0.43 0.21 0.44 0.47 0.60 0.56 0.35 0.44 0.52 0.50 0.46 K+ 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.04 5.00 5.00 5.00 5.00 5.01 5.03 5.03 5.01 5.01 Anortita 58.70 55.18 79.73 56.97 52.92 41.00 45.42 66.85 58.85 51.46 52.02 57.09 Albita 40.96 42.32 19.92 42.35 46.67 58.07 54.12 32.67 40.42 48.06 47.30 42.45 Ortoclasa 0.34 2.51 0.35 0.68 0.41 0.94 0.46 0.48 0.73 0.48 0.68 0.46 F-31 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.10: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Coya: Formación Farellones). CY0408 % OXIDO 152 153 156 157 158 160 161 162 164 165 166 167 169 170 172 SiO2 52.89 52.72 50.91 50.86 49.83 54.35 53.52 53.12 52.97 52.35 51.61 52.65 51.68 52.46 52.14 TiO2 0.00 0.11 0.16 0.03 0.00 0.12 0.06 0.13 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 0.25 Al2O3 28.10 28.62 28.97 29.12 28.34 28.85 28.56 28.60 28.69 30.01 28.27 28.96 28.12 28.60 29.03 FeO 0.55 0.45 0.52 0.54 0.51 0.42 0.56 0.55 0.36 0.52 0.38 0.43 0.48 0.67 0.42 MnO 0.10 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 11.11 11.75 11.84 12.46 11.52 12.39 12.00 11.78 12.04 13.44 11.39 12.14 11.30 11.75 12.16 Na2O 4.99 4.66 4.83 4.49 4.91 4.46 4.84 4.79 4.60 3.79 4.82 4.89 5.05 4.99 4.62 K2O 0.28 0.27 0.19 0.14 0.22 0.18 0.19 0.20 0.17 0.20 0.28 0.17 0.20 0.17 0.19 TOTAL 98.01 98.59 97.42 97.65 95.33 100.77 99.73 99.16 98.88 100.30 96.75 99.24 96.84 98.71 98.83 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.44 2.42 2.36 2.36 2.37 2.44 2.43 2.43 2.43 2.37 2.42 2.41 2.42 2.41 2.39 Ti4+ 1.53 1.55 1.58 1.60 1.59 1.53 1.53 1.54 1.55 1.60 1.56 1.55 1.55 1.55 1.57 Al3+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Fe2+ 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.55 0.58 0.59 0.61 0.58 0.60 0.58 0.57 0.59 0.65 0.57 0.59 0.56 0.57 0.60 Na+ 0.44 0.42 0.43 0.40 0.45 0.39 0.43 0.43 0.41 0.33 0.43 0.43 0.45 0.44 0.41 K+ 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 NºCationes 5.00 5.00 5.00 5.00 5.02 4.99 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 Anortita 54.28 57.33 56.90 60.04 55.72 59.93 57.15 56.93 58.52 65.43 55.73 57.27 54.65 55.98 58.58 Albita 44.08 41.11 42.00 39.14 43.02 39.06 41.74 41.92 40.47 33.41 42.66 41.78 44.21 43.05 40.31 Ortoclasa 1.63 1.56 1.10 0.82 1.26 1.01 1.10 1.16 1.01 1.16 1.61 0.95 1.13 0.96 1.11 F-32 ANEXO F: El Teniente. Resultados de Microsonda en Plagioclasas Tabla F.11: Resultados de microsonda para plagioclasas correspondientes a rocas del distrito (Muestreo Superficie: Formación Farellones). ETS0417 % OXIDO 174 176 177 178 179 180 181 183 184 SiO2 50.24 53.90 55.70 53.93 57.04 56.22 54.13 55.74 55.25 TiO2 0.00 0.12 0.09 0.02 0.00 0.15 0.36 0.00 0.08 Al2O3 26.79 26.28 25.94 26.27 26.77 27.01 27.09 27.12 24.88 FeO 0.47 0.58 0.51 0.30 0.60 0.43 0.40 0.38 0.54 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 CaO 8.77 9.02 8.76 9.16 9.53 9.88 9.73 9.78 7.65 Na2O 6.23 6.04 6.26 6.00 5.80 5.77 5.80 5.68 6.80 K2O 0.57 0.50 0.58 0.53 0.51 0.44 0.48 0.49 0.69 TOTAL 93.07 96.44 97.86 96.21 100.24 99.92 97.99 99.18 95.88 Fórmula estructural en base a 8 oxígenos Si4+ 2.44 2.52 2.56 2.51 2.56 2.54 2.49 2.53 2.58 Ti4+ 1.52 1.45 1.40 1.45 1.42 1.44 1.47 1.45 1.37 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 Fe2+ 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.45 0.45 0.43 0.46 0.46 0.48 0.48 0.48 0.38 Na+ 0.57 0.54 0.56 0.54 0.51 0.51 0.51 0.50 0.61 K+ 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.03 0.04 NºCationes 5.01 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.00 5.02 Anortita 42.32 43.90 42.15 44.39 46.20 47.39 46.79 47.37 36.83 Albita 54.39 53.21 54.51 52.57 50.88 50.12 50.44 49.82 59.22 Ortoclasa 3.29 2.89 3.34 3.04 2.93 2.49 2.76 2.81 3.96 F-33 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti asociados a muestras del yacimiento El Teniente. ETM1501A ETM0302A 05a 00a 04a 01a 3 2 1 3 %OXIDO 1 0 01234567 0 00110 1 234567 8 0123 SiO2 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 0.33 0.31 0.46 0.03 1.64 TiO2 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 0.00 0.07 0.00 0.04 Al2O3 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 0.28 0.28 0.41 0.11 1.44 Fe2O3 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 66.44 65.79 66.49 67.84 62.92 Cr2O3 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 0.02 0.13 0.22 0.04 0.32 V2O3 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 0.32 0.25 0.22 0.21 0.18 FeO 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 31.45 30.84 31.28 31.04 32.37 MnO 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 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 MgO 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 0.03 0.00 0.03 0.02 0.03 CaO 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 0.39 0.17 0.13 0.11 0.26 CuO 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 0.04 0.05 0.00 0.02 0.00 Na2O 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 0.01 0.00 0.03 0.02 K2O 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 0.02 0.13 0.22 0.04 0.32 TOTAL 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 Oxígeno 4 3.95 4 4 4 4 4 4 4 4 3.97 4 4 4 4 6 4 4 6 6 6 4 4 4 4 4 4 4 Catión 3 2 33333333 2 33334 3 344433 3 3333 Si4+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.05 0.01 0.18 0.00 0.00 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.06 Ti4+ 0.00 1.92 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.94 0.00 0.00 0.00 0.00 0.95 0.01 0.01 0.71 0.65 0.96 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.04 0.01 0.14 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.06 0.01 0.01 0.02 0.01 0.06 Fe3+ 2.00 0.02 1.91 1.89 1.95 1.93 1.92 1.95 1.93 1.94 0.03 1.91 1.84 1.93 1.52 2.02 1.94 1.91 2.53 2.60 2.05 1.98 1.76 1.93 1.94 1.92 1.97 1.80 Cr3+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 V3+ 0.00 0.01 0.04 0.04 0.02 0.03 0.03 0.02 0.02 0.03 0.02 0.04 0.02 0.02 0.03 0.04 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.00 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 Fe2+ 1.00 0.00 1.04 1.05 1.01 1.03 1.02 1.00 1.02 1.03 0.00 1.04 1.01 1.01 1.00 0.98 1.03 1.03 0.72 0.67 0.96 1.00 1.02 1.01 1.01 1.01 1.00 1.03 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.02 0.01 0.06 0.01 0.00 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.03 0.02 0.01 0.01 0.00 0.01 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.07 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.02 TOTAL 3.00 2.00 3.01 3.01 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.00 2.00 3.01 3.00 3.00 3.00 4.00 3.00 3.00 4.00 4.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 Estructura Mt Rt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Rt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Ilm Ilm Ilm Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt F-34 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: (continuación) ETM1601A 70 1 %OXIDO 2 3 1 2 3 4 5 6 7 8 9 111213141516171819211 2 3 4 5 6 7 8 9 1011 SiO2 1.40 0.38 0.41 0.07 0.16 0.11 0.06 2.78 0.29 0.02 0.03 0.11 0.11 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 TiO2 0.03 50.62 0.05 0.07 0.07 0.04 0.05 0.02 0.01 0.02 0.07 0.03 0.16 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 Al2O3 0.87 0.16 0.34 0.14 0.06 0.11 0.10 1.89 0.22 0.10 0.10 0.13 0.10 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 Fe2O3 64.92 0.42 66.21 66.45 67.46 67.25 67.31 61.33 66.27 67.69 66.86 66.99 67.60 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 Cr2O3 0.00 0.06 0.13 0.05 0.04 0.06 0.02 0.07 0.06 0.05 0.00 0.02 0.01 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 V2O3 0.06 0.23 0.27 0.31 0.23 0.23 0.25 0.30 0.27 0.22 0.32 0.22 0.32 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 FeO 31.19 40.33 31.02 31.09 31.08 31.12 31.30 32.55 31.18 31.26 31.54 31.16 32.04 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 MnO 0.06 4.61 0.11 0.09 0.05 0.02 0.08 0.00 0.11 0.00 0.00 0.08 0.08 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 MgO 0.08 0.02 0.10 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.05 0.04 0.00 0.00 0.04 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 CaO 0.57 0.40 0.07 0.07 0.13 0.07 0.09 0.45 0.08 0.02 0.03 0.05 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 CuO 0.06 0.00 0.00 0.00 0.05 0.00 0.01 0.03 0.00 0.03 0.02 0.00 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 Na2O 0.23 0.05 0.05 0.00 0.05 0.02 0.00 0.56 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 K2O 0.00 0.06 0.13 0.05 0.04 0.06 0.02 0.07 0.06 0.05 0.00 0.02 0.01 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 TOTAL 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 Oxígeno 4644444 4 4444 4 4444464444464444444 Catión 3433333 3 3333 3 3333343333343333333 Si4+ 0.05 0.02 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.10 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.03 0.00 0.01 0.03 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.00 Ti4+ 0.00 1.97 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.80 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Al3+ 0.04 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.08 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 Fe3+ 1.86 0.02 1.93 1.95 1.96 1.96 1.96 1.72 1.94 1.97 1.96 1.96 1.95 1.90 1.95 1.96 1.96 1.97 3.89 1.95 1.89 1.94 1.97 1.95 2.30 1.96 1.97 1.96 1.97 1.92 1.94 1.96 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.00 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Fe2+ 0.99 1.74 1.00 1.02 1.00 1.01 1.01 1.02 1.01 1.01 1.03 1.01 1.02 1.02 1.02 1.01 1.01 1.01 0.02 1.02 1.02 1.03 1.00 1.02 0.82 1.01 1.01 1.01 1.00 1.03 1.02 1.02 Mn2+ 0.00 0.20 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.02 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 K+ 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 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 Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt F-35 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: (continuación) ETM1101A ETM1602B 12 5 5a %OXIDO 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 1 2 1 2 3 5 6 7 8 9 10 11 13 14 1 2 3 4 5 SiO2 6.09 0.05 0.00 0.08 0.08 0.02 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 0.03 3.83 8.19 0.15 2.63 0.06 0.14 1.28 0.08 0.09 TiO2 0.08 0.04 0.06 0.08 0.15 0.14 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 0.08 0.50 90.88 0.12 0.00 0.06 0.09 0.12 0.11 0.15 Al2O3 0.07 0.00 0.09 0.13 0.10 0.12 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 0.04 2.05 0.10 0.08 1.68 0.18 0.09 0.13 0.19 0.10 Fe2O3 53.39 67.75 68.37 67.23 66.58 67.82 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 67.68 57.53 0.00 66.23 60.26 67.76 67.65 64.00 67.08 66.90 Cr2O3 0.05 0.01 0.05 0.01 0.02 0.06 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 0.07 0.93 0.07 0.01 0.06 0.08 0.08 0.04 0.00 0.00 V2O3 0.25 0.21 0.24 0.25 0.31 0.29 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 0.33 0.30 0.48 0.30 0.32 0.22 0.23 0.33 0.36 0.42 FeO 39.19 31.32 31.42 30.96 31.52 31.48 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 31.66 32.02 1.32 31.12 33.07 31.20 31.51 33.11 31.88 32.16 MnO 0.01 0.06 0.02 0.07 0.04 0.10 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 0.00 0.00 0.03 0.03 0.10 0.08 0.00 0.00 0.05 0.02 MgO 0.02 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 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 0.01 1.64 0.08 0.00 0.00 0.03 0.04 0.00 0.01 0.00 CaO 0.09 0.03 0.04 0.11 0.04 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 0.02 0.02 0.14 0.28 0.92 0.06 0.02 0.04 0.01 0.03 CuO 0.09 0.00 0.04 0.00 0.08 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 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.11 0.00 Na2O 0.00 0.00 0.04 0.07 0.00 0.04 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 0.00 0.04 0.00 0.00 0.18 0.01 0.00 0.01 0.03 0.00 K2O 0.05 0.01 0.05 0.01 0.02 0.06 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 0.07 0.93 0.07 0.01 0.06 0.08 0.08 0.04 0.00 0.00 TOTAL 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 Oxígeno 44 4 44 4 6 4444444444444 43.95 4444444 Catión 33 3 33 3 4 3333333333333 3 2 3333333 Si4+ 0.23 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.01 0.00 0.15 0.01 0.00 0.00 0.00 0.03 0.01 0.01 0.00 0.03 0.00 0.14 0.21 0.01 0.01 0.00 0.01 0.05 0.00 0.00 Ti4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.56 0.00 0.00 0.09 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 1.74 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.09 0.00 0.00 0.07 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 Fe3+ 1.51 1.97 1.97 1.96 1.95 1.96 2.72 1.95 1.96 1.51 1.95 1.97 1.95 1.96 1.91 1.96 1.96 1.96 1.91 1.96 1.59 0.00 1.95 1.71 1.96 1.96 1.86 1.94 1.94 Cr3+ 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 Fe2+ 1.23 1.01 1.01 1.00 1.02 1.01 0.59 1.02 1.02 1.24 1.01 1.00 1.02 1.02 1.04 1.02 1.01 1.01 1.04 1.02 0.99 0.03 1.02 1.04 1.00 1.01 1.07 1.03 1.04 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.09 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.01 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 Na+ 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 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 4.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 Estructura Mt Mt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Rt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt F-36 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: (continuación) ETM1602B ETE2602A PDT!1403a ETR0201A 650312310 %OXIDO 6 7 8 9 10 11 12 13 0 00b 0 1 0 0 0 0 2 3 4a 4b 5 6 7 9 1 2 3 SiO2 0.16 0.08 0.04 0.06 0.16 0.25 0.10 0.16 0.06 0.12 0.01 0.03 0.07 0.61 0.04 0.11 0.10 0.32 0.03 0.10 0.22 0.29 0.04 0.40 0.17 0.07 0.05 TiO2 0.08 0.06 0.14 0.03 0.00 0.02 0.05 0.09 98.81 99.14 99.22 100.14 99.19 98.99 98.41 98.38 0.09 0.08 0.02 0.03 0.12 0.04 0.08 44.55 0.00 0.01 0.09 Al2O3 0.10 0.12 0.11 0.07 0.07 0.14 0.01 0.10 0.00 0.03 0.03 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.13 0.23 0.26 0.05 0.26 0.32 0.19 0.03 0.11 0.10 0.17 Fe2O3 67.23 67.28 67.55 67.17 67.49 65.85 67.29 66.66 0.87 0.71 0.00 0.00 0.00 0.78 0.71 1.08 67.50 66.34 68.32 68.43 66.78 66.80 67.07 12.43 67.40 66.86 66.99 Cr2O3 0.00 0.00 0.04 0.04 0.05 0.08 0.03 0.05 0.14 0.14 0.17 0.14 0.19 0.04 0.18 0.23 0.04 0.11 0.01 0.01 0.03 0.06 0.00 0.01 0.03 0.04 0.01 V2O3 0.34 0.38 0.35 0.26 0.36 0.38 0.32 0.28 0.73 0.41 0.62 0.67 0.60 0.39 0.52 0.43 0.27 0.20 0.25 0.21 0.21 0.29 0.36 0.24 0.14 0.21 0.22 FeO 32.05 31.95 31.95 30.85 31.02 31.38 31.65 31.35 0.00 0.00 0.85 0.74 0.76 0.00 0.00 0.00 31.55 30.83 31.86 31.51 31.60 31.87 31.85 38.22 31.16 30.94 31.21 MnO 0.03 0.03 0.00 0.08 0.01 0.02 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.04 0.00 0.00 0.03 0.00 0.08 0.14 0.02 0.00 0.00 0.09 0.03 1.77 0.00 0.03 0.00 MgO 0.00 0.02 0.04 0.01 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.06 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 CaO 0.01 0.06 0.00 0.05 0.46 0.07 0.08 0.07 0.04 0.16 0.11 0.23 0.11 0.01 0.19 0.09 0.08 0.07 0.06 0.06 0.04 0.01 0.00 0.34 0.03 0.03 0.12 CuO 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.02 0.00 0.07 0.01 0.00 0.01 0.00 0.02 0.06 0.00 0.06 0.00 0.05 0.03 Na2O 0.00 0.00 0.00 0.06 0.06 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.03 0.07 0.02 0.00 0.04 0.00 0.00 0.04 0.00 0.05 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 K2O 0.00 0.00 0.04 0.04 0.05 0.08 0.03 0.05 0.14 0.14 0.17 0.14 0.19 0.04 0.18 0.23 0.04 0.11 0.01 0.01 0.03 0.06 0.00 0.01 0.03 0.04 0.01 TOTAL 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 4 4 4 4 4 4 4 4 4 3.97 3.96 3.95 3.96 3.98 3.967 3.97 4 4 4 4 4 4 4 6 4 4 4 Catión 3 3 3 3 3 3 3 3 2.014 2 2 2 2 2 2 2 3 3 3 3 3 3 3 4 3 3 3 Si4+ 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 Ti4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.97 1.96 1.95 1.95 1.95 1.96 1.96 1.95 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.73 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 Fe3+ 1.94 1.95 1.95 1.97 1.95 1.93 1.96 1.95 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.02 1.95 1.94 1.96 1.97 1.94 1.93 1.95 0.48 1.97 1.97 1.96 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.02 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 Fe2+ 1.03 1.03 1.02 1.00 1.00 1.02 1.02 1.02 0.00 0.00 0.02 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 1.02 1.00 1.02 1.01 1.02 1.02 1.03 1.65 1.01 1.01 1.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.08 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 TOTAL 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.01 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 2.00 3.00 3.00 3.00 3.00 3.01 3.00 3.01 4.00 3.00 3.00 3.01 Estructura Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Rt Rt Rt Rt Rt Rt Rt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Mt F-37 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: (continuación) ETR0201A ETR3101A 0 2 Auth. Auth. %OXIDO 4 5 6 0 1 2 3 03b 4 2 3 5 8 9 11 13 14 15 17 18 21 23 24 25 26 27 28 30 31 32 SiO2 0.10 0.79 0.65 0.07 0.05 0.06 0.09 0.02 19.55 14.21 0.18 0.07 0.12 0.16 1.84 1.92 0.73 0.11 0.31 0.03 0.26 3.70 0.87 0.00 0.08 7.76 0.13 0.16 2.900.06 TiO2 99.23 97.58 0.10 0.08 0.25 0.04 0.02 0.01 0.05 0.00 0.00 97.68 0.12 96.79 94.22 92.15 0.07 0.00 0.00 0.00 95.29 0.00 0.05 0.15 0.40 0.18 0.12 0.09 0.09 0.04 Al2O3 0.00 0.29 0.23 0.08 0.06 0.07 0.15 0.08 12.53 6.13 0.19 0.04 0.12 0.06 0.99 0.83 0.57 0.14 0.19 0.07 0.13 2.23 0.92 0.10 0.13 6.47 0.12 0.22 2.97 0.07 Fe2O3 0.65 0.00 66.18 67.82 67.07 67.19 67.56 66.85 15.98 34.04 66.94 1.18 67.30 0.00 0.00 0.00 64.44 66.98 66.51 66.97 1.97 57.12 65.21 67.46 67.21 49.84 96.95 66.61 58.81 67.62 Cr2O3 0.02 0.15 0.05 0.03 0.00 0.00 0.00 0.05 0.06 0.06 0.09 0.02 0.05 0.01 0.06 0.12 0.22 0.07 0.04 0.00 0.21 0.09 0.27 0.09 0.08 2.56 0.06 0.11 0.81 0.11 V2O3 0.41 0.42 0.10 0.17 0.19 0.20 0.17 0.30 0.07 0.18 0.17 0.51 0.35 0.81 0.44 0.59 0.31 0.20 0.21 0.28 0.65 0.15 0.20 0.27 0.25 0.15 0.27 0.19 0.22 0.21 FeO 0.00 0.82 31.53 31.36 31.37 31.14 31.32 30.48 44.07 40.15 30.58 0.00 31.15 1.30 1.16 1.75 31.51 30.54 31.35 31.23 0.00 32.56 31.77 31.23 31.77 34.76 0.74 30.91 32.94 31.08 MnO 0.02 0.07 0.05 0.09 0.00 0.05 0.02 0.10 0.03 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.01 0.00 0.00 0.10 0.08 0.00 0.04 0.05 0.06 0.05 0.00 0.01 MgO 0.04 0.23 0.02 0.00 0.05 0.00 0.00 0.09 0.78 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.03 0.00 0.01 0.03 0.00 1.17 0.05 0.01 0.04 0.00 CaO 0.13 0.25 0.12 0.03 0.03 0.07 0.01 0.00 3.73 1.36 0.21 0.31 0.14 0.57 0.59 0.47 0.15 0.13 0.13 0.10 0.62 0.82 0.08 0.12 0.10 0.04 0.12 0.09 0.13 0.04 CuO 0.01 0.00 0.00 0.07 0.00 0.04 0.00 0.00 0.00 0.02 0.04 0.06 0.00 0.01 0.07 0.01 0.04 0.06 0.06 0.06 0.14 0.03 0.00 0.02 0.07 0.01 0.00 0.12 0.00 0.00 Na2O 0.03 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.07 2.15 2.03 0.03 0.00 0.12 0.03 0.31 0.30 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.45 0.00 0.00 0.01 0.14 0.00 0.01 0.090.00 K2O 0.02 0.15 0.05 0.03 0.00 0.00 0.00 0.05 0.06 0.06 0.09 0.02 0.05 0.01 0.06 0.12 0.22 0.07 0.04 0.00 0.21 0.09 0.27 0.09 0.08 2.56 0.06 0.11 0.810.11 TOTAL 100.67 100.74 99.08 99.83 99.08 98.85 99.35 98.10 99.05 98.28 98.53 99.88 99.53 99.76 99.73 98.24 98.26 98.40 98.88 98.76 99.49 97.34 99.76 99.55 100.24 105.69 98.70 98.67 99.81 99.35 Oxígeno 3.98 3.95 4 4 4 4 4 4 4 4 4 3.97 4 3.94 3.91 3.90 4 4 4 4 3.94 4 4 4 4 4 6 4 4 4 Catión 2 2 3 33333 3 332322233332 3 3 3 3 3 4 3 3 3 Si4+ 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.63 0.49 0.01 0.00 0.00 0.00 0.05 0.05 0.03 0.00 0.01 0.00 0.01 0.14 0.03 0.00 0.00 0.26 0.01 0.01 0.11 0.00 Ti4+ 1.97 1.92 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.95 0.00 1.93 1.85 1.84 0.00 0.00 0.00 0.00 1.90 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.48 0.25 0.01 0.00 0.01 0.00 0.03 0.03 0.03 0.01 0.01 0.00 0.00 0.10 0.04 0.00 0.01 0.25 0.01 0.01 0.13 0.00 Fe3+ 0.01 0.00 1.93 1.97 1.96 1.97 1.97 1.97 0.39 0.89 1.96 0.02 1.95 0.00 0.00 0.00 1.88 1.97 1.94 1.96 0.04 1.64 1.87 1.96 1.94 1.25 3.91 1.95 1.65 1.97 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 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 0.00 0.07 0.00 0.00 0.03 0.00 V3+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01 Fe2+ 0.00 0.02 1.02 1.01 1.02 1.01 1.01 1.00 1.19 1.17 1.00 0.00 1.00 0.03 0.03 0.04 1.02 1.00 1.02 1.02 0.00 1.04 1.01 1.01 1.02 0.97 0.03 1.01 1.03 1.01 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.06 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.13 0.05 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.02 0.03 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.14 0.14 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.03 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 K+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.11 0.00 0.01 0.04 0.01 TOTAL 2.00 2.00 3.00 3.00 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.00 3.00 2.00 3.00 2.00 2.00 2.00 3.00 3.01 3.00 3.00 2.00 3.00 3.00 3.01 3.00 3.00 4.00 3.00 3.00 3.01 Estructura Rt Rt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Rt Mt Rt Rt Rt Mt Mt Mt Mt Rt Mt Mt Mt Mt Mt Ilm Mt Mt Mt F-38 ANEXO F: El Teniente. Resultados de microsonda para óxidos de Fe-Ti Tabla F.12: (continuación) ETR3101A Auth %OXIDO 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 SiO2 0.22 0.00 0.38 0.08 0.07 0.04 0.54 20.71 0.07 0.07 0.03 0.00 0.29 TiO2 0.03 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.05 0.13 97.33 0.42 0.06 0.02 0.00 Al2O3 0.23 0.18 0.28 0.13 0.07 0.12 0.27 15.27 0.00 0.07 0.12 0.08 0.29 Fe2O3 67.86 67.34 67.12 68.73 68.16 67.97 68.23 6.94 3.00 66.03 68.90 67.50 66.74 Cr2O3 0.11 0.03 0.10 0.08 0.02 0.06 0.05 4.33 0.07 0.05 0.03 0.00 0.11 V2O3 0.20 0.22 0.24 0.28 0.16 0.26 0.19 0.20 0.43 0.21 0.21 0.30 0.23 FeO 31.09 30.97 31.45 31.64 31.21 31.50 29.16 45.61 0.00 30.81 31.50 31.20 31.17 MnO 0.00 0.10 0.08 0.10 0.01 0.01 0.08 0.08 0.00 0.00 0.00 0.07 0.05 MgO 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.30 0.01 0.00 0.00 0.00 0.05 CaO 0.13 0.06 0.16 0.12 0.11 0.03 0.12 1.21 0.22 0.22 0.15 0.26 0.14 CuO 0.00 0.00 0.06 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.03 0.00 0.00 0.05 Na2O 0.06 0.00 0.03 0.02 0.01 0.00 0.60 0.29 0.00 0.04 0.05 0.00 0.00 K2O 0.11 0.03 0.10 0.08 0.02 0.06 0.05 4.33 0.07 0.05 0.03 0.00 0.11 TOTAL 100.05 98.96 100.01 101.27 99.85 100.07 99.34 99.40 101.20 98.00 101.06 99.44 99.21 Oxígeno 4 4 4 4 4 4 4 4 3.95521 4 4 4 4 Catión 3333333323333 Si4+ 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.02 0.66 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 Ti4+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 1.92 0.01 0.00 0.00 0.00 Al3+ 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.58 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 Fe3+ 1.96 1.97 1.94 1.96 1.98 1.97 1.97 0.17 0.06 1.95 1.97 1.96 1.94 Cr3+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.12 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 V3+ 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 Fe2+ 1.00 1.01 1.01 1.00 1.01 1.01 0.93 1.22 0.00 1.01 1.00 1.01 1.01 Mn2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Mg2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ca2+ 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.01 0.04 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Cu2+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Na+ 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.04 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 K+ 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.18 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 TOTAL 3.00 3.00 3.00 3.01 3.00 3.00 3.00 3.00 2.00 3.00 3.00 3.01 3.00 Estructura Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Mt Rt Mt Mt Mt Mt F-39 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos 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 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos 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 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos 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. En este mapa se distingue la concentración de Mn respecto a la ilmenita que en el mapa previamente descrito no es evidenciado. Este tipo de zonación se relaciona con una exsolución de tipo compósito preliminar (Muestra 00Fi1c09). F-42 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos Figura F.4: 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. Es importante también destacar las microinclusiones de clorapatito indicada por la fuerte concentración de Ca en el círculo ubicado en la parte inferior derecha de la microfotografía (Muestra 00Fi205). F-43 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos Figura F.5: Reequilibrio de una titanomagnetita, resultando la asociación magnetita+ilmenita en los bordes, indicada por las concentraciones de Ti en esta zona. También se visualiza al combinar los resultados para el cation Ca y las evidencias de Cl, la presencia de inclusiones de clorapatito (Muestra 00Fi205). F-44 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos 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. Los mapeos de elementos se correlacionan con la descripción previa, indicando además la presencia de inclusiones de circón relacionadas al mineral que sufre la oxidación (Muestra CH3985-196.4). F-45 ANEXO F: Chuquicamata. Mapas de elementos 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 ANEXO G: MAGNETISMO REMANENTE NATURAL Y SUSCEPTIBILIDAD MAGNENTICA EN ROCAS MINERALIZADAS G-1 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.1.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2000. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 00Pe01 00Pe0101A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 9.160E-02 2.101E-02 00Pe0102A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 1.900E-02 1.978E-02 00Pe0104A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 4.000E-01 3.986E-02 Sitio 00Pe02 00Pe0202A Pórfido Este brechizado. Alteración pervasiva 2.410E-05 0.000E+00 00Pe0202B Pórfido Este brechizado. Alteración pervasiva 4.500E-05 0.000E+00 00Pe0203A Pórfido Este brechizado. Alteración pervasiva 3.990E-05 3.000E-05 00Pe0204A Pórfido Este brechizado. Alteración pervasiva 1.520E-04 3.000E-05 Sitio 00Pe03 00Pe0301A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 8.430E-02 1.944E-02 00Pe0302A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 7.780E-02 1.211E-02 00Pe0303A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 9.670E-02 1.912E-02 00Pe0304A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 1.580E-01 2.140E-02 00Pe0305A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 8.490E-02 1.871E-02 00Pe0305B Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 7.420E-02 1.335E-02 00Pe0306A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 2.250E-01 2.142E-02 00Pe0307A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 1.590E-01 1.252E-02 00Pe0308A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 1.130E-01 1.510E-02 00Pe0309A Pórfido Este con alteración Fílica intensa 1.910E-04 5.000E-05 00Pe0310A Pórfido Este con alteración Fílica intensa 3.800E-04 6.000E-05 00Pe0311A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 4.600E-02 1.821E-02 00Pe0312A Pórfido Este con alteración Biotítico-Clorítica 1.670E-02 6.500E-03 Sitio 00Fi01 00Fi01a01A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.800E-01 4.544E-02 00Fi01a02A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.810E-01 4.370E-02 00Fi01a02B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.720E-01 4.382E-02 00Fi01a03A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.120E-01 4.762E-02 00Fi01a04A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 9.310E-02 3.855E-02 00Fi01a04B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.130E-01 4.758E-02 00Fi01a05A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.430E-01 4.502E-02 00Fi01a05B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.680E-01 4.997E-02 00Fi01b06A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.770E-01 4.966E-02 00Fi01b06B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.380E-01 5.427E-02 00Fi01b07A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.040E-01 4.795E-02 00Fi01b08A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.380E-01 4.550E-02 00Fi01b08B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 6.620E-02 4.585E-02 00Fi01c09A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.860E-01 5.455E-02 00Fi01c09B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.490E-01 4.740E-02 00Fi01c10A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.330E-01 3.359E-02 00Fi01c11A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.160E-01 4.847E-02 00Fi01c11B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.880E-01 4.490E-02 00Fi01c12A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.500E-01 4.577E-02 00Fi01c12B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.290E-01 4.186E-02 00Fi01c13A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.800E-01 4.541E-02 00Fi01c13B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.420E-01 4.865E-02 Sitio 00Pe04 00Pe0401A Pórfido Este. Alteración pervasiva (Fílica y K-Sil) 1.860E-03 1.000E-05 00Pe0402A Pórfido Este. Alteración pervasiva (Fílica y K-Sil) 2.330E-04 1.000E-05 00Pe0402B Pórfido Este. Alteración pervasiva (Fílica y K-Sil) 2.900E-04 0.000E+00 00Pe0403A Pórfido Este. Alteración pervasiva (Fílica y K-Sil) 5.440E-04 0.000E+00 00Pe0404A Pórfido Este. Alteración pervasiva (Fílica y K-Sil) 8.420E-04 1.000E-05 Sitio 00Pe05 00Pe0501A Pórfido Este con alteración Fílica moderada-intensa 3.150E-04 1.000E-05 00Pe0501B Pórfido Este con alteración Fílica moderada-intensa 3.980E-04 1.000E-05 00Pe0502A Pórfido Este con alteración Fílica moderada-intensa 5.900E-05 0.000E+00 00Pe0504A Pórfido Este con alteración Fílica moderada-intensa 1.410E-03 2.000E-05 00Pe0506A Pórfido Este con alteración Fílica moderada-intensa 1.050E-03 1.000E-05 Sitio 00Pe06 00Pe0601A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 2.300E-03 3.000E-05 00Pe0602A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 5.900E-04 1.000E-05 00Pe0603A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 1.210E-03 6.000E-05 00Pe0603B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 8.690E-04 5.000E-05 00Pe0604A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 3.220E-03 9.000E-05 00Pe0604B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 4.170E-04 2.000E-05 00Pe0605A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 5.580E-03 5.000E-05 00Pe0606A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 3.210E-03 1.800E-04 00Pe0607A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 3.110E-04 5.000E-05 G-2 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.1.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 00Pe06 00Pe0608A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 3.730E-04 5.000E-05 00Pe0608B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 6.360E-04 1.200E-04 00Pe0609A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 1.720E-03 7.000E-05 00Pe0609B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 1.750E-03 6.000E-05 00Pe0610A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 7.770E-04 2.000E-05 00Pe0611A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 5.200E-03 6.000E-05 00Pe0611B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 4.250E-03 5.000E-05 00Pe0612A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 3.550E-03 4.000E-05 00Pe0612B Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 5.370E-03 4.000E-05 00Pe0613A Pórfido Este. Alteración Fílica moderada y Supérgena 2.180E-03 3.000E-05 Sitio 00Fi02 00Fi0201A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 1.570E-01 2.415E-02 00Fi0202A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 2.540E-02 1.020E-02 00Fi0203A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 9.000E-02 2.306E-02 00Fi0204A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 6.980E-02 1.994E-02 00Fi0204B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 9.360E-02 2.632E-02 00Fi0205A Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 8.720E-02 2.436E-02 00Fi0205B Granodiorita Fiesta. Alteración Potásico-Clorítica 6.780E-02 2.339E-02 Sitio 00Ge01 00Ge0101A Granodiorita Elena-Este. Alteración Clorítica+milonitización 2.750E-02 5.690E-03 00Ge0102A Granodiorita Elena-Este. Alteración Clorítica+milonitización 1.240E-02 4.170E-03 00Ge0103A Granodiorita Elena-Este. Brechización+Cloritización 1.240E-01 2.590E-03 00Ge0104A Granodiorita Elena-Este. Alteración Clorítica+milonitización 3.470E-02 4.290E-03 00Ge0106A Granodiorita Elena-Este. Alteración Clorítica+milonitización 5.460E-02 2.570E-03 00Ge0107A Granodiorita Elena-Este. Alteración Clorítica+milonitización 5.400E-02 3.590E-03 Tabla G.1.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes año 2000. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje CH4006 00SCHA-006.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 2.980E-03 9.000E-05 00SCHA-047.9 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 9.360E-03 5.000E-05 00SCHA-061.8 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 7.600E-04 1.800E-04 00SCHA-079.4 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 3.420E-03 0.000E+00 00SCHA-122.8 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 2.910E-02 1.392E-02 00SCHA-128.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.700E-03 7.500E-04 00SCHA-137.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 8.830E-05 1.400E-04 00SCHA-164.3 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 4.130E-04 3.000E-05 00SCHA-187.3 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 3.350E-04 2.500E-04 00SCHA-191.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 4.960E-04 5.200E-04 00SCHA-199.2 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.640E-02 1.446E-02 00SCHA-213.1 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.010E-03 1.800E-04 00SCHA-277.8 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 2.550E-01 6.614E-02 00SCHA-286.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 6.270E-02 2.119E-02 00SCHA-291.2 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 4.050E-02 1.039E-02 00SCHA-300.3 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 8.450E-02 6.512E-02 00SCHA-322.2 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 4.340E-04 2.800E-04 00SCHA-343.1 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 6.860E-02 1.537E-02 00SCHA-363.0 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.380E-03 3.600E-04 00SCHA-385.2 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 6.050E-04 1.500E-04 00SCHA-406.9 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 4.300E-02 2.480E-03 00SCHA-425.7 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.100E-01 1.225E-02 00SCHA-440.4 Zona de Deformación Este. Metasedimentitas? 1.620E-04 3.000E-04 Sondaje CH4369 00SCHB-033.9 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.470E-01 1.056E-02 00SCHB-060.0 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 4.690E-02 3.020E-03 00SCHB-084.1 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 4.140E-01 5.192E-02 00SCHB-084.3 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 4.270E-01 5.120E-02 00SCHB-106.3 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 8.000E-02 8.880E-03 00SCHB-106.5 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 2.950E-01 9.940E-03 00SCHB-132.7 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 7.650E-01 3.454E-02 00SCHB-154.7 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 5.250E-01 3.623E-02 00SCHB-182.5 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 8.230E-02 6.030E-03 00SCHB-196.3 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 2.800E-01 1.753E-02 G-3 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.1.b: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje CH4597 00SCHC-038.6 Pórfido Este Brechizado y con alteracion filica 1.500E-03 1.000E-05 00SCHC-053.0 Pórfido Este Brechizado y con alteracion filica 8.900E-04 2.000E-05 Sondaje CH4597 00SCHC-064.2 Pórfido Este Brechizado y con alteracion filica 1.820E-03 1.000E-05 00SCHC-084.1 Pórfido Este Brechizado y con alteracion filica 3.060E-04 2.000E-05 00SCHC-139.6 Pórfido Este Brechizado y con alteracion filica 6.660E-04 3.000E-05 Sondaje CH3985 00SCHD-056.1 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 3.310E-01 1.695E-02 00SCHD-080.5 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 2.040E-01 1.083E-02 00SCHD-106.9 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.940E-01 1.165E-02 00SCHD-129.1 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 2.830E-02 1.065E-02 00SCHD-129.2 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 7.160E-02 1.180E-02 00SCHD-148.4 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.280E-02 5.250E-03 00SCHD-174.6 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 4.350E-02 9.990E-03 00SCHD-200.0 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 9.050E-02 3.853E-02 00SCHD-227.0 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.890E-01 3.800E-02 00SCHD-254.9 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.110E-01 3.738E-02 00SCHD-275.7 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 7.720E-02 1.937E-02 00SCHD-298.5 Granodiorita Fiesta. biotitizada y cloritizada 1.300E-01 3.831E-02 Tabla G.2.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Muestreo año 2004. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 04Ge02 04Ge02-0101A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 4.140E-02 1.207E-02 04Ge02-0201A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 1.850E-02 8.120E-03 04Ge02-0301A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.240E-03 1.400E-04 04Ge02-0301B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.420E-03 1.500E-04 04Ge02-0501A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.790E-02 7.640E-03 04Ge02-0501B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 3.880E-02 9.190E-03 04Ge02-0502A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 1.860E-02 2.590E-03 04Ge02-0601A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.610E-02 8.730E-03 04Ge02-0602A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 4.280E-02 1.263E-02 04Ge02-0701A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.460E-02 7.180E-03 04Ge02-0701B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.670E-02 9.410E-03 04Ge02-0801A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.000E-02 3.770E-03 04Ge02-0901A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 6.270E-02 2.162E-02 04Ge02-0901B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 4.670E-02 1.896E-02 04Ge02-1001A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.430E-02 1.198E-02 04Ge02-1101A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 7.680E-02 2.942E-02 04Ge02-1101B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 2.540E-02 2.105E-02 04Ge02-1201A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 1.670E-01 1.342E-02 04Ge02-1301A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 6.370E-03 3.320E-03 04Ge02-1301B Granodiorita Elena-Este Cloritizada 5.310E-03 4.660E-03 04Ge02-1401A Granodiorita Elena-Este Cloritizada 3.640E-02 1.472E-02 04Ge02-1501A Zona de Deformación Este. Milonitización 8.400E-02 1.846E-02 04Ge02-1502A Zona de Deformación Este. Milonitización 2.960E-02 1.401E-02 04Ge02-1503A Zona de Deformación Este. Milonitización 1.060E-01 2.110E-02 04Ge02-1601A Zona de Deformación Este. Milonitización 5.810E-02 2.550E-03 04Ge02-1601B Zona de Deformación Este. Milonitización 2.330E-02 1.550E-03 04Ge02-1602A Zona de Deformación Este. Milonitización 7.450E-03 8.200E-04 04Ge02-1602B Zona de Deformación Este. Milonitización 1.240E-02 1.320E-03 04Ge02-1701A Zona de Deformación Este. Milonitización 5.920E-04 5.500E-04 04Ge02-1701B Zona de Deformación Este. Milonitización 5.140E-03 7.100E-04 04Ge02-1801A Zona de Deformación Este. Milonitización 3.850E-03 6.500E-04 04Ge02-1801B Zona de Deformación Este. Milonitización 5.480E-03 1.500E-03 04Ge02-1901A Zona de Deformación Este. Milonitización 1.040E-03 3.900E-04 04Ge02-1901B Zona de Deformación Este. Milonitización 9.750E-04 4.500E-04 04Ge02-2001A Zona de Deformación Este. Milonitización 1.840E-01 1.600E-04 04Ge02-2002A Zona de Deformación Este. Milonitización 3.710E-01 2.000E-04 Sitio 04Fi03 04Fi0301A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.050E-01 2.455E-02 04Fi0301B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.560E-01 2.920E-02 04Fi0302A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.360E-01 2.770E-02 04Fi0303A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.700E-01 2.870E-02 04Fi0303B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.650E-01 3.888E-02 G-4 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.2.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 04Fi03 04Fi03-0201A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 5.700E-02 2.470E-02 04Fi03-0201B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.390E-02 3.004E-02 04Fi03-0301A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.830E-02 3.130E-02 04Fi03-0302A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.240E-02 3.660E-02 04Fi03-0302B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 8.560E-02 3.309E-02 04Fi03-0401A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 5.100E-02 3.230E-02 04Fi03-0401B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.170E-01 2.950E-02 04Fi03-0501A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.200E-01 2.640E-02 04Fi03-0501B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.110E-01 2.311E-02 04Fi03-0502A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.160E-01 2.430E-02 04Fi03-0502B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.100E-01 3.101E-02 Sitio 04Fi04 04Fi04-0601A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 4.580E-01 3.000E-02 04Fi04-0602A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.540E-02 2.940E-02 04Fi04-0701A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.070E-01 3.690E-02 04Fi04-0701B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.230E-01 3.599E-02 04Fi04-0801A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.160E-01 2.790E-02 04Fi04-0801B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 4.390E-02 3.142E-02 04Fi04-0802A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.000E-02 2.820E-02 04Fi04-0802B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.530E-02 3.210E-02 04Fi04-0901A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.080E-01 2.600E-02 04Fi04-0902A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.470E-01 2.500E-02 04Fi04-0903A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.220E-01 2.690E-02 04Fi04-1001A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.260E-01 3.390E-02 04Fi04-1001B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.070E-01 2.860E-02 04Fi04-1101A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.200E-01 3.081E-02 04Fi04-1102A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.640E+00 2.863E-02 04Fi04-1103A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.830E-01 3.281E-02 04Fi04-1104A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.070E-01 3.432E-02 04Fi04-1201A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.330E-01 3.040E-02 04Fi04-1201B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.460E-01 3.375E-02 04Fi04-1202A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.000E-01 3.093E-02 04Fi04-1202B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 8.670E-02 3.407E-02 Sitio 04Fi05 04Fi05-1301A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 5.120E-02 2.770E-02 04Fi05-1301B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 4.640E-02 2.970E-02 Sitio 04Fi06 04Fi06-1401A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.690E-01 2.518E-02 04Fi06-1401B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.580E-01 2.351E-02 04Fi06-1402A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.260E-01 2.520E-02 04Fi06-1501A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.100E-01 2.390E-02 04Fi06-1501B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.580E-01 1.934E-02 04Fi06-1502A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.270E-01 2.650E-02 04Fi06-1502B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.440E-01 1.936E-02 Sitio 04An01 04An01-1801A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 7.220E-01 1.733E-02 04An01-1801B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 7.390E-01 2.000E-02 04An01-1901A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 7.520E-01 2.030E-02 04An01-1901B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 5.810E-01 1.860E-02 04An01-2001A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 7.400E-01 1.700E-02 04An01-2001B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 8.290E-01 1.805E-02 04An01-2101A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 8.980E+00 1.750E-02 04An01-2101B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 8.720E+00 1.575E-02 04An01-2201A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 4.070E+00 1.233E-02 04An01-2202A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 6.620E+00 1.514E-02 04An01-2201B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 5.090E+00 1.284E-02 04An01-2202B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 7.410E+00 1.487E-02 04An01-2301A Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 1.380E+01 2.130E-02 04An01-2301B Granodiorita Antena. Bt-Chl y meteorizada 6.500E+00 1.764E-02 Sitio 04Fi07 04Fi07-2401A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 5.850E-02 1.930E-02 04Fi07-2401B Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 8.970E-02 1.790E-02 04Fi07-2501A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 1.200E-01 2.570E-02 04Fi07-2601A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 5.660E-02 1.610E-02 04Fi07-2801A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 2.780E-02 1.970E-02 04Fi07-2801B Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 6.120E-02 1.252E-02 04Fi07-2901A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 3.070E-02 1.200E-02 04Fi07-2901B Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 9.070E-02 1.820E-02 G-5 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.2.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 04Fi07 04Fi07-2902A Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 4.920E-02 1.540E-02 04Fi07-2902B Granodiorita Fiesta. Bt-Chl. Evidencias de Cizalle 4.530E-02 1.512E-02 04Fi07-3001A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.050E-02 1.800E-02 04Fi07-3001B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 6.180E-02 1.694E-02 Sitio 04Fi08 04Fi08-3201A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.520E+00 2.970E-02 04Fi08-3201B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.490E+00 2.884E-02 04Fi08-3301B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.670E-01 2.900E-02 04Fi08-3302A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 7.720E-01 3.130E-02 Sitio 04Fi9 04Fi09-3401A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 9.330E+00 2.030E-02 04Fi09-3401B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.090E+01 2.880E-02 04Fi09-3501A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.120E+00 3.060E-02 04Fi09-3501B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.880E+00 2.972E-02 04Fi09-3502A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.870E+00 2.750E-02 04Fi09-3502B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 3.690E+00 2.691E-02 Sitio 04Fi10 04Fi10-3601A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.760E+00 2.746E-02 04FT3602A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 2.760E+00 2.856E-02 Sitio 04An02 04An02-3801A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.240E+00 1.969E-02 04An02-3801B Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.250E+00 2.187E-02 04An02-3802A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.210E+00 3.110E-02 04An02-3901A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.640E+00 2.520E-02 04An02-3902A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.440E+00 2.460E-02 04An02-3902B Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.660E+00 2.826E-02 04An02-4001A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.710E+00 2.590E-02 04An02-4001B Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.720E+00 2.592E-02 04An02-4002A Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.530E+00 2.700E-02 04An02-4002B Granodiorita Antena. Biotitizada y Cloritizada 1.710E+00 2.746E-02 Sitio 04Ge03 04Ge03-0101A Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 4.440E-03 1.410E-03 04Ge03-0201A Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 2.140E-03 5.900E-04 04Ge03-0501A Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 2.260E-02 4.410E-03 04Ge03-0501B Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 1.440E-02 5.270E-03 04Ge04-1701A Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 2.550E-03 3.200E-04 04Ge04-1701B Granodiorita Elena-Este Cloritizada y Meteorizada 3.020E-03 4.700E-04 04Pe07-0401A Pórfido Este. Alteración K de fondo y K-sil 1.620E-03 5.000E-05 04Pe07-0402A Pórfido Este. Alteración K de fondo y K-sil 1.860E-03 4.000E-05 04Pe07-0501A Pórfido Este. Alteración K de fondo y K-sil 4.550E-03 1.400E-04 04Pe07-0501B Pórfido Este. Alteración K de fondo y K-sil 2.440E-01 1.400E-04 Tabla G.2.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes diamantina año 2004. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje CH5767 H5767-15.0A Granodiorita Fiesta. alterada y cizallada 2.410E-01 3.812E-02 H5767-18.4A Granodiorita Fiesta. alterada y cizallada 1.410E-01 3.232E-02 H5767-18.4B Granodiorita Fiesta. alterada y cizallada 9.400E-02 3.321E-02 H5767-24.3A Granodiorita Fiesta. alterada y cizallada 2.230E-01 3.649E-02 H5767-27.5A Granodiorita Fiesta. alterada y cizallada 3.920E-02 4.120E-02 Sondaje CH5784 H5784-13.0A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.080E-01 5.294E-02 H5784-20.75A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.270E-01 4.223E-02 H5784-5.0A B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 5.070E-02 3.697E-02 H5784-69.0A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y Cloritizada 1.710E-02 4.041E-02 Sondaje CH6438 H6438-39.2A Pórfido Este. Cloritización Intensa 5.140E-03 3.600E-04 H6438-39.2B Pórfido Este. Cloritización Intensa 3.180E-03 3.600E-04 H6438-59.5A Pórfido Este. Cloritización Intensa 3.040E-02 6.700E-03 H6438-59.5B Pórfido Este. Cloritización Intensa 3.140E-02 5.960E-03 H6438-75.85A Pórfido Este. Cloritización Intensa 8.140E-02 2.496E-02 Sondaje CH6439 H6439-43.8B Pórfido Este. Cloritización Intensa 2.610E-02 2.950E-03 H6439-49.8A Pórfido Este. Cloritización Intensa 2.060E-02 2.850E-03 G-6 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.2.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes diamantina año 2004. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje CH6439 H6439-49.8B Pórfido Este. Cloritización Intensa 2.580E-02 2.960E-03 H6439-5.0A Pórfido Este. Cloritización Intensa 2.450E-02 3.350E-03 H6439-82.2A Pórfido Este. Cloritización Intensa 3.370E-02 9.810E-03 Sondaje CH6693 H6693-268.9A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 8.360E-05 0.000E+00 H6693-268.9B Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 7.300E-05 0.000E+00 H6693-277.6A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 7.970E-02 9.040E-03 H6693-285.5A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 5.100E-02 4.860E-03 H6693-294.7A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 8.530E-02 8.410E-03 H6693-294.7B Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 4.580E-02 1.820E-03 H6693-76.25A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 2.640E-03 2.000E-05 H6693-79.5A Pórfido Este. K de Fondo y K-sil 5.070E-03 3.000E-05 Tabla G.2.c: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en Chuquicamata. Sondajes geotécnicos año 2004. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje PZM40 ZM40-101.5A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 6.250E-04 2.900E-04 ZM40-139.5A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 4.190E-02 5.260E-03 ZM40-173.5A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 1.140E-02 1.400E-04 ZM40-173.5B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 1.610E-02 1.400E-04 ZM40-173.5B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 1.590E-02 1.100E-04 ZM40-214.8A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 2.590E-02 2.400E-04 ZM40-228.2A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 3.350E-04 1.600E-04 ZM40-228.2B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 5.490E-04 1.490E-03 ZM40-244.4A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 5.760E-03 3.250E-03 ZM40-244.4B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 7.150E-03 3.250E-03 ZM40-250.7A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 7.330E-04 4.700E-04 ZM40-268.45A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 4.460E-02 1.343E-02 ZM40-268.45B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 2.090E-02 1.148E-02 ZM40-274.3A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 3.090E-02 1.246E-02 ZM40-274.3B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 5.410E-02 1.279E-02 ZM40-61.55A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 1.160E-01 6.200E-04 ZM40-61.55B Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 6.980E-03 3.000E-05 ZM40-79.1A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 6.000E-03 4.600E-04 ZM40-91.5A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 2.600E-03 7.500E-04 ZM40-95.25A Pórfido Este. Cloritizado y milonitizado 2.790E-03 7.100E-04 Sondaje PZM46 ZM46-119.5A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.210E-02 3.633E-02 ZM46-119.5B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 4.660E-02 2.545E-02 ZM46-146.4A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.070E-02 3.566E-02 ZM46-146.4B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.620E-02 3.566E-02 ZM46-146.4B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 3.380E-02 3.673E-02 ZM46-149.9B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.590E-02 1.781E-02 ZM46-168.5A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 5.320E-03 3.250E-03 ZM46-171.3A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.120E-02 5.510E-03 ZM46-190.75A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 2.360E-02 5.560E-03 ZM46-212.6A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 6.460E-02 3.039E-02 ZM46-212.6B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.610E-02 3.243E-02 ZM46-212.6B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.550E-03 3.357E-02 ZM46-222.5A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 3.130E-02 1.254E-02 ZM46-222.5B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 2.130E-02 2.162E-02 ZM46-226.52A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 5.340E-02 9.020E-03 ZM46-264.9A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 5.190E-02 1.938E-02 ZM46-264.9B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 4.990E-02 2.348E-02 ZM46-264.9B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 4.040E-02 2.488E-02 ZM46-288.3A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.390E-02 8.400E-04 ZM46-288.3A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 3.350E-02 4.970E-03 ZM46-288.3B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.400E-02 8.300E-04 ZM46-88.1A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 6.210E-02 2.153E-02 ZM46-95.5A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 6.750E-02 1.897E-02 ZM46-95.5B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.160E-02 2.625E-02 ZM46-95.5B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.350E-02 2.709E-02 G-7 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.2.c: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje PZM47 ZM47-60.5A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.160E-01 2.553E-02 ZM47-73.7A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 2.180E-01 3.568E-02 Sondaje PZM49 ZM49-146.2A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 9.850E-02 1.976E-02 ZM49-152.4A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.760E-02 4.243E-02 ZM49-152.4B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 8.270E-02 4.162E-02 ZM49-169.2A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.080E-01 4.211E-02 ZM49-169.2B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 9.120E-02 3.925E-02 ZM49-169.2B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 9.960E-02 4.074E-02 ZM49-172.7A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 3.590E-01 4.567E-02 ZM49-172.7B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 2.270E-01 4.487E-02 ZM49-172.7B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.320E-01 4.540E-02 ZM49-192.1A Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.740E-01 4.742E-02 ZM49-192.1B Granodiorita Fiesta. Biotitizada y cloritizada 1.040E-01 3.569E-02 Tabla G.3.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 1999 y 2000. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sector Teniente Sub-6 00ETM0101A Contacto Pórfido Diorítico-CMET 3.110E-02 1.291E-02 00ETM0101B Contacto Pórfido Diorítico-CMET 5.420E-02 2.033E-02 00ETM0102A Contacto Pórfido Diorítico-CMET 7.610E-01 2.570E-03 00ETM0201B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 3.210E-04 7.000E-05 00ETM0301A Contacto Pórfido Diorítico-CMET 2.020E-01 4.610E-03 00ETM0302A Contacto Pórfido Diorítico-CMET 2.770E-01 9.245E-02 00ETM0401A Complejo Máfico El Teniente 1.240E-03 1.300E-04 00ETM0501A Complejo Máfico El Teniente 1.360E-04 2.400E-04 00ETM0601A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 7.790E-05 1.200E-04 00ETM0601B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.460E-05 8.000E-05 00ETM0701A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.250E-03 1.600E-04 00ETM0701B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.200E-04 2.300E-04 00ETM0801A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.360E-04 1.100E-04 00ETM0801B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.850E-04 1.000E-04 00ETM0901A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 5.620E-04 1.600E-04 00ETM1001A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 9.860E-03 3.400E-04 00ETM1001B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.190E-04 3.400E-04 00ETM1101A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 9.150E-03 1.850E-03 00ETM1101B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.270E-02 2.700E-03 00ETM1201A Complejo Máfico El Teniente 3.070E-01 5.840E-03 00ETM1201B Complejo Máfico El Teniente 4.540E-01 5.203E-02 00ETM1301A Brecha Hidrotermal 1.460E-01 1.290E-03 00ETM1301B Brecha Hidrotermal 5.350E-02 2.061E-02 00ETM1401A Brecha Hidrotermal 4.320E-02 2.330E-03 00ETM1401B Brecha Hidrotermal 4.230E-02 8.180E-03 00ETM1501A Brecha Hidrotermal 2.380E-01 4.550E-03 00ETM1501B Brecha Hidrotermal 4.320E-01 2.200E-03 00ETM1601A Complejo Máfico El Teniente 1.150E+00 3.303E-02 00ETM1601B Complejo Máfico El Teniente 4.540E-01 1.173E-02 00ETM1602A Complejo Máfico El Teniente 1.060E+00 9.251E-02 Sector Esmeralda 00ETE0101A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.550E-04 1.000E-04 00ETE0101B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.690E-04 9.000E-05 00ETE0201A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.110E-04 5.000E-05 00ETE0201B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.070E-05 7.000E-05 00ETE0302A Contacto Pórfido Diorítico-CMET 1.200E-02 4.310E-03 00ETE0401A Complejo Máfico El Teniente 1.140E-03 6.200E-04 00ETE0601A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.070E-03 6.000E-05 00ETE0701A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.490E-04 6.000E-05 00ETE0701B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.310E-04 7.000E-05 00ETE0701B Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.250E-04 5.000E-05 00ETE0801A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.410E-03 1.000E-04 00ETE1001A Complejo Máfico El Teniente 3.200E-04 8.000E-05 00ETE1001 Complejo Máfico El Teniente 1.040E-04 1.000E-04 00ETE1401A Complejo Máfico El Teniente 8.280E-01 1.089E-01 00ETE1402A Complejo Máfico El Teniente 5.820E-03 9.430E-03 G-8 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.3.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sector Esmeralda 00ETE1601B Complejo Máfico El Teniente 5.250E-02 5.530E-03 00ETE1801A Complejo Máfico El Teniente 7.460E-02 6.047E-02 00ETE1802B Complejo Máfico El Teniente 1.050E-01 5.852E-02 00ETE1901A Complejo Máfico El Teniente 3.780E-03 1.290E-03 00ETE1901B Complejo Máfico El Teniente 6.020E-04 3.700E-04 00ETE1902A Complejo Máfico El Teniente 1.390E-01 2.604E-02 00ETE2001B Complejo Máfico El Teniente 3.190E-01 5.948E-02 00ETE2001C Complejo Máfico El Teniente 2.620E-01 6.014E-02 00ETE2002A Complejo Máfico El Teniente 7.930E-01 1.082E-01 00ETE2201A Complejo Máfico El Teniente 1.080E+00 1.750E-03 00ETE2201B Complejo Máfico El Teniente 1.310E+00 1.990E-03 00ETE2301A Complejo Máfico El Teniente 3.430E-01 1.430E-03 00ETE2302A Complejo Máfico El Teniente 3.910E-01 1.470E-03 00ETE2302B Complejo Máfico El Teniente 1.820E-01 6.200E-04 00ETE2401A Complejo Máfico El Teniente 9.190E-02 6.600E-04 00ETE2401B Complejo Máfico El Teniente 8.740E-02 6.200E-04 00ETE2501A Complejo Máfico El Teniente 6.810E-03 7.000E-05 00ETE2601A Complejo Máfico El Teniente 3.450E-01 8.100E-04 00ETE2601B Complejo Máfico El Teniente 4.630E-01 1.170E-03 00ETE2701A Complejo Máfico El Teniente 6.430E-03 1.700E-04 00ETE2901A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.450E-04 3.000E-05 00ETE3101A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 4.390E-04 3.000E-05 00ETE3102A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 1.590E-04 2.000E-05 00ETE3201A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 5.310E-04 1.000E-05 00ETE3301A Complejo Máfico El Teniente 3.440E-03 2.300E-04 00ETE3302A Complejo Máfico El Teniente 3.230E-03 2.500E-04 00ETE3401A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 7.370E-04 3.200E-04 00ETE3501A Pórfido Diorítico-Cuarcífero 2.370E-03 4.200E-04 Sector Regimiento 01TR0101A Complejo Máfico El Teniente 3.120E-02 5.140E-03 01TR0101B Complejo Máfico El Teniente 5.190E-02 9.090E-03 01TR0102A Complejo Máfico El Teniente 8.750E-02 2.612E-02 01TR0102B Complejo Máfico El Teniente 2.190E-02 6.770E-03 01TR0201A Complejo Máfico El Teniente 1.390E-01 4.255E-02 01TR0202A Complejo Máfico El Teniente 1.540E-02 3.240E-03 01TR0302A Complejo Máfico El Teniente 4.190E-02 5.550E-03 01TR0401A Complejo Máfico El Teniente 8.210E-02 1.776E-02 01TR0401B Complejo Máfico El Teniente 9.930E-02 2.764E-02 01TR0501A Complejo Máfico El Teniente 1.120E-01 3.840E-02 01TR0502A Complejo Máfico El Teniente 4.540E-03 8.600E-04 01TR0502B Complejo Máfico El Teniente 9.730E-03 1.080E-03 01TR0503A Complejo Máfico El Teniente 2.340E-02 3.150E-03 01TR0601A Complejo Máfico El Teniente 4.250E-02 4.221E-02 01TR0701B Complejo Máfico El Teniente 6.230E-02 3.100E-03 01TR0702A Complejo Máfico El Teniente 9.920E-03 8.000E-04 01TR0801B Complejo Máfico El Teniente 3.410E-02 1.607E-02 01TR0901A Complejo Máfico El Teniente 4.020E-01 1.477E-02 01TR0902A Complejo Máfico El Teniente 3.300E-01 1.130E-02 01TR0902B Complejo Máfico El Teniente 6.570E-01 2.812E-02 01TR1001A Complejo Máfico El Teniente 2.040E-03 1.500E-03 01TR1001B Complejo Máfico El Teniente 1.110E-03 8.500E-04 01TR1002A Complejo Máfico El Teniente 1.850E-02 6.700E-03 01TR1101A Complejo Máfico El Teniente 7.450E-01 1.690E-03 01TR1101B Complejo Máfico El Teniente 7.730E-01 1.550E-03 01TR1102A Complejo Máfico El Teniente 6.960E-01 1.290E-03 01TR1102B Complejo Máfico El Teniente 6.430E-01 1.190E-03 01TR1201A Complejo Máfico El Teniente 5.260E-03 7.900E-04 01TR1201B Complejo Máfico El Teniente 5.550E-03 7.800E-04 01TR1202A Complejo Máfico El Teniente 4.670E-03 6.400E-04 01TR1301A Complejo Máfico El Teniente 2.250E-02 5.090E-03 01TR1301B Complejo Máfico El Teniente 1.680E-02 2.630E-03 01TR1302A Complejo Máfico El Teniente 1.250E-02 1.310E-03 01TR1401A Complejo Máfico El Teniente 2.760E-03 8.800E-04 01TR1401B Complejo Máfico El Teniente 4.090E-03 1.320E-03 01TR1402A Complejo Máfico El Teniente 7.760E-04 4.200E-04 01TR1402B Complejo Máfico El Teniente 2.320E-03 7.200E-04 01TR1501A Complejo Máfico El Teniente 2.440E-03 6.300E-04 01TR1501B Complejo Máfico El Teniente 2.140E-03 5.800E-04 G-9 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.3.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sector Regimiento 01TR1502A Complejo Máfico El Teniente 6.670E-03 2.250E-03 01TR1502B Complejo Máfico El Teniente 6.710E-03 2.220E-03 01TR1601A Complejo Máfico El Teniente 4.350E-03 1.100E-03 01TR1602A Complejo Máfico El Teniente 2.760E-03 7.500E-04 01TR1602B Complejo Máfico El Teniente 4.380E-02 2.052E-02 01TR1701A Complejo Máfico El Teniente 2.620E-02 3.940E-03 01TR1701B Complejo Máfico El Teniente 8.110E-03 1.540E-03 01TR1702A Complejo Máfico El Teniente 4.990E-03 8.200E-04 01TR1702B Complejo Máfico El Teniente 2.180E-02 4.610E-03 01TR1801A Complejo Máfico El Teniente 1.580E-02 1.590E-03 01TR1802A Complejo Máfico El Teniente 2.500E-01 5.462E-02 01TR1802B Complejo Máfico El Teniente 3.600E-01 7.305E-02 01TR1901A Complejo Máfico El Teniente 9.510E-04 2.400E-04 01TR1901B Complejo Máfico El Teniente 8.320E-02 4.826E-02 01TR1902A Complejo Máfico El Teniente 2.840E-03 8.900E-04 01TR2001A Complejo Máfico El Teniente 1.210E-04 1.600E-04 01TR2002A Complejo Máfico El Teniente 5.110E-04 2.600E-04 01TR2101A Complejo Máfico El Teniente 7.540E-03 3.620E-03 01TR2103A Complejo Máfico El Teniente 4.700E-03 2.310E-03 01TR2201A Complejo Máfico El Teniente 2.200E-02 6.290E-03 01TR2301A Complejo Máfico El Teniente 6.070E-03 3.600E-04 01TR2302A Complejo Máfico El Teniente 1.270E-02 2.560E-03 01TR2401A Complejo Máfico El Teniente 5.490E-04 1.600E-04 01TR2401B Complejo Máfico El Teniente 2.820E-04 1.600E-04 01TR2402B Complejo Máfico El Teniente 2.420E-04 1.700E-04 01TR2501A Complejo Máfico El Teniente 6.250E-03 5.500E-04 01TR2601A Complejo Máfico El Teniente 4.320E-02 4.900E-04 01TR2601B Complejo Máfico El Teniente 6.080E-02 3.800E-04 01TR2701A Complejo Máfico El Teniente 9.070E-03 1.940E-03 01TR2701B Complejo Máfico El Teniente 9.380E-03 1.730E-03 01TR2702A Complejo Máfico El Teniente 1.180E+00 4.880E-03 01TR2702B Complejo Máfico El Teniente 5.050E-02 1.752E-02 01TR2801A Complejo Máfico El Teniente 3.090E-02 4.790E-03 01TR2801B Complejo Máfico El Teniente 8.780E-02 2.183E-02 01TR2802A Complejo Máfico El Teniente 1.310E-02 2.190E-03 01TR2802B Complejo Máfico El Teniente 1.570E-02 2.560E-03 01TR2901A Complejo Máfico El Teniente 8.650E-02 2.549E-02 01TR2901B Complejo Máfico El Teniente 8.520E-02 3.586E-02 01TR2902A Complejo Máfico El Teniente 2.980E-03 1.600E-03 01TR2902B Complejo Máfico El Teniente 1.740E-03 3.550E-03 01TR3001A Complejo Máfico El Teniente 4.760E-02 1.815E-02 01TR3002A Complejo Máfico El Teniente 8.360E-02 3.080E-03 01TR3002B Complejo Máfico El Teniente 6.500E-02 4.150E-03 01TR3101A Complejo Máfico El Teniente 4.080E-02 1.327E-02 01TR3102A Complejo Máfico El Teniente 6.710E-02 3.195E-02 01TR3102B Complejo Máfico El Teniente 5.740E-02 2.169E-02 Tabla G.3.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje DD año 2000. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje DDH1830 ETS1-1527 Complejo Máfico El Teniente 1.220E+00 1.115E-01 ETS1-1531 Complejo Máfico El Teniente 7.820E-01 9.862E-02 ETS1-1548 Complejo Máfico El Teniente 3.800E-01 1.098E-01 ETS1-1610 Complejo Máfico El Teniente 1.610E-01 4.473E-02 ETS1-1630 Complejo Máfico El Teniente 1.260E+00 2.348E-02 ETS1-1666 Complejo Máfico El Teniente 4.850E-01 7.115E-02 ETS1-1670 Complejo Máfico El Teniente 6.900E-01 9.504E-02 ETS1-1673 Complejo Máfico El Teniente 7.590E-02 3.204E-02 ETS1-1681 Complejo Máfico El Teniente 2.230E-01 9.705E-02 ETS1-1706 Complejo Máfico El Teniente 9.500E-01 9.572E-02 ETS1-1712 Complejo Máfico El Teniente 1.160E+00 1.003E-01 ETS1-1744 Complejo Máfico El Teniente 5.790E-02 7.117E-02 ETS1-1766 Complejo Máfico El Teniente 1.330E+00 9.494E-02 G-10 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.4.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Muestreo año 2003. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sector Dacita Teniente A 03DT0401B Complejo Máfico El Teniente 8.550E-02 1.067E-02 03DT0402A Complejo Máfico El Teniente 1.540E-01 5.655E-02 03DT0402B Complejo Máfico El Teniente 3.310E-01 6.936E-02 03DT0403A Complejo Máfico El Teniente 2.060E-03 5.600E-04 03DT0501A Contacto CMET-Brecha Hidrotermal 5.770E-02 5.400E-02 03DT0601A Brecha Hidrotermal 1.680E-02 2.100E-04 03DT0601B Brecha Hidrotermal 3.040E-02 5.100E-04 03DT0602A Brecha Hidrotermal 1.870E-03 2.600E-04 03DT0602B Brecha Hidrotermal 3.160E-03 3.700E-04 03DT0603A Brecha Hidrotermal 3.070E-03 2.600E-04 03DT0603B Brecha Hidrotermal 2.700E-03 2.600E-04 03DT0701A Brecha Hidrotermal 2.040E-04 2.700E-04 03DT0802A Brecha Hidrotermal 3.110E-02 5.000E-03 03DT0803A Brecha Hidrotermal 1.390E-02 1.210E-03 03DT1001A Pórfido Dacítico Teniente 2.400E-04 6.000E-05 Sector Dacita Teniente B 03DT1401A Complejo Máfico El Teniente 5.380E-04 2.800E-04 03DT1401B Complejo Máfico El Teniente 8.780E-04 1.900E-04 03DT1402A Complejo Máfico El Teniente 1.710E-02 3.300E-04 03DT1403A Complejo Máfico El Teniente 7.110E-04 2.200E-04 03DT1501B Complejo Máfico El Teniente 5.020E-04 4.800E-04 03DT1602A Pórfido Dacítico Teniente 1.350E-02 5.000E-05 03DT1602B Pórfido Dacítico Teniente 1.230E-02 4.000E-05 03DT1701A Pórfido Dacítico Teniente 5.420E-04 2.000E-05 03DT1702A Pórfido Dacítico Teniente 8.490E-04 4.000E-05 Tabla G.5.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondajes DD año 2005. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje DDH2426 SA-484.2A Complejo Máfico El Teniente 7.430E-05 1.500E-04 SA-484.65A Complejo Máfico El Teniente 1.250E-04 9.000E-05 SA-491.2A Complejo Máfico El Teniente 3.720E-02 7.820E-03 SA-491.9A Complejo Máfico El Teniente 3.220E-04 2.000E-04 SA-494.8A Complejo Máfico El Teniente 1.980E-01 5.460E-03 SA-495.7A Complejo Máfico El Teniente 2.080E-04 2.300E-04 Sondaje DDH2450 SB-38.7A Complejo Máfico El Teniente 3.670E-01 7.251E-02 SB-39.65A Complejo Máfico El Teniente 3.100E-01 4.920E-02 SB-41.6A Complejo Máfico El Teniente 2.300E-01 5.547E-02 SB-42.9A Complejo Máfico El Teniente 1.180E-02 2.296E-02 SB-45.25A Complejo Máfico El Teniente 8.550E-02 1.860E-02 SB-62.2A Complejo Máfico El Teniente 4.690E-01 1.322E-02 Sondaje DDH2480 SC-73.05A Complejo Máfico El Teniente 2.360E-01 1.490E-03 SC-78.7A Complejo Máfico El Teniente 7.760E-01 2.500E-03 SC-78.8A Complejo Máfico El Teniente 8.320E-01 1.989E-02 SC-84.75A Complejo Máfico El Teniente 1.870E-02 3.200E-04 SC-92.3A Complejo Máfico El Teniente 5.200E-04 4.000E-04 Tabla G.5.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en El Teniente. Sondaje geotécnico año 2005. MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje SG184 SG-37.35A Complejo Máfico El Teniente 3.250E-01 6.510E-03 SG-37.35B Complejo Máfico El Teniente 5.560E-02 4.000E-04 SG-38.35A Complejo Máfico El Teniente 4.780E-02 2.907E-02 SG-38.35B Complejo Máfico El Teniente 2.120E-02 1.760E-02 SG-38.5A Complejo Máfico El Teniente 1.200E-01 3.006E-02 SG-38.5B Complejo Máfico El Teniente 6.130E-01 8.009E-02 SG-38.9A Complejo Máfico El Teniente 2.330E-02 6.420E-03 SG-38.9B Complejo Máfico El Teniente 2.420E-01 6.465E-02 SG-45.5A Complejo Máfico El Teniente 3.150E-01 4.250E-03 G-11 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.5.b: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sondaje SG184 SG-45.5B Complejo Máfico El Teniente 1.960E-01 1.420E-03 SG-46.7A Complejo Máfico El Teniente 4.110E-01 5.604E-02 SG-46.7B Complejo Máfico El Teniente 3.150E-01 1.880E-02 SG-48.05A Complejo Máfico El Teniente 2.800E-01 1.153E-02 SG-48.05B Complejo Máfico El Teniente 3.090E-01 1.984E-02 SG-49.90A Complejo Máfico El Teniente 2.590E-01 1.721E-02 SG-49.90B Complejo Máfico El Teniente 2.170E-01 9.700E-03 SG-50.95A Complejo Máfico El Teniente 3.610E-01 2.409E-02 SG-50.95B Complejo Máfico El Teniente 3.760E-01 3.994E-02 SG-51.2A Complejo Máfico El Teniente 2.670E-01 1.179E-02 SG-51.2B Complejo Máfico El Teniente 3.060E-01 5.054E-02 SG-52.65B Complejo Máfico El Teniente 1.790E-01 7.460E-03 SG-53.30A Complejo Máfico El Teniente 3.790E-01 9.460E-02 SG-54.9A Complejo Máfico El Teniente 3.180E-01 8.646E-02 SG-54.9B Complejo Máfico El Teniente 3.070E-01 1.187E-01 SG-55.0A Complejo Máfico El Teniente 4.540E-01 5.846E-02 SG-55.0B Complejo Máfico El Teniente 4.220E-01 2.995E-02 SG-55.9A Complejo Máfico El Teniente 2.350E-01 3.252E-02 SG-55.9B Complejo Máfico El Teniente 4.620E-02 4.980E-03 SG-66.95A Complejo Máfico El Teniente 7.610E-01 5.540E-03 SG-66.95B Complejo Máfico El Teniente 8.700E-01 1.243E-02 SG-69.15A Complejo Máfico El Teniente 5.060E-01 3.077E-02 SG-69.15B Complejo Máfico El Teniente 3.950E-01 1.381E-02 SG-123.3A Complejo Máfico El Teniente 6.710E-02 9.600E-04 SG-123.3B Complejo Máfico El Teniente 1.380E-01 1.330E-03 SG-156.9A Complejo Máfico El Teniente 4.440E-01 8.199E-02 SG-156.9B Complejo Máfico El Teniente 2.710E-01 6.100E-02 SG-171.0A Complejo Máfico El Teniente 4.120E-01 7.925E-02 SG-171.0B Complejo Máfico El Teniente 4.320E-01 6.028E-02 SG-177.15A Complejo Máfico El Teniente 2.480E-01 1.210E-02 SG-177.15B Complejo Máfico El Teniente 2.930E-01 1.209E-02 SG-222.45A Complejo Máfico El Teniente 2.670E-01 1.200E-01 SG-222.45B Complejo Máfico El Teniente 2.220E-01 8.688E-02 Tabla G.6.a: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo Superficie (2000). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 00ET01 00ET0101A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.250E-01 3.005E-02 00ET0102A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.420E-01 3.605E-02 00ET0103A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.550E-01 3.440E-02 00ET0103B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.480E-01 3.256E-02 00ET0104A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.760E-01 4.132E-02 00ET0105A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.230E-01 3.891E-02 00ET0105B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.710E-01 4.685E-02 Sitio 00ET02 00ET0201A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.780E-01 1.090E-03 00ET0201B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.690E-01 1.620E-03 00ET0202A Porfírica. Muy meteorizada 1.240E-01 2.880E-03 00ET0202B Porfírica. Muy meteorizada 1.070E-01 3.110E-03 00ET0203A Autobrecha de Andesita 7.950E-02 1.649E-02 00ET0203B Autobrecha de Andesita 1.080E-01 1.696E-02 00ET0204A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 9.660E-02 1.508E-02 00ET0204B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 9.050E-02 1.492E-02 00ET0205A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 9.000E-02 1.080E-02 00ET0206A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.000E-02 8.460E-03 00ET0207A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.030E-01 1.329E-02 00ET0207B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 7.090E-02 1.303E-02 Sitio 00ET03 00ET0301A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.280E-03 1.600E-04 00ET0301B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.030E-03 1.000E-04 00ET0302A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.400E-03 1.800E-04 00ET0303A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.350E-03 1.200E-04 00ET0304A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.860E-03 4.000E-05 G-12 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.6.a: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 00ET03 00ET0304B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.260E-03 4.000E-05 00ET0305A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.770E-03 4.000E-05 00ET0306A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.750E-02 3.900E-04 00ET0307A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 8.350E-03 1.400E-04 00ET0307B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 8.120E-03 1.400E-04 Sitio 00ET04 00ET0401A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.950E-01 2.988E-02 00ET0401B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.810E-01 3.126E-02 00ET0402A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.390E-01 3.178E-02 00ET0402A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.700E-01 3.212E-02 00ET0404A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.470E-01 2.555E-02 00ET0405A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.050E-01 1.944E-02 00ET0406A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.810E-01 2.513E-02 00ET0406B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.670E-01 2.706E-02 00ET0407A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.180E-02 4.000E-05 00ET0407A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.370E-02 3.000E-05 00ET0409A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.360E-03 5.000E-05 00ET0409B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.540E-03 6.000E-05 00ET0410A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.890E-03 7.000E-05 00ET0410B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.500E-03 6.000E-05 00ET0411A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.270E-03 1.000E-04 00ET0411B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 7.220E-03 9.000E-05 00ET0411B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 7.940E-03 9.000E-05 00ET0412A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.740E-02 8.000E-05 00ET0412A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.010E-02 8.000E-05 00ET0413A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.350E-01 3.015E-02 00ET0413B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.810E-01 2.939E-02 00ET0414A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.580E-01 2.652E-02 00ET0414A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.060E-01 2.624E-02 00ET0415A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 6.060E-01 2.406E-02 00ET0415A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 6.790E-01 2.354E-02 00ET0416A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.160E-01 2.513E-02 00ET0417A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.520E-01 3.186E-02 00ET0417B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.240E-01 3.203E-02 Tabla G.6.b: Resultados de intensidad y susceptibilidad magnética en sectores aledaños a la mina El Teniente. Muestreo Coya (2004). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 04CY01 04CY0101A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.570E-01 2.257E-02 04CY0101B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 6.910E-02 2.272E-02 04CY0102A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.550E-01 1.191E-02 04CY0102A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.580E-01 1.086E-02 04CY0102B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.820E-01 9.740E-03 04CY0103A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.490E-02 1.793E-02 04CY0103B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.030E-01 2.917E-02 04CY0104A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.960E-02 8.820E-03 04CY0105A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.720E-02 2.870E-03 04CY0105B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 6.270E-02 2.870E-03 04CY0106A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.600E-02 1.727E-02 04CY0106B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.390E-02 2.357E-02 Sitio 04CY02 04CY0201A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.700E-01 4.173E-02 04CY0201B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.270E-01 4.173E-02 04CY0202A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.340E-01 3.925E-02 04CY0202B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.770E-01 4.983E-02 04CY0203A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.860E-01 4.357E-02 04CY0203B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.950E+00 7.602E-02 04CY0204A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.930E-01 2.529E-02 04CY0204B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.770E-01 2.529E-02 04CY0205A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.190E-01 2.529E-02 04CY0205B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.160E-01 2.529E-02 Sitio 04CY03 04CY0301A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.780E-01 2.175E-02 04CY0302A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.950E-01 1.840E-02 G-13 ANEXO G: MRN y k en rocas mineralizadas Tabla G.6.b: (continuación). MUESTRA LITOLOGIA MRN K SI Sitio 00CY03 04CY0302B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.790E-01 1.853E-02 04CY0303A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.020E-01 4.287E-02 04CY0303B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.060E-01 4.287E-02 04CY0304A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.010E-02 1.550E-03 04CY0305A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.230E-04 1.600E-04 04CY0306A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.240E-03 6.700E-04 04CY0307A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 2.100E-02 3.240E-03 Sitio 04CY04 04CY0401A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.160E-01 3.026E-02 04CY0401B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.320E-01 3.026E-02 04CY0402A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 4.790E-01 3.134E-02 04CY0403A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.360E-01 3.472E-02 04CY0403B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 6.310E-01 3.398E-02 04CY0404A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.820E-01 2.286E-02 04CY0404B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.930E-01 2.173E-02 04CY0405A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.680E+00 2.809E-02 04CY0406A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.500E+00 2.855E-02 04CY0406B Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 1.350E+00 2.987E-02 04CY0407A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 5.280E-01 2.763E-02 04CY0408A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.870E+00 1.606E-02 04CY0408A Andesita Basáltica. Metamorfismo de baja T? 3.210E+00 1.763E-02 G-14