estudio comparativo entre los depósitos altamira y las luces
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UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
ESTUDIO COMPARATIVO ENTRE LOS DEPÓSITOS ALTAMIRA Y LAS
LUCES, CORDILLERA DE LA COSTA, REGIÓN DE ANTOFAGASTA:
IMPLICANCIAS PARA EL ORIGEN DE LOS DEPÓSITOS
ESTRATOLIGADOS DE Cu – (Ag)
TESIS PARA OPTAR AL GRADO DE MAGÍSTER EN CIENCIAS,
MENCIÓN GEOLOGÍA
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
IGNACIO JOAQUÍN MAUREIRA JOFRÉ
PROFESOR GUÍA
FERNANDO BARRA PANTOJA
MIEMBROS DE LA COMISIÓN
MARTIN REICH MORALES
DIEGO MORATA CÉSPEDES
VÍCTOR MAKSAEV JURCHUC
Este trabajo ha sido financiado por el proyecto FONDECYT-1140780 y Núcleo Milenio
Trazadores de Metales NC130065
SANTIAGO DE CHILE
2018
i
RESUMEN DE LA TESIS PARA OPTAR AL TÍTULO DE:
Geólogo y grado de Magíster en Ciencias, Mención Geología
POR: Ignacio Joaquín Maureira Jofré
FECHA: 05/01/2018
PROFESOR GUÍA: Fernando Barra Pantoja
PROFESOR CO-GUÍA: Martin Reich Morales
ESTUDIO COMPARATIVO ENTRE LOS DEPÓSITOS ALTAMIRA Y LAS LUCES,
CORDILLERA DE LA COSTA, REGIÓN DE ANTOFAGASTA: IMPLICANCIAS PARA
EL ORIGEN DE LOS DEPÓSITOS ESTRATOLIGADOS DE Cu – (Ag)
Los depósitos estratoligados de Cu – (Ag), tanto de la franja norte como centro del país, son una importante
fuente de Cu y Ag a nivel nacional. Estudios recientes indican que este tipo de depósitos se forma a través de
procesos epigenéticos, existiendo dos modelos principales para explicar su origen: un primer modelo sugiere un
aporte de fluidos magmáticos-hidrotermales a partir de un intrusivo en profundidad, mientras que un segundo
modelo establece que los fluidos mineralizadores corresponderían a una mezcla de fluidos de distinto origen, tales
como salmueras de cuencas, aguas connatas y/o aguas meteóricas, que circularían ayudados por el calor emanado de
intrusivos gabroicos a dioríticos profundos. Estos fluidos hidrotermales lixiviarían los metales (Cu – Ag) de las
secuencias volcánicas/volcano-sedimentarias, precipitando la mena en zonas favorables como fallas, amígdalas y
brechas hidrotermales.
Con el objetivo de aportar al modelo genético para los yacimientos estratoligados de Cu-Ag del norte de Chile, se realizó un estudio comparativo de los depósitos Altamira y Las Luces, de edad Cretácica y Jurásica,
respectivamente. Se realizaron estudios petrográficos y calcográficos, estudios de química mineral mediante
microscopía electrónica de barrido y análisis de microsonda electrónica, además de análisis de isótopos estables de S
y análisis de roca total de las secuencias encajantes con el propósito de entregar nuevos antecedentes al modelo
genético.
El depósito Las Luces de edad Jurásica se ubica en la Región de Antofagasta, al sur de la ciudad de Taltal y
se hospeda en las secuencias volcánicas de la Formación La Negra. La mineralogía de mena consiste en
calcosina/digenita y bornita con trazas de calcopirita y galena las cuales se encuentran como relleno de amígdalas,
vetillas y en matriz de brechas. Los contenidos promedios de Ag para la digenita son de 0.12% en peso y 0.14% en
peso para la bornita. Los datos isotópicos de S (δ34S: -2.5 a 2.9 ‰) indican una fuente magmática para este elemento,
probablemente derivado de las secuencias volcánicas jurásicas o los cuerpos intrusivos espacialmente asociados a la
mineralización.
El depósito Altamira se localiza en la Región de Antofagasta, al sureste de la ciudad de Taltal, y se hospeda
en las secuencias volcano-sedimentarias de la Formación Aeropuerto. La mineralogía de mena consiste en
digenita/anilita y bornita, las cuales reemplazan a piritas framboidales formadas durante la etapa de diagénesis de las
secuencias encajantes. Los contenidos promedios de Ag para la digenita son 0.11% en peso. Las composiciones
isotópicas de S (δ34S: -38.7 a -10.7 ‰) representan un ambiente reductor para las piritas framboidales precursoras,
como resultado de la reducción de sulfato marino por acción de bacterias. Los diagramas de clasificación de rocas
volcánicas indican un ambiente de intra-arco para la Formación Aeropuerto. Los datos obtenidos para el depósito
Altamira indican que pertenece a la franja Cretácica de yacimientos estratoligados, lo que implica que esta franja se
prolongaría hasta el sur de Taltal.
Los cálculos de balance de masas para estos yacimientos arrojan razones de agua/roca altos, con valores de
0.55 y 1.36 en volumen para Altamira y Las Luces, respectivamente. Esto implica que estos depósitos se formaron a
partir de procesos epigenéticos que involucran altos volumenes de fluido, lo que constrasta con procesos
metamórficosen donde la razón fluido/roca es generalmente más baja (<0.025).
Los resultados de este estudio sugieren que los intrusivos gabroicos-dioríticos que intruyen a las secuencias
hospedantes actuarían como la fuente calórica que generaría la convección de aguas de de distinta naturaleza,
incluyendo connatas, salmueras de cuenca, aguas meteóricas y/o magmáticas, y que estos fluidos hidrotermales
lixiviarían los metales de las rocas de caja, generando así la mineralización de Cu (-Ag).
ii
“Las guerras seguirán mientras el color de la piel
siga siendo más importante que el de los ojos.”
Bob Marley
“Pasamos mucho tiempo ganándonos la vida,
pero no el suficiente tiempo viviéndola.”
Teresa de Calcuta
“Nuestra mayor gloria no está en no caer nunca,
sino en levantarnos cada vez que caemos.”
Confucio
“No se puede poseer mayor gobierno, ni menor, que el de uno mismo.”
Leonardo Da Vinci
iii
AGRADECIMIENTOS
Agradezco en primer lugar a los miembros de la comisión del presente trabajo de tesis, Dr.
Fernando Barra, Dr. Martin Reich, Dr. Diego Morata y Dr. Víctor Maksaev. Con particular
enfásis me gustaría darle las gracias a mi profesor guía, Dr. Fernando Barra, por apoyarme,
guiarme y educarme a lo largo de este trabajo, así como también al Dr. Martin Reich por
permitirme ser parte de su equipo de trabajo y por enseñarme que la ciencia , aunque no es fácil,
es gratificante cuando el objetivo final se logra de buena forma.
Este trabajo fue financiado por los proyectos FONDECYT-1140780 (Metallogenesis of the
Mesozoic magmatic arc of northern Chile: Testing the IOCG connection using multy-proxy
geochemical approach) y por el Núcleo Milenio NC1300065 “Trazadores de Metales en Zonas de
Subducción”.
Agradezco a la compañía Minera Las Cenizas S.A, especialmente a Marcelo Araya, Mario Castro
y Jorge Knabe por apoyarnos logísticamente, facilitarnos información y por permitirnos acceder a
la zona de estudio, extraer muestras y datos en terreno.
Por sobre todo, quisiera agradecer a mis padres, Sergio y Constanza, por darme la vida y por
formarme como persona, ya que sin ellos no sería el hombre que soy ahora, gracias por su
incondicional apoyo y amor, por darme una palabra de aliento cada vez que lo necesitaba y por
permitirme forjar mi propia historia. A mi hermano, Raimundo, por ser un amigo y un partner, y
aunque a pesar de las diferencias que tengamos, el amor y cariño que nos tenemos nos hace
sobrellevar todo.
A mi hermosa polola, Gisella, ya que con ella he alcanzado una armonía y paz que no conocía.
Gracias Yoyi por darme todo el amor que me das y por estar ahí para cada locura que se me
ocurra. Eres un pilar fundamental en mi vida y lo seguirás siendo hasta viejitos. Te amo womi.
También quiero agradecer a mis amigos de antaño y que, a pesar de todo, siguen ahí: Apara,
Maguilón, Paolo, Kavezón y Negro, gracias por permitirme ser sus amigos y por todos los buenos
momentos que hemos pasado. A mis primos Borja, Aníbal, Benja, Pancho, Maxi, Alondra por
toda una vida juntos. Agradezco también a la gente maravillosa que he conocido en el camino y
quienes han sido parte importante de mi vida durante estos 10 años: Mono, Matiash, Jota, Baeza,
Pablo, Cebolla, Shama, Chemi, Pepe, Rusio y especialmente a Gabriel, que a pesar de que no
estés, te recuerdo como el gran amigo y persona que fuiste. Agradezco a la gente de la oficina
milenio, por la buena onda y caféses compartidos, y por el apoyo y alegría que me han entregado
durante estos últimos dos años, en especial a Salo, Rurik, Tomás y Jorge.
Finalmente, agradezco a los funcionarios del Departamento de Geología, Carlos Gómez, Julio,
Roberto y en particular a Maritza y Blanquis por su ayuda y apoyo infinito.
iv
TABLA DE CONTENIDO
CAPÍTULO 1 - INTRODUCCIÓN.............................................................................................. 1
1.1. PRESENTACIÓN ................................................................................................................... 1
1.2. OBJETIVOS .......................................................................................................................... 5
1.2.1. Generales .................................................................................................................... 5
1.2.2. Específicos ................................................................................................................... 5
1.3. HIPÓTESIS DE TRABAJO ....................................................................................................... 6
1.4. UBICACIÓN Y ACCESOS ....................................................................................................... 6
1.5. TRABAJOS ANTERIORES ....................................................................................................... 7
CAPÍTULO 2 - METODOLOGÍA ............................................................................................ 13
2.1. INVESTIGACIÓN BIBLIOGRÁFICA Y RECOPILACIÓN GEOLÓGICA ......................................... 13
2.2. TRABAJO EN TERRENO....................................................................................................... 13
2.3. TRABAJO EN LABORATORIO .............................................................................................. 13
CAPÍTULO 3 - A COMPARATIVE STUDY BETWEEN THE ALTAMIRA AND LAS
LUCES DEPOSITS, COASTAL CORDILLERA, NORTHERN CHILE: IMPLICATIONS
FOR THE ORIGIN OF STRATABOUND CU - (AG) DEPOSITS ....................................... 15
4.1. INTRODUCTION ................................................................................................................. 17
4.2. GEOLOGICAL SETTING ...................................................................................................... 20
4.3. GEOLOGY OF LAS LUCES DEPOSIT .................................................................................... 22
4.4 GEOLOGY OF ALTAMIRADISTRICT……………………………………………………..…24
4.5 MATERIALS AND METHODS ……………………………………………………………...25
4.5.1. ScanningElectronMicroscopy-Energy Dispersive X-Ray Spectroscopy (SEM-EDS) 25
4.5.2. Electron Microprobe Analysis (EPMA) .................................................................... 25
4.5.3. Sulfur stable isotopes analysis .................................................................................. 26
4.5.4. Whole rock Analyses ................................................................................................. 26
4.6 RESULTS ........................................................................................................................... 27
4.6.1. Alteration and mineralization ................................................................................... 27
4.6.2. Mineral Chemistry ..................................................................................................... 29
4.6.3. Sulfur isotope data .................................................................................................... 30
4.6.4. Volcanic host rock composition ................................................................................ 30
4.7 DISCUSSION ...................................................................................................................... 31
4.7.1. Silver contents in sulfides .......................................................................................... 32
4.7.2. Sulfur isotopes ........................................................................................................... 33
4.7.3. Depositional environment of the volcanic host rocks ............................................... 34
4.7.4. Genetic models .......................................................................................................... 35
4.8 CONCLUSIONS ................................................................................................................... 37
CAPÍTULO 4 - DISCUSIONES ................................................................................................. 77
CAPÍTULO 5 - CONCLUSIONES ............................................................................................ 83
v
BIBLIOGRAFIA ......................................................................................................................... 85
ANEXOS....................................................................................................................................... 92
vi
ÍNDICE DE TABLAS
Table 1. Main characteristics of the most important stratabound of northern and central Chile. . 69
Table 2. EPMA data of the Altamira deposit. ............................................................................... 71
Table 3. EPMA data of the Las Luces deposit.............................................................................. 72
Table 4. Stable isotope analyses. .................................................................................................. 73
Table 5. Summary of stable isotope data of the principal stratabound deposits ........................... 74
Table 6. Whole rock analyses of host rocks. ................................................................................ 75
vii
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. Distribución de los principales estratoligados del norte y centro de Chile. .................... 4
Figura 2. Ubicación y vías de acceso a los depósitos Altamira y Las Luces. ................................ 7
Figure 1. Spatial distribution of the main stratabound deposits in Chile...................................... 46
Figure 2. Geologic map of the studied area. ................................................................................. 47
Figure 3. Geology of the Las Luces deposit. ................................................................................ 48
Figure 4. Hand sample photographs of the different rocks in Las Luces. .................................... 49
Figure 5. Geology of the Altamira district.................................................................................... 51
Figure 6. Hand sample photographs of the different rocks in Altamira. ...................................... 52
Figure 7. Photomicrographs of the alteration minerals from Las Luces ...................................... 53
Figure 8. Photomicrographs of the ore minerals from Las Luces ................................................ 54
Figure 9. Paragenetic sequence for Las Luces deposit ................................................................. 55
Figure 10. Photomicrographs of the alteration minerals from Altamira ...................................... 56
Figure 11. Photomicrographs of the ore minerals from Altamira ................................................ 58
Figure 12. Paragenetic sequence for Altamira deposit ................................................................. 60
Figure 13. Scanning Electron Microscope images from Altamira ............................................... 61
Figure 14. Compositional range of digenite measured by EPMA ................................................ 62
Figure 15. Geochemistry of the volcanic host rocks .................................................................... 63
Figure 16. Spider diagram for the volcanic host rocks ................................................................. 64
Figure 17. REE diagram for the volcanic host rocks .................................................................... 64
Figure 18. Affinity discrimination diagram for the volcanic host rocks ...................................... 65
Figure 19. Tectonic setting discrimination diagram for the volcanic host rocks .......................... 66
Figure 20. Schematic formation model for the Chilean stratabound deposits .............................. 67
1
CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN
1.1 Presentación
Los depósitos estratoligados de Cu – (Ag), también conocidos como “Mantos tipo
Chileno” (Masksaev y Zentilli, 2002), se disponen en dos franjas metalogénicas de
diferente edad a lo largo de la Cordillera de la Costa del norte y centro de Chile (Figura 1).
La franja norte (22º-26ºS) comprende depósitos de edad Jurásica hospedados en
secuencias volcánicas y volcanoclásticas tales como son las formaciones La Negra,
Camaraca y Oficina Viz (Kojima et al., 2009). Por otra parte, los depósitos de la franja de
la zona centro del país (30º-34ºS) de edad Cretácica se formaron en cuencas intra-arco
(Levi, 1969; Vergara, 1995), donde la mineralización de mena está hospedada en
secuencias volcano-sedimentarias (formaciones Pabellón, Arqueros, Quebrada Marquesa,
Lo Prado y Veta Negra; Zentilli et al., 1997; Boric et al., 2002; Cisternas y Hermosilla,
2006).
La franja metalogénica del norte contiene varios depósitos de importancia, entre los
cuales se destacan Buena Esperanza, Mantos de la Luna, Mantos del Pacífico, Distrito
Michilla (depósitos Susana y Línce-Estefanía), Santo Domingo y Mantos Blancos (Figura
1). Estos depósitos están hospedados por basaltos y andesitas porfíricas pertenecientes a la
Formación La Negra de edad Jurásica (Rogers, 1985; Oliveros et al., 2006, 2007). La
excepción la constituye el yacimiento Mantos Blancos, el depósito más grande de esta
franja, que se aloja en un conjunto bimodal de rocas riolíticas y andesíticas (Sato, 1984;
Maksaev y Zentilli, 2002; Ramírez et al., 2006; Kojima et al., 2009).
Las secuencias volcánicas son intruida por plutones de composiciones gabroicas a
granodioríticas de edad Jurásico a Cretácico Temprano (Tristá-Aguilera, 2006) y por
cuerpos intrusivos subvolcánicos andesíticos (Maksaev y Zentilli, 2002). Los datos
geocronológicos disponibles indican que el emplazamiento de los cuerpos plutónicos
ocurrió entre los 168 y 147 Ma (Boric et al., 1990; Maksaev, 1990, Maksaev y Zentilli,
2002), mientras que las edades obtenidas para los cuerpos subvolcánicos varían entre 168 y
112 Ma (Boric et al., 1990; Oliveros et al., 2006).
2
La mineralización de cobre en estos depósitos ocurre como diseminaciones, relleno
de amígdalas, vetillas, stockworks y matriz de brecha (Espinoza et al., 1996). La secuencia
volcánica de la Formación La Negra está afectada por eventos de alteración regional de
muy bajo a bajo grado, donde la principal asociación de alteración está representada por
clorita, epidota, cuarzo, sericita, prehnita, pumpellyita, ceolitas y actinolita. Una
combinación de procesos tales como metamorfismo de enterramiento o calentamiento y
aporte de fluidos desde intrusivos pertenecientes al Batolito Costero han sido propuestos
como origen de estos eventos de alteración (Losert, 1973; Sato, 1984; Oliveros, 2005). La
secuencia paragenética de mineralización en los depósitos de esta franja, se caracteriza por
una etapa temprana de formación de pirita-calcopirita con menor magnetita-hematita,
seguida por la etapa principal de mena caracterizada por la precipitación de bornita y
calcosina-digenita hipógena.
La alteración hidrotermal que afecta a la roca hospedante corresponde a un
metasomatismo sódico representado por una albitización penetrativa de la plagioclasa
primaria, seguida por una alteración cálcica caracterizada por epidota, clorita, calcita, y
menor sericita, actinolita y cuarzo (Elgueta et al., 1990; Kojima et al., 2003; Cisternas y
Hermosilla, 2006; Oliveros et al., 2008). Cabe mencionar que estas alteraciones son muy
difíciles de diferenciar del metamorfismo de regional que afecta a las secuencias.
Los depósitos estratoligados de Cu – (Ag) de la franja metalogénica central del país
se formaron dentro de cuencas continentales de intra-arco, rellenas por secuencias de edad
Cretácica Temprana, principalmente volcánicas y volcano-sedimentarias, además de
areniscas, lutitas y calizas (Camus, 1990; Sillitoe, 2003; Maksaev y Zentilli, 2002; Kojima
et al., 2009). Los depósitos más grandes de esta franja son El Soldado y Lo Aguirre, ambos
hospedados en rocas volcánicas, mientras que los depósitos Talcuna, Cerro Negro, Catemu,
Uchumi y Arqueros se hospedan en secuencias predominantemente sedimentarias y/o
volcanoclásticas. La mineralización hipógena está representada por calcopirita, bornita,
calcosina, pirita y menor galena y esfalerita. Los minerales de ganga comunes son calcita,
clorita, epidota, hematita y localmente magnetita. Ceolitas, pumpellyita y prehnita son
encontrados habitualmente como relleno de amígdalas en las secuencias volcánicas,
evidenciando un evento de metamorfismo regional de muy bajo grado (Zentilli et al., 1997;
Wilson y Zentilli, 1999; Morales et al., 2005; Kojima et al., 2009).
Una de las principales diferencias entre los depósitos Jurásicos y Cretácicos, es la
presencia de bitumen en estos últimos, asociado con la mineralización de Cu – (Ag).
Algunos autores (Zentilli et al., 1997; Wilson y Zentilli, 1999) han sugerido que la
mineralización de cobre fue depositada dentro de reservorios degradados de petróleo
producto de fluidos oxidados ricos en Cu que circularon a través de dichos reservorios y
donde el petróleo/bitumen constituyó una trampa geoquímica para las soluciones
mineralizantes. Adicionalmente, los datos de isótopos de azufre para los depósitos Jurásicos
3
muestran una signatura magmática para estos, mientras que para los depósitos Cretácicos
ricos en bitumen, esta signatura se caracteriza por presenter valores de δ34S muy negativos,
indicando una fuente del azufre producto de la reducción de sulfato de aguas marinas
mediante la acción de bacterias (Wilson et al., 1999; Carrillo-Rosua et al., 2014).
Considerando las mencionadas diferencias entre los yacimientos estratoligados de
edad Jurásica y Cretácica, no es raro que el origen de estos depósitos continúe siendo
controversial. Algunos autores han propuesto un modelo de formación de mena de tipo
singenético (e.g., Ruiz et al., 1965, 1971; Stoll, 1965), mientras que otros apoyan un
modelo epigenético basado en la geometría de los cuerpos de mena, las relaciones
espaciales de la mineralización de cobre alrededor de stocks y filones intrusivos, sumado a
una vasta alteración hidrotermal asociada a los sulfuros de cobre diseminados y como
relleno de espacios abiertos (amígdalas, vetillas, stockworks; Maksaev y Zentilli, 2002).
Actualmente, la corriente epigenética es la más aceptada, y han surgido dos teorías
principales de formación para estos depósitos: a) un origen magmático-hidrotermal donde
los fluidos y metales son derivados a partir de una fuente magmática profunda (e.g.,
Palacios, 1990; Vivallo y Henríquez, 1998; Maksaev y Zentilli, 2002), y b) mineralización
generada a partir de la lixiviación de metales desde la roca encajante, donde los fluidos
mineralizantes son de origen no magmático y/o sedimentario (salmueras de cuenca, aguas
connatas y/o aguas meteóricas), y son movilizados a partir del calor generado por intrusivos
(Losert, 1973; Sato, 1984; Boric et al., 1990; Oyarzún et al., 1998; Tosdal y Munizaga,
2003; Carrillo-Rosúa et al., 2014).
Este trabajo de tesis consta de cinco capítulos principales: una introducción general,
seguido de la metodología empleada en cada etapa del trabajo, un artículo científico
titulado A comparative study between the Altamira and Las Luces deposits, Coastal
Cordillera, northern Chile: Implications for the origin of stratabound Cu – (Ag) deposits,
en donde se integran y discuten los resultados de petrografía de alteración y mena, análisis
de química mineral mediante microscópio electrónico de barrido y microsonda electrónica,
datos de isótopos estables de azufre y geoquímica de roca total, además de la discusión de
los resultados obtenidos y los objetivos del presente trabajo. El último capítulo de esta tesis
resume las conclusiones generales del trabajo realizado.
Para los depósitos en estudio no existen trabajos enfocados al origen de la
mineralización, por lo que el presente trabajo pretende entender la génesis de estos
yacimientos, realizando un análisis integrado que permita definir un modelo de formación
para ambos.
4
Figura 1. Distribución espacial de los depósitos estratoligados de Cu-Ag del norte y centro
de Chile comprendidos entre los 18º y 34ºS. Modificado de Maksaev y Zentilli (2002) y
Kojima et al. (2009).
5
Este trabajo fue financiado por el proyecto FONDECYT: Metallogenesis of the
mesozoic magmatic arc of northern Chile: Testing the IOCG connection using a multy-
proxy geochemical approach con el Dr. Fernando Barra como investigador principal y
profesor guía de este trabajo de Tesis y se enmarca dentro del Núcleo Milenio Trazadores
de Metales en Zonas de Subducción (NMTM) con el Dr. Martin Reich como director y el
Dr. Fernando Barra como director alterno, núcleo financiado por la Iniciativa Científica
Milenio (ICM) del Ministerio de Economía, Fomento y Turismo.
1.2 Objetivos
1.2.1 Objetivos generales
El objetivo general del presente trabajo es generar un modelo metalogenético para los
depósitos estratoligados de Cu – (Ag) mediante el estudio comparativo de los yacimientos
Altamira y Las Luces a partir de la mineralogía de alteración y mena, química de las fases
sulfuradas principales, isótopos estables de S y geoquímica de roca total.
1.2.2 Objetivos específicos
1- Determinar la mineralogía de alteración, ganga y mena, con el fin de establecer una
secuencia paragénetica para cada depósito, a partir de microscopía óptica y electrónica de
barrido (SEM).
2- Determinar la fuente del S en ambos depósitos, mediante el análisis de δ34S.
3- Determinar el modo de ocurrencia de la Ag en los depósitos en estudio, a partir de
análisis de microsonda electrónica (EPMA).
4- Evaluar el mecanismo de formación de estos depósitos a partir de la lixiviación de
metales desde la roca de caja, los contenidos de Cu de estas y el volumen total de roca
necesario para concentrar las leyes y tonelajes reportados para los depósitos Altamira y Las
Luces.
6
1.3 Hipótesis de trabajo
Los depósitos estratoligados de Cu – (Ag) de la Cordillera de la Costa del norte de
Chile tienen un origen hidrotermal. La mineralización de cobre y plata se forma por la
lixiviación de la roca de caja producto de fluidos hidrotermales, los cuales circulan
ayudados por el calor convectivo aportado por intrusivos profundos de composiciones
gabroicas a granodioríticas. Estos fluidos circulan hacia zonas permeables favorables a
partir de fallas, precipitando la mena en zonas de fallas o como matriz de brechas y/o en
vetillas y amígdalas.
1.4 Ubicación y accesos
El Distrito Altamira se ubica en la Comuna de Taltal en el límite sur de la IIª
Región, a 360 km al sur-sureste de la ciudad de Antofagasta, a 70 km al sureste de la ciudad
de Taltal y a 55 km al noroeste del yacimiento El Salvador. Se accede al sector por caminos
secundarios moderadamente conservados (Ruta 92). Desde el kilómetro 1075 de la ruta 5
Norte se toma un desvío hacia el este y se continúa por aproximadamente 65 km.
Alternativamente, desde la localidad de Diego de Almagro se recorren 85 km hacia el norte.
El Distrito Minero Las Luces se ubica en la Comuna de Taltal, en el límite sur de la
IIª Región, a 350 km al sur de la ciudad de Antofagasta, a 35 km al sur de la ciudad de
Taltal y a 80 km al norte del poblado de Chañaral. Se accede al área desde la ruta 25 que
comunica la ciudad de Taltal con la ruta 5 Norte, punto desde el cual se toma el camino B-
900 que recorre hasta Caleta Cifuncho; 5 km antes de dicha caleta existe una bifurcación
que lleva al este hacia la planta concentradora de Las Luces, y 7 km hacia el este desde la
planta, se accede a la Mina Las Luces.
La Figura 2 muestra las principales localidades y vías de acceso a los depósitos en estudio.
7
Figura 2. Ubicación y vías de acceso a los depósitos Altamira y Las Luces.
1.5 Trabajos anteriores
Extensa bibliografía existe sobre los depósitos estratoligados de Chile, en donde se
presentan las distintas teorías y mecanismos responsables de la formación de estos
yacimientos. Los siguientes trabajos son los que se utilizan como base para la realización
de este estudio:
Sato (1984) estudió las características generales de los depósitos estratoligados de la
Cordillera de la Costa, mencionando que sus rocas de caja son comúnmente flujos de lavas
amigdaloidales y secuencias volcanoclásticas. Los minerales de mena principales son
calcopirita, bornita y calcosina asociados a pirita, hematita y/o magnetita, con una
alteración hidrotermal asociada leve o ausente. Este autor propuso que los procesos de
deshidratación producto del metamorfismo de enterramiento de las secuencias hospedantes
serían los fluidos responsables de la formación de los “mantos” chilenos.
8
Espinoza et al. (1996) estudiaron los depósitos de Cu de la Cordillera de la Costa
del norte de Chile, sugiriendo que las caracterísitcas de estos yacimientos dependen
fuertemente de la roca en la cual se hospedan, generando una clasificación de estos
depósitos en tres tipos: a) Hospedados en rocas volcánicas (Sub-tipo Buena Esperanza,
Carolina Michilla y Mantos Blancos); b) Hospedados en rocas intrusivas (Vetas tipo
Montecristo) y; c) Hospedados en rocas sedimentarias (Tipo Caleta Coloso). Finalmente,
menciona que el origen del depósito Buena Esperanza sería debido a eventos hidrotermales
tardíos ocurridos durante el Jurásico y parte del Cretácico Inferior, ya que los cuerpos
intrusivos asociados a este depósito son entre 20 a 30 Ma más jovenes que el depósito.
Vivallo y Henríquez (1998) estudiaron los depósitos estratoligados y vetiformes de
la Cordillera de la Costa de la región de Antofagasta. Los autores mencionan que las vetas
de Cu – Fe ± Au se hospedan preferentemente en cuerpos intrusivos, mientras que los
estratoligados de Cu – (Ag) se alojan en secuencias volcánicas pertenecientes a la
Formación La Negra. Los estudios isotópicos realizados (S, C y O) sugieren un origen
común para ambos tipos de depósitos, preferentemente magmático, en donde las soluciones
hidrotermales se exolverían a partir de cuerpos intrusivos de composición granítica.
Adicionalmente, los autores mencionan que estos fluidos hidrotermales – magmáticos
interactuaron con fluidos de razones 87Sr/86Sr más altas, como por ejemplo aguas
meteóricas equilibradas isotópicamente con rocas corticales antiguas. Los isótopos de Pb
indican un reservorio orogénico común para el Pb de los minerales de mena, según la
composición isotópica de Pb de los sulfuros estudiados. Finalmente, sugieren que los
depósitos vetiformes se forman a partir de soluciones magmáticas en equilibrio con
magnetita y pH neutro a alcalino y a temperaturas más elevadas, mientras que los depósitos
estratoligados se generan a partir de la migración hacia superficie de estas mismas
soluciones que dieron origen a las vetas, cambiando sus condiciones redox a más oxidante
debido a la presencia de hematita y de menor temperatura.
Aguirre et al. (1999) obtuvieron edades 40Ar/39Ar en basaltos del Grupo Ocoítico
(Formación Lo Prado y Veta Negra) en la Cordillera de la Costa del centro de Chile. Estos
autores compararon las edades obtenidas para plagioclasas primarias y adularia hidrotermal
y obtuvieron un rango de aproximadamente 25 Ma entre la deposición de las secuencias
volcánicas en un cuenca extensional ensiálica y el desarrollo del metamorfismo de
enterramiento en facies que iban desde ceolitas en superficie hasta esquistos verdes en
profundidad. Con la diferencia de edades obtenidas se calculó una tasa de subsidencia de
las secuencias volcánicas variable entre 150 - 180 m/Ma y un gradiente termal de 20-30 ºC
km-1.
Boric et al. (2002) estudió la geología del depósito El Soldado, perteneciente a la
franja de depósitos Cretácico Inferior, el cual se hospeda en la secuencia volcano-
9
sedimentaria de la Formación Lo Prado. Estos autores reconocen dos eventos principales
que dieron origen al yacimiento, el primero de baja temperatura y diagenético, durante el
cual se formaron piritas framboidales precursoras asociadas a petróleo degradado entre los
130 a 120 Ma, y un segundo evento hidrotermal de mayor temperatura (>300 ºC) a los 103
Ma, coincidente con el emplazamiento de batolitos, el cual precipitó hematita, seguida por
calcopirita, bornita y calcosina, las cuales reemplazaron las piritas framboidales
precursoras. Los datos isotópicos obtenidos arrojan que el azufre de las piritas framboidales
proporcionó el grueso del azufre de los sulfuros de Cu posteriores, el petróleo fue la fuente
del carbono en el bitumen y carbonatos, el Os de las piritas framboidales fue derivado de
las lutitas negras pertenecientes a la Formación Lo Prado, el estroncio contenido en las
calcitas fue heredado de las lavas Cretácicas y finalmente los isótopos de oxígeno de los
carbonatos y el argón atmosférico dentro de los feldespatos sumado a las altas salinidades
obtenidas de los estudios de inclusiones fluidas (21 – 26% en peso de NaCl eq.) sugieren
que salmueras de cuenca connatas – metamórficas transportaron el Cu que generó la
mineralización posterior.
Maksaev y Zentilli (2002) compararon los depósitos estratoligados de la franja norte
y centro del país, sugiriendo que su origen no se produce directamente por el aporte de
fluidos hidrotermales exsueltos desde los intrusivos gabroicos a dioríticos, debido a que
estos son estériles y que los datos de Sr, Os y Pb no se condicen con este origen, sino que
por un origen cortical de estos. Postulan que la mineralización en los depósitos
estratoligados de Cu – (Ag) se genera producto de la mezcla de fluidos de distinto origen
que son mobilizados hacia niveles permeables y zonas de debilidad estructural de las
secuencias volcano-sedimentarias Mesozoicas durante el emplazamiento de batolitos
granodioríticos bajo regímenes transtensionales. Sugieren, además, que los depósitos tipo
IOCG son de origen metasomático y genéticamente asociados a zonas de contacto de
batolitos dioríticos de edad Cretácica Superior, mientras que los estratoligados constituyen
la mineralización distal de batolitos granodioríticos de edad Jurásica Superior a Cretácica
Inferior.
Kojima et al. (2003) estudiaron depósitos estratoligados del norte de Chile (Susana
– Línce, Buena Vista y Mantos de la Luna), obteniendo una paragénesis de la mena
hipógena constituida por calcosina – digenita – bornita ± calcopirita – hematita. Los datos
de inclusiones fluidas obtenidas indican temperaturas entre 200 – 380 ºC y un amplio rango
de salinidades, el cual varía entre 7 a 34% en peso de NaCl equivalente. Adicionalmente,
obtuvieron datos isotópicos de O y C de las calcitas asociadas a la mena del depósito
Susana – Línce, que junto con los datos termométricos, permitieron sugerir que el fluido
responsable de la mineralización de calcita fue derivado de la mezcla de aguas meteóricas
de alta temperatura con salmueras de cuenca enfriadas, lo que implica que los depósitos
estratoligados se formaron mediante procesos epigenéticos a partir de soluciones
hidrotermales no – magmáticas y moderadamente oxidantes.
10
Tosdal y Munizaga (2003) reportan que las composiciones isotópicas de Pb en
minerales de mena de la mayoría de los depósitos entre los 30° y 34°S derivan de rocas
ígneas contemporáneas, a excepción de los estratoligados, en donde el plomo se deriva a
partir de las secuencias volcánicas y sedimentarias hospedantes.
Wilson et al. (2003) estudiaron el depósito El Soldado, el estratoligado más grande
de la franja central de Chile, hospedado en la Formación Lo Prado. Este yacimiento se
formó en dos etapas. La primera, de baja temperatura, en donde el petróleo líquido de las
lutitas carbonáceas migró hacia las rocas volcánicas sobreyacientes de la Formación Lo
Prado, generando la formación de piritas framboidales en asociación con el petróleo, a los
130 - 125 Ma. El segundo evento hidrotermal se caracteriza por el reemplazo de las piritas
framboidales precursoras por calcopirita, bornita y calcosina, desarrollado a los 103 Ma.
Los estudios isotópicos indican que el origen del azufre de las piritas framboidales es
producto de la reducción bacteriana de sulfato, mientras que la segunda etapa de mena se
caracteriza por la participación de fluidos hidrotermales de cuenca que transportan el Cu y
reemplazan a las piritas precursoras generando los minerales de mena
Ramírez et al. (2006) distinguien dos eventos hidrotermales que dieron origen al
depósito Mantos Blancos. El primero de dominancia fílica asociado a un evento de
brechización magmática – hidrotermal félsica a los ~155 Ma. El evento más joven, presenta
alteraciones potásica, propilítica y sódica, asociado a la intrusión de cuerpos dioríticos
ocurrido entre los 142 – 141 Ma. La mena principal se asocia al segundo evento
hidrotermal y consiste en un núcleo rico en digenita – calcosina supérgena, seguido por
calcopirita – bornita, calcopirita – pirita y finalmente pirita en las zonas más periféricas de
los cuerpos. Los estudios de inclusiones fluidas indican temperaturas de 450 – 460 °C y
350 – 410 °C con salinidades entre 3 – 53 y 13 – 45% en peso de NaCl eq., para los eventos
potásico y sódico, respectivamente, ocurridos durante descompresión debido a la
sobrepresión de fluidos. Los datos de isótopos de S dan valores cercanos al 0 ‰, sugiriendo
una dominancia magmática del azufre.
Oliveros et al. (2008) reportan edades 40Ar/39Ar en el depósito estratoligado Mantos
Blancos de la Formación la Negra (156.3 ± 1.4 Ma) y los eventos de mineralización
asociados. El primer evento fue datado en 155-156 Ma en plagioclasa sericitizada, siendo
contemporáneo con la extrusión de la Formación La Negra. El segundo evento y principal
de mineralización ocurrió alrededor de los 142 Ma. Los autores demuestran la existencia de
dos eventos de mineralización hipógena en el depósito estratoligado más grande de la franja
Jurásica.
Tristá-Aguilera et al. (2006) estudiaron los sulfuros de cobre del depósito Línce –
Estefanía, perteneciente al Distrito Michilla del norte del país, obteniendo isótopos de Re y
11
Os de calcosina y bornita, generando una isocrona Re- Os de edad 160 ± 16 Ma consistente
con los datos geocronológicos previso de las roca de caja que hospedan la mineralización y
con una razón inicial de 187Os/188Os de 1.06 ± 0.09, la que indica un componente cortical
para la fuente del Os y, por consiguiente, de los sulfuros de Cu que lo contienen.
Kojima et al. (2009) resumió los aspectos generales de los depósitos estratoligados
chilenos con las dos franjas metalogéneticas del norte y centro, mencionando que
mineralogía de mena característica de los primeros es de calcosina – digenita y bornita,
mientras que para los mantos Cretácicos la mineralización hipógena dominante sería la
calcopirita. Realizó estudios de inclusiones fluidas de minerales de ganga asociados a la
mena y determinó temperaturas de homogenización entre 150 – 360 ºC para las salmueras
de cuenca a bajas presiones cercanas a la curva de ebullición. Los datos isotópicos de Sr,
Pb, S y Os obtenidos indican una génesis epigenética de estos depósitos, con dominancia
hidrotermal, en donde la interacción de salmueras superficiales no magmáticas y la roca de
caja volcano–sedimentaria, generarían la lixiviación de los metales desde esta última,
ayudados por el calor emanado de complejos plutónicos profundos.
Reich et al. (2010) determinaron la concentración y forma mineralógica de metales
preciosos y metaloides “invisibles” (Ag, Au; As, Sb, Te, Se, respectivamente) en digenita
supérgena de depósitos de Cu en el Desierto de Atacama del Norte de Chile, combinando
análisis mediante espectrometría de masas por iones secundarios (SIMS) y microsonda
electrónica (EPMA), encontrando que esta fase mineral puede alojar hasta 11.000 ppm de
Ag y 6 ppm de Au, en correlación principal con As, encontrando que aquellas muestras con
razones altas de Ag/As (>30) y Au/As (>0.03) contienen nanopartículas de Ag y Au,
mientras que aquellas muestras con razones bajas contienen Ag y Au ligada a la estructura
cristalina de los sulfuros de Cu. Adicionalmente, concluye que la digenita supérgena juega
un rol esencial al momento de extraer metales preciosos desde soluciones subsaturadas
cercanas a ambientes superficiales.
Reich et al. (2013) estudiaron la ocurrencia de Ag y Au en sulfuros hidrotermales,
principalmente bornita y calcopirita en el depósito Mantos Blancos. Mediante estudios con
SIMS reportan que la bornita puede hospedar entre 81 – 649 ppm y la calcopirita entre 0.61
– 2211 ppm de Ag, mientras que el Au se encuentra dos órdenes de magnitud más bajos.
Adicionalmente, estos autores reportan concentraciones significativas de As en ambas fases
minerales. Finalmente, los resultados obtenidos apoyan una génesis en dos etapas para este
depósito en la cual la primera se asocia a un domo riolítico y se caracteriza por el ingreso
de Cu – Ag y escaso Au, mientras que la segunda etapa, de mayor temperatura (400 – 600
ºC), se relaciona al emplazamiento de un stock dioritico en donde la Ag y Au se particionan
hacia calcopirita porosa y fina en la alteración potásica.
12
Carrillo – Rosúa et al. (2014) estudiaron depósitos estratoligados de la franja centro
del país, en las áreas de La Serena y Melipilla – Naltahua, obteniendo datos isotópicos de S
extremadamente negativos de hasta δ34S = -50 ‰. Los autores proponen una fuente
poligenética para el azufre de estos depósitos de la franja centro, con un dominio de azufre
de origen bacteriogénico por reducción de sulfato, mientras que para los depósitos Jurásicos
sugiere un origen magmático para el S producto de los datos de δ34S, con una media de -2.7
± 1.9 ‰. Adicionalmente, obtiene valores de δ13C para calcitas asociadas con la
mineralización de Cu, los cuales varían entre -20.1 a 0.2 ‰, sugiriendo un origen
poligenético de las fuentes de carbono, con una participación importante de degradación de
materia orgánica y lixiviación de calizas.
Las facies de alteración/metamorfismo descritas para estos depósitos son de
prehnita-pumpellyita para el área de Melipilla – Naltahua y de Ceolitas para La Serena. Los
datos de inclusiones fluidas determinados para La Serena son de 140 ºC y 21.5% en peso de
NaCl eq. en promedio, mientras que para el distrito Melipilla – Naltahua son de 10.4t% en
peso de NaCl eq. y 185 ºC en promedio, en concordancia con las fases minerales de
metamorfismo de muy bajo grado descritas por los autores, en donde, el área de Melipilla –
Naltahua presenta asociaciones de mayor P-T que La Serena. Finalmente, propone un
modelo de dos etapas para el área de Melipilla – Naltahua con una primera etapa de
crecimiento de piritas framboidales y una segunda, correspondiente a la etapa principal de
mena, en donde los sulfuros de cobre reemplazan a las piritas framboidales precursoras. El
modelo genético para el área de La Serena consta solo de la etapa principal de mena, con
ausencia de una etapa diagenética previa.
13
CAPÍTULO 2
METODOLOGÍA
2.1 Investigación bibliográfica y recopilación geológica
La etapa inicial de este estudio consistió en una compilación de la información
disponible sobre la geología regional y local de ambos distritos. Esta compilación se
complementó con una revisión y discusión de trabajos anteriores relacionados con la
génesis de yacimientos estratoligados de Cu – (Ag) del norte y centro del país. Posterior a
esto, se realizó la construcción de un proyecto GIS con toda la información preexistente de
geología regional y local, ya incorporados en las Hojas Taltal y Chañaral, Regiones de
Antofagasta y Atacama y el Boletín Nº40: Geología y Yacimientos Metalíferos de la
Región de Antofagasta, realizadas por el Servicio Nacional de Geología y Minería.
2.2 Trabajo en terreno
El trabajo en terreno se dividió en tres campañas entre Noviembre del 2015 y
Octubre del 2016. Para el depósito Las Luces, un total de 16 sondajes fueron mapeados y
muestreados, mientras que para el yacimiento Altamira, un total de 14 sondajes fueron
muestreados, con el fin de realizar estudios petrográficos, calcográficos y geoquímicos.
Durante esta etapa se generó una plantilla de mapeo para testigos de sondajes, la cual
incluye descripción de litología, mineralogía de alteración hidrotermal, vetillas, texturas
cuando fue posible observar y mineralización metálica.
2.3 Trabajo en laboratorio
El trabajo en laboratorio se dividió en cuatro etapas principales donde se estudiaron
las muestras recolectadas en sondajes y en superficie. En primer lugar, se realizó una
caracterización de muestras de mano seguido de un estudio de cortes petrográficos y
calcográficos mediante microscopio petrográfico y microscopio electrónico de barrido en
el Laboratorio de Microscopía del Departamento de Geología de la Universidad de Chile.
Este estudio abarcó el reconocimiento mineralógico y de paragénesis minerales, la
identificación de texturas de equilibrio/desequilibrio e ígneas, junto con la toma de
microfotografías, con el propósito de identificar las intensidades de alteración, las
14
asociaciones mineralógicas presentes y la temporalidad de eventos tanto de alteración
hidrotermal como de mineralización metálica.
Por otro lado, se procedió a realizar estudios de isótopos estables de azufre en
sulfuros, principalmente calcosina y pirita en el Environmental Isotope Laboratory of the
Department of Geosciences, University of Arizona, Tucson, Arizona, USA y a analizar
químicamente mediante microsonda electrónica muestras seleccionadas de bornita,
calcosina, calcopirita, pirita framboidal, galena, sulfuros de plata y plata nativa en la
University of Arizona y en el GeoAnalytical Laboratory, Washington State University,
Pullman, Washington, USA a fin de determinar la distribución y modo de ocurrencia de la
Ag en estos sulfuros. Además se realizan análisis de roca total tanto de la Formación La
Negra como Aeropuerto en Activation Laboratories, Canada, con el fin de determinar los
contenidos promedios de Cu y Ag de roca fresca, como también los elementos mayores,
traza y tierras raras para lograr una clasificación tectónica de ambas formaciones.
15
CAPÍTULO 3
A COMPARATIVE STUDY BETWEEN THE ALTAMIRA AND L AS LUCES
DEPOSITS, COASTAL CORDILLERA, NORTHERN CHILE: IMPLICATIONS
FOR THE ORIGIN OF STRATABOUND Cu – (Ag) DEPOSITS
Ignacio MAUREIRA1, Fernando BARRA1, Martin REICH1, Eduardo SALAZAR1, Nelson
ROMÁN1, Gisella PALMA1, Jorge CRESPO1
1 Department of Geology and Andean Geothermal Center of Excellence (CEGA), Facultad
de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago,
Chile.
Corresponding author:
Ignacio Maureira
Departamento de Geología, Universidad de Chile, Chile
Phone: +56 9 66868536
16
ABSTRACT
The Las Luces and Altamira deposits, both located in the Antofagasta Region, are
stratabound Cu – (Ag) deposits. The Jurassic Las Luces deposit is hosted in the volcanic
sequences of the La Negra Formation. The ore mineralogy is mainly digenite and bornite
with traces of chalcopyrite and minor galena. The Ag contents of this deposits are 0.12 wt%
for chalcocite and 0.14 wt% for bornite. The sulfur isotope data obtained ( S: -2.5 to 2.9
‰) represent a magmatic origin for this element. The host rock classification suggest an arc
environment for the La Negra Formation deposition, which represent the volcanic arc in the
Jurassic time.
The Cretaceous Altamira deposit is hosted in the volcano–sedimentary sequences of the
Aeropuerto Formation. The ore mineralogy consist of bornite and chalcocite, which replace
the framboidal pyrite precursors during the main ore stage. The Ag contents for the
chalcocite are 0.11 wt%. The sulfur isotope compositions ( S: -38.7 to -10.7 ‰)
represent a reducing environment for the framboidal pyrite precursors, resulting from
activation of sulfate reducing bacteria. The host rock classification suggest an intra-
continental domain for the Aeropuerto Formation, suggesting a high sedimentary
contribution for this sequence.
The formation mechanism for this deposits consist in epigenetically processes with the
involvement of hydrothermal fluids such as basinal brines, meteoric waters and minor
involvement of magmatic fluids, which interact with the volcano/volcano – sedimentary
sequences of the host rocks, leaching the metals (Cu and Ag) contained in these sequences,
remobilizing away from the source helped by the heat of gabbroic to dioritic intrusives, and
channeling through faults to finally precipitate the metals as copper sulfides in favorable
zones, as amygdules, veinlets and breccia matrix. The mass balance for these two deposits
indicate that these deposits are formed by convective processes, due to the high water/rock
ratios obtained in the calculations (0.55 for Altamira and 1.36 for Las Luces), this values
discard a formation mechanism by metamorphic processes as dehydration of regional
metamorphic minerals.
17
4.1 Introduction
Stratabound Cu-(Ag) deposits, also known as “Chilean Manto-type”, occur in two
metallogenic belts of different age along the Coastal Cordillera of northern and central
Chile (Fig. 1). The northern belt (22°-26°S) comprises deposits of Jurassic age hosted by
volcanic to volcanoclastic sequences such as La Negra, Camaraca, and Oficina Viz
formations (Kojima et al. 2009 and references therein). On the other hand, the central Chile
Early Cretaceous belt (30°-34°S) formed within an intra-continental back-arc basin, where
the mineralization is hosted by volcanic to volcano-sedimentary sequences (i.e., Pabellón,
Arqueros, Quebrada Marquesa, Lo Prado, and Veta Negra Formations; Zentilli et al. 1997;
Boric et al. 2002; Cisternas and Hermosilla 2006) (Table 1).
The northern belt contains several deposits among them Buena Esperanza, Mantos
de la Luna, Mantos del Pacífico, Susana and Línce (Michilla District), Santo Domingo, Las
Luces, and Mantos Blancos (Fig. 1). These deposits are hosted by mafic basaltic to
andesitic porphyritic lavas belonging to the La Negra Formation of Jurassic age (Rogers
and Hawkesworth 1989; Oliveros et al. 2006, 2007), with the exception of Mantos Blancos,
the largest deposit of this belt, which is hosted by a bimodal suite of rhyolitic and andesitic
rocks (Sato 1984; Maksaev and Zentilli 2002; Ramírez et al. 2006; Kojima et al. 2009). The
volcanic pile were affected by regional scale low- to very low-grade alteration events, being
the main products of these events chlorite, epidote, quartz, sericite, titanite, calcite and
minor amounts of zeolites, prehnite, pumpellyite and actinolite. A combination of processes
such as burial metamorphism or heating and fluid contribution from the intrusion of the
Coastal Batholith have been advocated for the origin of these alteration events (Losert
1974; Sato 1984; Oliveros 2005; Oliveros et al. 2008). Also, the sequences of the La Negra
Formation is intruded by Jurassic to Early Cretaceous plutons of gabbroic to granodioritic
composition (Kojima et al. 2003), and andesitic subvolcanic intrusive bodies, such as dikes,
sills, stocks, or volcanic necks (Maksaev and Zentilli 2002). The available
geochronological data indicates that the emplacement of the plutonic bodies occurred
mainly between 168 and 147 Ma (Boric et al. 1990; Maksaev 1990; Maksaev and Zentilli
2002) and the ages obtained from the subvolcanic bodies range between 168 and 112 Ma
(Boric et al. 1990; Oliveros et al. 2006).
18
Copper mineralization in these deposits occurs as dissemination, amygdule-filling,
stockwork, and breccia matrix (Kojima et al. 2009). The paragenetic sequence is
characterized by an early stage with pyrite-chalcopyrite-bornite and minor magnetite
followed by the deposition of hypogene chalcocite with minor digenite and hematite. The
hydrothermal alteration that affected the volcanic host rocks is dominated by a sodic
metasomatism represented by a pervasive albitization of primary plagioclase, followed by a
calcic alteration with epidote, chlorite, calcite, and minor sericite, actinolite and quartz
(Elgueta et al. 1990; Kojima et al. 2003; Cisternas and Hermosilla 2006).
Stratabound Cu-(Ag) deposits from the central belt (30°-34°S) formed within intra-
continental back-arc basins that comprise Lower Cretaceous volcanic to volcano-
sedimentary sequences, including sandstones, tuffaceous siltstones, and limestones (Camus
1990; Sillitoe 2003; Maksaev and Zentilli 2002; Kojima et al. 2009). The largest deposits
of this belt are El Soldado and Lo Aguirre, both hosted in volcanic rocks, whereas the
Talcuna, Cerro Negro, Catemu, Uchumi, and Arqueros deposits are hosted mainly in
sedimentary and/or volcanoclastic sequences. Hypogene mineralization is represented by
chalcopyrite, bornite, chalcocite, pyrite, and minor galena and sphalerite. Common gangue
minerals are calcite, chlorite, epidote, hematite, and locally magnetite. Zeolites,
pumpellyite, and prehnite are usually found filling lava vesicles, evidencing a regional low-
grade metamorphic event (Zentilli et al. 1997; Wilson and Zentilli 1999; Morales et al.
2005; Kojima et al. 2009).
One of the main differences between Cretaceous and Jurassic deposits is the
presence of residual (solid) petroleum or bitumen associated with the Cu-(Ag)
mineralization in the former. Some authors have suggested that copper mineralization was
deposited within degraded petroleum reservoirs by Cu-rich oxidized fluids that circulated
through these reservoirs where petroleum/bitumen constituted a geochemical trap for the
mineralizing solutions (Zentilli et al. 1997; Wilson and Zentilli 1999).
Considering these contrasting features between Jurassic and Cretaceous deposits it
is not unusual that the origin of the northern Chilean Manto-type copper deposits is still
controversial. Some authors proposed a syngenetic model for the ore formation (e.g., Ruiz
et al. 1965; Stoll 1965), whereas others support an epigenetic model based on the geometry
of the orebodies, the spatial relationship of copper mineralization around intrusive stocks
19
and sills, and the presence of widespread hydrothermal alteration associated with copper-
rich sulfide disseminations (Maksaev and Zentilli 2002). Two main ideas have developed
around the epigenetic model: a) a magmatic-hydrothermal origin where fluids and metals
are derived from a magmatic source (e.g., Palacios 1990; Vivallo and Henríquez 1998;
Maksaev and Zentilli 2002), and b) mineralization derived from leaching of volcanic host
rocks by fluids of metamorphic or non-magmatic (basinal brines and meteoric waters)
origin and where the intrusions provide the heat for hydrothermal convection, although a
magmatic component can not be ruled out (Losert 1973; Sato 1984; Boric et al. 1990;
Oyarzún et al. 1998; Tosdal and Munizaga 2003; Kojima et al., 2009).
Limited Re-Os data on sulfides from stratabound Cu(-Ag) deposits in northern Chile
(Lince-Estefania, Tristá et al. 2006; Altamira, Barra et al. 2017) show radiogenic initial Os
ratios of ~1.1 indicating a significant crustal component for the Os contained in the copper
sulfides. In addition, sulfur isotope data for Jurassic deposits show a distinctive magmatic
signature, whereas bitumen-rich Cretaceous deposits are characterized by negative δ34S
values indicating a sulfur source by bacterial reduction of seawater sulfate (Wilson and
Zentilli 1999; Wilson et al. 2003; Carrillo-Rosúa et al. 2014).
The spatial relation between intrusions and Cu-Manto deposits has been interpreted
as evidence for a genetic link between magmas and copper mineralization (Espinoza 1982;
Wolf et al. 1990; Tristá et al. 2006). Furthermore, the timing of ore formation in Jurassic
deposits has been inferred by dating mineral phases from the volcanic host rocks and
intrusions. Oliveros et al. (2006) constrained the volcanic activity of La Negra Formation
between ca. 170 Ma to 150 Ma by using 40Ar/39Ar thermochronology, whereas the Cu
mineralization in the Michilla district was circumscribed to a ~27 Ma period between 164
and 137 Ma (Oliveros et al. 2008). These ages are in good agreement with a poorly
constrained Re-Os isochron age of 160 ± 16 Ma (2σ, n = 4, MSWD = 1.8; Tristá et al.
2006) obtained from the analyses of chalcocite and chalcocite ± bornite samples from the
Lince-Estefania ore deposit, Michilla district.
The purpose of this study is to provide new insights on the origin of stratabound Cu-
Ag deposits from northern Chile by comparing the Altamira and Las Luces deposit both
located at ca. 26°S and south-southeast of Taltal (Fig. 1). The close proximity of these
deposits and their inferred formation age (Las Luces-Jurassic and Altamira-Cretaceous)
20
presents a unique opportunity to test the proposed epigenetic models for Cu-Manto deposits
by comparing their geological, geochemical and mineralogical characteristics. We present
new petrographic and ore mineralogy descriptions of orebodies and host rocks in order to
establish the mineralization/alteration events for each deposit. Electron microprobe
analyses on selected ore phases were performed to quantify the presence of trace elements
(i.e., As, Sb, Se, Te, Ag, Au, Ni, Co, and Hg). We also performed sulfur isotope analyses to
determine the source of this element (i.e., magmatic or bacterial reduction). Whole-rock
analyses were carried out to evaluate the respective host rocks as potential sources of
copper for each deposit.
4.2 Geological Setting
The oldest formation recognized in the study area is the Las Tórtolas Formation
(Devonian-Carboniferous) which comprises quartzites, slates, phyllites, and mica schists
that outcrop in the coastal area of Caleta Cifuncho (Fig. 2). This formation represents
deposition of terrigeneous sediments (interstratified sandstones and shales) with lesser
limestones, cherts, and mafic volcanic rocks in a marine environment. The sequence was
later affected by low-grade metamorphism and deformation (Naranjo and Puig 1984;
Maksaev, 1990; Boric et al. 1990).
The Triassic Cifuncho Plutonic Group comprises syenogranite and monzogranite
stocks that intruded the Las Tórtolas Formation and is covered by sedimentary and volcanic
rocks of the Cifuncho Formation (Fig. 2, Naranjo and Puig 1984). The latter is exposed in
the current Coastal Cordillera and unconformably overlies the Las Tórtolas
metasedimentary rocks and conformably underlies the Early Jurassic sedimentary rocks of
the Pan de Azúcar Formation (Fig. 2, Maksaev, 1990; Boric et al., 1990). These Early
Jurassic rocks (Hettangian – Sinemurian) correspond to a well stratified package of
sandstones, fine conglomerates, tuffs, calcareous sandstones, and calcic shales (Naranjo and
Puig 1984). A Late Triassic to Early Jurassic plutonic group was emplaced along the
Coastal Cordillera (Tigrillo Plutonic Group, Fig. 2) and intruded the metasedimentary rocks
of the Las Tórtolas Formation. The Tigrillo complex is overlain by Jurassic volcanic lavas
belonging to the La Negra Formation (Boric et al. 1990).
21
A subduction-related magmatic arc system was established along the Coastal
Cordillera of northern Chile (Mpodozis and Ramos 1990; Maksaev and Zentilli 2002)
during Jurassic to Early Cretaceous times. This magmatic activity resulted in a thick
(>7000 m) basaltic to andesitic volcanic sequence with minor intercalations of sandstones,
shales, and fossiliferous limestones emplaced over a thinned pre-Jurassic continental crust
(Chávez 1985; Scheuber and González 1999; Maksaev and Zentilli 2002). The Jurassic
Chilean Manto-type deposits are hosted mostly in this volcanic sequence known as La
Negra Formation. This formation was later intruded by several mafic to felsic stocks and
dikes of Early Jurassic to Lower Cretaceous age that vary in composition from gabbro to
diorite and granodiorite with scarce tonalite and granites (e.g., Matancilla Plutonic Group,
Fig. 2). Limited geochronological information indicates that the emplacement of the
plutonic bodies occurred in mainly two periods (ca. 190-173 Ma and ca. 160-142 Ma)
(Pichowiak et al. 1990; Boric et al. 1990; Maksaev 1990; Scheuber and González 1999;
Maksaev and Zentilli, 2002; Oliveros et al. 2006, 2008). Overlying the volcanic rocks of La
Negra Formation is the Early Cretaceous Aeropuerto Formation which represents the arc-
back arc transition. This formation comprises porphyritic andesites intercalated with
andesitic tuffs and breccias, conglomerates, sedimentary breccias, sandstones and locally
fossiliferous limestones (Fig. 2; Naranjo and Puig 1984; Boric et al. 1990). Several plutonic
bodies, ranging in composition from granite to monzodiorite and with K-Ar and 40Ar/39Ar
ages between 136-109 Ma (Boric et al. 1990) intruded La Negra and Aeropuerto
formations. These felsic stocks have been grouped into the Cerro del Pingo Group (Naranjo
and Puig 1984; Fig. 2). The Upper Cretaceous-Eocene Chile-Alemania Formation
comprises volcanic rocks of andesitic to dacitic composition and minor amounts of basalts
and rhyolites (Boric et al. 1990). This sequence unconformably overlies the Aeropuerto
Formation and underlies the polimictic and unconsolidated Gravas de Atacama (Atacama
Gravels) of Oligocene to Miocene age (Fig.2, Naranjo and Puig 1984).
The youngest intrusive complex in the area is the Pampa Mirador Porphyries (78-75
Ma; Fig. 2) of rhyolitic composition. This unit intruded the Cifuncho Plutonic Group and
the Aeropuerto Formation (Naranjo and Puig 1984).
22
The Miocene – Pleistocene is represented by the Pampa Margarita Strata, which
comprises sandstones, siltstones, shales, breccias and conglomerates, limestones, and tuffs
(Boric et al. 1990).
The main structural system in the area is the Atacama Fault System (AFS), recognized with
a NS orientation along the present-day Coastal Cordillera between the 21°-30°S (St. Amand
and Allen 1960; Arabasz 1968; Scheuber and Andriessen 1990; Brown et al. 1993;
Cembrano et al. 2005; González et al. 2006; Mitchell and Faulkner 2009). The AFS was
developed during the Late Jurassic-Early Cretaceous as an intra-arc regional structure
related to oblique subduction of the Aluk plate relative to the South American continent
(Boric et al. 1990; Scheuber and Gonzalez 1999; Cembrano et al. 2005). This system
comprises a series of large NS-striking, vertical to subvertical brittle structures more than
60 km in length, formed by sinistral strike-slip movements (Hervé 1987; Scheuber and
Andriessen 1990). Several secondary NW splay faults developed as a result of these
movements forming strike-slip duplexes (Cembrano et al. 2005).
4.3 Geology of the Las Luces deposit
The Las Luces deposit is located at 50 km SE from the Taltal town and about 80 km
north of Chañaral (Fig. 2). The deposit is owned by Grupo Minero Las Cenizas and current
resources are estimated at 2.3 Mt with 1.11% Cu (Zamora, 2011a).
The deposit is hosted in volcanic rocks of La Negra Formation (Fig. 3), which in the
area is represented by basaltic andesite and andesite lava flows, volcanoclastic levels 0.5 to
1 m in thickness, and minor volcanic breccias. The sequence forms a monocline fold with a
NE trend and variable dip between 12°-25° SE (Zamora, 2011a).
The basaltic andesite and andesite rocks have porphyritic to aphanitic textures,
frequently amygdaloidal and are composed mainly by plagioclase phenocrysts 1 to 5 mm in
length, but in some cases they can reach up to 1 cm (Figs. 4A-D). The plagioclase
phenocrysts constitute between 1 and 40% modal of the rock. Minor pyroxene microliths
are recognized in a grey aphanitic groundmass associated with magnetite and plagioclase.
The groundmass can sometimes be altered to red hematite (Fig. 4D). The plagioclase
phenocrysts are generally replaced by albite and the pyroxene and magnetite grains are
23
altered to chlorite and hematite, respectively. Chlorite, quartz, and calcite are identified as
secondary minerals filling vesicles. Calcite is also present in late-stage veinlets (Fig. 4D)
and in breccias sometimes with copper sulfides (Figs. 4E,F).
The volcanoclastic rocks comprise sub-rounded to rounded clasts between <1 and
10 cm in diameter of porphyritic to amygdaloidal andesite in an aphanitic matrix mostly
altered to chlorite (Fig. 4G). In some cases the groundmass is altered to chlorite.
The main intrusion in the area is an elongated diorite body with a NW orientation
with a variable thickness between 30 and 80 m (Fig. 4H). The diorite is grey in color and
has a fine-grained granular texture formed by albitized plagioclase and pyroxene crystals
<2 mm long, and minor hornblende altered to chlorite. Small grains of magnetite partially
or totally replaced by hematite are observed in the groundmass. Scarce amounts of fine-
grained chalcocite are also present in the diorite.
A grey trachy-andesite dike following the same NW orientation as the diorite is also
observed in the district (Fig. 3). The latite is composed by small plagioclase phenocrysts
(up to 2.5 mm long) partially altered to sericite, and hornblende crystals replaced by
chlorite in a groundmass of plagioclase microliths (up to 0.2 mm), quartz, and orthoclase.
Small disseminated magnetite grains oxidized to hematite are also present (Zamora, 2011a).
Minor andesite dikes with a main NW orientation have been described in the northern area
of the district.
Several hydrothermal breccias bodies are recognized in the area associated with the
diorite intrusion (Fig. 3). These breccias are clast supported with angular fragments of the
andesite host rock and/or from the diorite dike. The cement is composed of calcite, minor
quartz, and sparse sulfides (chalcopyrite ± pyrite; Fig. 4F).
The Las Luces area is affected by several strike-slip fault systems. The oldest set of faults
appears to be the NS system followed by a NW-NE conjugate system possibly developed
as a duplex. The N30°W structures control the emplacement of the several intrusions (i.e.,
diorite, latite, and andesite dykes) identified in the district (Fig. 3).
24
4.4 Geology of the Altamira district
The Altamira district is located 70 km SE of Taltal (Fig. 2). Three deposits are
currently under exploitation in the district: Franke, previously known as Frankestein mine,
and China, both owned by KGHM International Ltd., and Altamira in operation by Grupo
Minero Las Cenizas. Current resources estimated for the Franke and China deposits are at
8.3 Mt @0.95%Cu (KGHM report 2015), whereas for Altamira total resources are
estimated at 10.4 Mt with 1.2% CuT (sulfides) and 2.2 Mt with 1.8% CuT (oxides)
(Zamora 2011b).
The ore deposits of the Altamira district are hosted by the Early Cretaceous
Aeropuerto Formation (Fig. 5), which is composed by three subunits (Naranjo and Puig
1984; Zamora 2011b). The lower basal unit is formed by volcanoclastic breccias and red
sandstones. Although at depth its base is still unknown, the thickness of this unit is
estimated between 600 and 700 m. The middle unit comprises porphyritic, amygdaloidal,
and aphanitic andesites interbedded with sandstones, tuffs, limestones, and shales. The
copper mineralization is mainly found in andesites from this middle unit (Fig. 6). The
porphyritic andesite lavas have plagioclase phenocrysts (20 to 30% modal) and scarce
clinopyroxene phenocrysts (<3% modal). The groundmass is composed by plagioclase and
clinopyroxene microliths associated with small grains of magnetite partially replaced by
hematite (Fig. 6). Amygdules 5-10 mm in diameter and filled with quartz, calcite, and
chlorite are a common feature in these andesite rocks. The thickness of this middle member
is variable between 30 to 200 m. The upper member is formed by alternating layers of
limestones, calcareous sandstones, tuffs, and andesitic sills ranging from 5 to 10 m
thickness. This upper unit has a thickness of 30 to 45 m. The area is covered by Upper
Miocene to Pliocene rocks, mainly alluvial sediments, sandstones, siltstones, moderately
consolidated sand gravels and lesser amounts of tuffs. The thickness of this package varies
between 10 to 40 m.
The deposit is characterized by an upper Cu oxide zone followed by an intermediate
mixed Cu-oxide-sulfide zone and at the bottom the hypogene copper mineralization.
25
The Altamira district is affected by NS and NNW-NW structures, which are
crosscut by NNE-NE faults. The NS and NNW-NW structures are the main control of the
copper mineralization forming a series of vein-faults orebodies.
4.5 Materials and Methods
Samples for this study were collected during three field campaigns between
November 2015 and October 2016. A total of 16 and 14 drill cores were mapped and
sampled in Las Luces and Altamira, respectively. Petrographic and ore mineralogy
characterization was performed on representative samples in order to determine the
paragenetic sequence of alteration and mineralization. Electron microprobe analyses on
bornite and chalcocite (the term chalcocite is used here indistinctively when refer to
digenite, anilite, djurleite, and chalcocite) from both deposits, and chalcopyrite and galena
from Las Luces were performed to determine the concentration of trace elements (i.e., As,
Sb, Se, Te, Ag, Au, Ni, Co, and Hg) in these phases. Sulfur stable isotopes analyses were
carried out on sulfides (bornite, chalcocite and pyrite) to establish the source of sulfur.
Whole-rock analyses were carried out to determine the rock types and their formation
environment and to evaluate their potential as possible sources of copper for each deposit.
Scanning Electron Microscopy-Energy Dispersive X-ray Spectroscopy (SEM-EDS)
analysis
Electron microscopy analyses were performed at the CEGA Microanalysis
Laboratory, Department of Geology, Universidad de Chile, Santiago, Chile using a FEI
Quanta 250 SEM. Analyses were carried out on several sulfide phases in order to
corroborate previous mineral identification by optical microscope and to select areas within
sulfides for microprobe analysis. Three thin sections for each deposit were analyzed in
detail using the SEM; samples AL-6, AL-11A, and AL-11B from Altamira and samples
LL-7, LL-43, and LL-44 from Las Luces.
Electron Microprobe Analysis (EPMA)
26
Major and trace elements in sulfide phases were determined at the GeoAnalytical
Laboratory, Washington State University, Pullman, USA using a JEOL JXA-8500F
electron microprobe analyzer. Operating conditions were 20 keV accelerating voltage and a
50 nA fully focused beam. Measured elements include: Cu (Kα), Fe (Kα), Zn (Kα), Ni
(Kα), Co (Kα), As (Lα), Sb (Lα), Ag (Lα), Au (Mα), Se (Lα), Bi (Mβ), S (Kα), Pb (Mα),
Te (Lα), Hg (Lα). The standards used for calibration were FeS2 (for Fe), CuO (for Cu),
FeAsS (for S and As), ZnS (for Zn), (Ni,Fe)9S8 (for Ni), HgS (for Hg), PbS (for Pb), Co0
(for Co), Ag0 (for Ag), Bi12GeO28 (for Bi), ZnSe (for Se), Sb2S3 (for Sb), Sb2Te3 (for Te)
and Au0 (for Au). Used standards were tested for homogeneity before their utilization for
quantitative analysis. Detections limits were 150 ppm (Zn), 360 ppm (Hg), 290 ppm (Pb),
140 ppm (Fe), 460 ppm (Co), 100 ppm (Ni), 220 ppm (Cu), 110 ppm (S), 180 ppm (As),
160 ppm (Se), 170 ppm (Sb), 180 ppm (Te), 170 ppm (Ag), 230 ppm (Au) and 260 ppm
(Bi). Counting time was 10 s for Cu, Fe, and S; 30 s for Zn and Ni; 40 s for Hg; 50 s for Pb,
Co, and Ag; 75 s for As, Se, Sb, Te, and 100 s for Au.
Sulfur stable isotopes analysis
Sulfur isotopic analysis was performed on bornite, chalcocite, and pyrite at the
Environmental Isotope Laboratory of the Department of Geosciences, University of
Arizona, Tucason, Az, USA. A continuous-flow gas-ratio mass spectrometer (CF-IRMS)
ThermoQuest Finningan Delta PlusXL model coupled with a Costech elemental analyzer
was used for δ34S measurements. Samples were introduced into a combustion chamber with
O2 and V2O5 (Coleman and Moore 1978) to obtain a SO2 gas at 1030°C. The system was
calibrated by using two international standards, the OGS-1 which is a BaSO4 precipitated
from seawater, and NBS123, a sphalerite sample with a δ34S value of +17.09‰. A linear
calibration between -10 and +30‰ was performed and a precision of ±0.15 or 1σ was
estimated by measurement of several internal standards
(http://www.geo.arizona.edu/node/153).
Whole-rock Analyses
Nine samples of volcanic rocks (five from Las Luces and four from Altamira) were
selected for major, trace, and rare earth elements analyses. Samples were first digested
27
using the alkali fusion technique and later analyzed by ICP-OES and ICP-MS at Activation
Laboratories, Ontario, Canada. Uncertainties are under 2% for major elements and under
5% for trace and REE, except for Tm, Th, Rb, Ni, Ho, Hf, Cs, Co, with uncertainties under
10%.
4.6 Results
4.6.1 Alteration and mineralization
a) Las Luces deposit: The copper mineralization volcanic host rocks in Las Luces are
characterized by presenting mainly porphyritic and amygdaloidal with minor aphanitic
textures (Fig. 4). The porphyritic andesite comprises plagioclase (10-40% modal) and lesser
pyroxene (<10% modal) phenocrysts. The groundmass is composed by plagioclase and
pyroxene microliths with secondary calcite, quartz, hematite, and goethite.
A low grade metamorphic assamblages has been documented in the Upper Jurassic
stratabound deposits (Losert, 1973; Palacios and Definis 1981; Sato 1984)). These
associations range between zeolites to green schist facies. As Losert (1973) and Palacios
and Definis (1981) mentioned in their studies, the alteration assemblages in and near the
ore bodies is albite-chlorite-calcite-sericite-hematite which is different from that of regional
alteration (zeolites, prehnite-pumpellyite and/or epidote).
The hydrothermal alteration that affected the volcanic rocks is characterized by an
extensive albitization of primary plagioclase (Figs. 7A,B). Sericite is observed as an
alteration product of albitized plagioclase (Figs. 7A,B). Calcite is distinguished as
amygdale filling, associated with chlorite – smectite, and also as in veinlets (Figs. 7C,D)
sometimes with Cu sulfides. Chlorite, epidote, quartz, and smectite are mainly found filling
amygdales (Figs. 7E,F). Is important to note that the alteration mineralogy is very difficult
to differentiate from the very low to low metamorphic mineralogy, and probably these two
events are overlap on the host rock, as Losert (1973) and Sato (1984) also mentioned in
their works.
The hypogene copper mineralization is usually observed as disseminations, in
amygdales, veinlets and in the matrix of hydrothermal breccias (Fig. 8). The mineralization
event can be divided in two main stages: hypogene and supergene.
28
i) Hypogene stage: This stage consists of two substages: a pre-ore and main-ore. The
former is characterized by the presence of grains of primary magnetite, followed by pyrite
and minor chalcopyrite, and large crystals of hematite (Fig. 8A). The pyrite crystals are
irregular in form and are being replaced by chalcopyrite through fractures (Fig. 8B). The
main-ore substage consists of a bornite and chalcocite association with typical myrmekitic
and intergrowth textures (Figs. 8C). Lesser amounts of chalcopyrite related to local
hydrothermal breccias with calcite (Fig. 8D) are also observed.
ii) Supergene stage: This stage is characterized by the formation of fine aggregates of
digenite/covellite replacing hypogene bornite and chalcocite, through grain rims and along
cleavages (Fig. 8D). In addition, minor quantities of azurite and malachite are observed
close to fractures (Fig. 8E). Lastly, secondary hematite is presented as small tabular
aggregates, generally surrounding amygdales and veinlets in which Cu sulfides are
observed (Fig. 8F).
The paragenetic sequence for the Las Luces deposit is shown in Figure 9.
b) Altamira deposit: The volcanic rocks that host the Cu (-Ag) mineralization in Altamira
are affected by an albitization of the primary plagiocalase, chloritization of the mafic
minerals such as clinopyroxenes and the groundmass. Also is possible to distinguish latter
sericitization of the secondary albite crystals and calcite and quartz growth mainly as filling
of amygdules and veinlets. Similar textures as those described for Las Luces are also
present in Altamira, i.e., porphyritic, aphanitic and amygdaloidal. The very low to low
metamorphic association is characterized by albite-chlorite-prehnite-pumpellyite and minor
amounts of zeolites and chlorite-smectite (Fig. 10A). Amygdules are filled with chlorite,
quartz, and calcite as well as with prehnite, pumpellyite, and locally zeolites (Figs. 10B-F)
in close association with the ore minerals assemblages.
The hypogene copper mineralization is usually observed as disseminations,
amygdale infillings and veinlets. The mineralization in the deposit is divided in three
stages: diagenetic, hypogene and supergene.
i) Diagenetic Stage: characterized by the formation of framboidal pyrite, with typical
spheroidal textures replaced by hypogene chalcocite and later by supergene covellite (Figs.
11A,B).
29
ii) Hypogene Stage: this can be further subdivided in two substages: an early pre-ore and a
main ore substage. The pre-ore substage characterized by the presence of small
disseminated pyrite grains and in veinlets. These pyrite grains are possibly the result of the
agglomeration of framboidal pyrite. In addition, small magnetite crystals are observed
partially replaced by hematite. The main-ore stage consists of bornite and chalcocite with
scarce chalcopyrite (Fig. 11C).
iii) Supergene Stage: characterized by the formation of minor secondary chalcocite and
covellite, which replaced hypogene bornite and chalcocite through grain rims and along
cleavages (Fig. 11D), and chrysocolla, Cu carbonates (azurite and malachite) and minor
atacamite in the upper oxidation zone (Fig. 11E).
The paragenetic sequence for Altamira is shown in Figure 12.
Micron-size particles of argentite were identified under the SEM. These particles are
observed attached or close by chalcocite rims (Fig. 13A). In addition, due to their small size
(<10 μm) the framboidal pyrite grains were further investigated using the SEM, showing a
partial to total replacement by digenite (Fig. 13B).
4.6.2 Mineral chemistry
Sulfide minerals (i.e., analite-digenite, bornite and framboidal pyrite) were analyzed
at Washington State University, Pullman, USA. Representative analyses for Altamira and
Las Luces are reported in Tables 2 and 3 respectively, and results for each mineral phase
are summarized below. All data is presented in the Supplemental Material file.
Digenite-Analite: In Las Luces deposit the copper content ranges between 77.81 and
78.76 wt.% and sulfur from 20.3 to 21.8 wt.%. The Cu and S content in digenite-analite
samples from Altamira range from 69.53 to 78.20 and between 21.0 to 25.7 wt.%,
respectively. Copper deficiency is notorious in all analyzed spots (n=61), with a mean of
1.77 atoms per formula unit of Cu per each S in Altamira (Cu1.77S), whereas for Las Luces
deposit this value is 1.85 of Cu per each S (Cu1.85S). For these compositional range of Cu,
the mineral phases analyzed fit within the anilite-digenite-type solid-solution (Will et al.
2002; Reich et al. 2010) (Tables 2 and 3; Fig. 14). Iron concentration in Las Luces is <0.52
wt.% whereas in Altamira is <4.31 wt.%. In Las Luces deposit, the Ag content is less than
30
0.21 wt.%, with a mean value of 0.08 wt.%. Silver values in digenite are much higher in
Altamira reaching up to 5.46 wt.%, with a mean value of 0.15 wt.%. Cobalt in Las Luces
fluctuate between 0.06 to 0.13 wt.% and in Altamira is <0.11 wt%.
Bornite: Copper, S and Fe content in bornite from Las Luces range from 61.14 to
68.46 wt.%, 22.5 to 26.3 wt.%, and 8.41 to 11.12 wt.%, respectively. Similar but less
variable values are obtained for bornite grains in Altamira, i.e., 61.92-63.14 wt.%, 25.3-
25.6 wt.%, and 10.59-10.72 wt.%, respectively. Silver values are low in Las Luces bornite
(0.02 to 0.26 wt.%) but even lower in Altamira bornite (< 0.02 wt.%). Cobalt is also low in
bornite from both deposits (Las Luces <0.12 wt.%; Altamira <0.08 wt.%).
Framboidal pyrite: Data measured for the Altamira deposit show an iron
concentration ranging from 43.81 to 45.83 wt.% and a sulfur content from 50.0 to 53.8
wt.%. Noteworthy is the high copper concentration detected in these samples with values
between 0.93 and 3.92 wt.%.
4.6.3 Sulfur isotope data
Nine sulfide-bearing samples belonging to Altamira and Las Luces deposits were analyzed
using conventional sulfur analysis. The δ34S values obtained for sulfides in the two studied
deposits range from -2.5 to 2.9‰ in Las Luces and -38.7 to -10.7‰ in Altamira (Table 4).
A summary of the principal stratabound deposits is shown in Table 5.
4.6.4 Volcanic host rock composition
The volcanic host rocks for the Las Luces and Altamira deposits have been affected by
low-grade metamorphism and/or hydrothermal alteration. Least altered samples were
selected for whole-rock analyses in order to determine their composition and formation
environment. Results are presented in Table 6 and summarized below.
The analyzed samples plot in the trachybasalt and basaltic trachyandesite fields in the TAS
classification diagram (Fig. 15A; Le Maître et al. 1989), whereas using the Zr/TiO2 vs
Nb/Y diagram (Winchester and Floyd 1977) samples plot in the basaltic-andesite and
andesitic fields (Fig. 15B). Similarly, the volcanic rocks from Altamira plot in the
basanite/tephrite and basaltic trachyandesite fields in the TAS diagram (Fig. 15A) and in
sub-alkaline basalts and andesite field in the Winchester and Floyd (1977) plot (Fig. 15B).
31
Multi-element patterns for the studied samples in the Las Luces and Altamira deposits
show a general enrichment in LILE with respect to the primordial mantle (McDonough et
al. 1992). A noticeable feature in the studied rocks are the negative Nb, Ti, Ba and Sr
anomalies and the flat Th-U paths. Additionally, a strong enrichment of Pb relatively to Ce
is evidenced in these samples (Fig. 16).
Rare earth elements (REE) in both deposits show fractionated paths with a slight
enrichment in light REE relative to chondrite (Fig. 17; Sun and McDonough 1989). The
pattern also shows a slight negative Eu anomaly.
In the Zr/117-Th-Nb/16 discrimination diagram (Wood 1980) the Las Luces volcanic rocks
plot in the CAB (calc-alkaline volcanic arc basalt) field. In the same diagram, the Altamira
rocks plot mainly in the CAB area, although a sample plot between the E-MORB/WPT and
CAB fields (Fig. 18).
4.7 Discussion
Mineralization at Las Luces and Altamira is similar to that described in other stratiform
copper deposits in Chile (Maksaev and Zentilli 2002; Kojima et al. 2003; 2009) with an
early hypogene mineralization characterized by magnetite and minor pyrite followed by
chalcopyrite and hematite (Figs. 9, 13). The main ore event consists of chalcocite/digenite
and bornite usually showing intergrowth textures (Figs. 8, 11). A supergene event that
formed secondary covellite, copper oxides (e.g., azurite, malachite, atacamite, chrysocolla)
and hematite has been observed in both deposits, however, of limited extension. The scarce
presence of pyrite and hence of sulfuric acid produced by the oxidation of pyrite under
supergene conditions is probably the cause for the poorly developed oxide-enrichment
zone. In addition to this mineral assemblage, framboidal and spheroidal pyrite replaced by
chalcocite±covellite was identified in Altamira (Fig. 11). Framboidal pyrite has also been
reported for the Cretaceous El Soldado deposit in central Chile (Fig. 1) and was interpreted
as formed by bacterial seawater sulfate reduction during early diagenesis (Wilson et al.
2003). In several Cretaceous deposits the presence of bitumen and/or pyrobitumen has been
reported (Cisternas and Hermosilla 2006) however, to date no hydrocarbons have been
identified in Altamira.
32
The alteration assemblage observed in both Las Luces and Altamira is characterized
by a typical sodic (albite) and propylitic alteration with chlorite and late calcite (Figs. 7,
10). These alteration association is very difficult to distinguish of the very low-to low
metamorphic assemblage due that albite and chlorite are also present in the latter
association, the presence of prehnite-pumpellyite-chlorite as amygdule filling in the
Altamira deposit is a remarkable feature that the sequences of the Aeropuerto Formation
suffered a regional metamorphic event as it has been documented for most of the
Cretaceous stratabound deposits (Losert 1973; Boric et al. 2002; Cisternas and Hermosilla
2006; Carrillo-Rosúa et al. 2014)
4.7.1 Silver content in sulfides
The data obtained from the studied sulfides shows that considerable amounts of Ag are
incorporated in digenite from both deposits, ranging from 426 to 2100 ppm in Las Luces
and 733 to 3245 ppm in Altamira. Additionally, the analyses show that bornite from Las
Luces can also contain Ag (404-2836 ppm), whereas no Ag was detected in bornite from
Altamira (Tables 2 and 3; and Table SM1). Electron microprobe spot analyses shows that
Ag is not homogeneously distributed in these mineral phases, however, no micron-sized
inclusions were observed under the SEM or the EMP. This suggests that Ag can be
incorporated as “invisible” nanoinclusions as has been reported for bornite and chalcopyrite
from Mantos Blancos (Reich et al. 2013) or as solid solution in the structure of the Cu-Fe
sulphides. An important feature to be in consideration is that the highest contents of silver
are well correlated with the high contents of copper. For example in the Altamira deposit
the EPMA points number:172 – line: 651-652-653 correspond to analite-digenite minerals
which replace the framboidal pyrite (number: 172 – line: 655), and show elevated copper
contents and very high silver contents also (see Table 2), conversely, the framboidal pyrite
exhibit very low Cu contents (2 wt% aprox.) and no Ag contents were detected in it. This
suggest that the hydrothermal fluid that carried the copper, also mobilized the silver and
precipitated both metals together when the ionic complexes were destabilized. The Las
Luces deposit may be a little different than the Altamira due to the absence of framboidal
precursors. It is interesting to note the elevated copper contents and the low iron contents in
the bornites (around 66 – 67 wt% Cu and 8-9 wt% Fe) if they are compared with the
33
stoichiometric copper and iron contents in this mineral phase (63.3 wt% Cu and 11.1 wt%
Fe), and also the high silver amounts found in this Cu-Fe sulfide (see Table 3). This could
mean that the Cu and Ag enter in the bornite structure as iron replacement. For the case of
the digenite, the silver contents are lower than the bornite (see Table 3). This could be
explained because of the low Fe contents in this mineral phase which would imply that the
entrance of Ag in replacement of Fe would be very low, and the silver may enter as Cu
replacement, in contrast with the bornite in this deposit.
4.7.2 Sulfur isotopes
The sulfur isotope data obtained here reveal two distinct trends for the studied
deposits: a restricted range of δ34S values for Las Luces (-2.5‰ to +2.9‰) and a wide
range of light δ34S values for Altamira (-10.7‰ to -38.7‰, Table 4).
High negative sulfur values have been reported for several Cretaceous deposits
(Table 5), which indicate that sulfur was derived from seawater sulfate reduction (Carrillo-
Rosúa et al. 2014). Furthermore, the presence of framboidal pyrite has also been
documented in stratabound deposits where they are intimately associated with solid
bitumen (e.g., Wilson and Zentilli 1999; Wilson et al. 2003; Carrillo-Rosúa et al., 2014).
According to Wilson and Zentilli (1999), framboidal pyrite formed within and around
liquid petroleum by bacterial degradation. No bitumen has been reported in the Altamira
deposit, but considering the highly negative δ34S values obtained in the analyzed samples
and the fact that the Aeropuerto Formation has a significant sedimentary component in the
area (Boric et al. 1990), it is plausible that diagenetic pyrite formed under anoxic conditions
was the primary source of sulfur for the digenite-bornite mineralization.
The similar characteristics between the Altamira deposit and the Lower Cretaceous
stratabound deposits of central Chile, i.e., the extremely light sulfur isotope values, the
presence of framboidal textures, the significant sedimentary component of the Aeropuerto
Formation, and the Late Cretaceous Re-Os chalcocite model age reported in Barra et al.
(2017) support an extension of the Cretaceous stratabound Cu belt further north of Copiapó
(Fig. 1).
34
The δ34S values of the primary copper sulfides in the Las Luces deposit show that sulfur
was derived from a magmatic source, either from the crystallizing intrusions or derived
from secondary leaching of the volcanic rocks. This is consistent with S values reported for
other Jurassic stratabound Cu deposits (Kojima et al. 2006, Table 5).
4.7.3 Depositional environment of the volcanic host rocks
Whole-rock geochemistry of the volcanic rocks from the studied deposits show enrichment
in the total alkalis caused by the hydrothermal alteration of plagioclase phenocrysts
(albitization and/or sericitization, Fig. 15A-B). On the other hand, trace element
geochemistry for the Las Luces and Altamira volcanic rocks reveal a high enrichment in
LILE, LREE/HREE fractionation, Nb-Ta trough, and high Pb relatively to Ce. These
features are considered as representative of a subduction-related origin for the magmas
(Figs. 16 and 17; Pearce 1982; Oliveros et al. 2007). In addition, in Figure 18 the samples
of the Las Luces deposit plot in a cluster near the arc calc-alkaline/arc transitional fields,
consistent with the tectonic setting for the Coastal Cordillera during the Upper Jurassic-
Lower Cretaceous, where a convergent margin dominated by oblique subduction resulted in
arc-normal extension and sinistral strike-slip shear zones that controlled the magmatic
activity and deformation of the arc (Scheuber and González 1999; Grocott and Taylor
2002; Oliveros et al. 2007).
On the other hand, the Altamira samples plot in the late- to post-orogenic intra-continental
domain (Fig. 19), evidencing that the Aeropuerto Formation was extruded and deposited in
a setting dominated by subduction and controlled by intra-arc extension due to low-
spreading rate of 5 cm/yr (Aberg et al. 1984; Morata and Aguirre 2003; Oliveros et al.
2007).
In summary, the host rocks of the Las Luces (La Negra Formation) and Altamira
(Aeropuerto Formation) deposits have similar mineralogical characteristics, but the former
was formed in an intra-arc domain of Jurassic age, which implies that Las Luces formed
mainly by magmatic-hydrothermal processes, whereas Altamira developed in a back-arc
basin environment were the volcanoclastic and sedimentary rocks (sandstones, limestones
35
and calcareous sandstones) of the Aeropuerto Formation played a crucial role in the ore
formation.
4.7.4 Genetic models
Two formation hypotheses have been proposed for the Cu-stratabound deposits in
northern Chile: a syngenetic and an epigenetic model (Ruíz 1971; Sato 1984; Vivallo and
Henríquez 1998; Kojima et al. 2003, 2009). Several geologic evidence support an
epigenetic model including the geometry and spatial distribution of the orebodies mostly
related to fault zones and/or intrusive dykes, and the ubiquitous metamorphic/hydrothermal
alteration (albitization, chloritization and sericitization) associated with the orebodies
within the volcanic host rocks (Palacios and Definis 1981; Espinoza et al. 1996; Maksaev
and Zentilli, 2002). Although the epigenetic/hydrothermal origin of these ore deposits is the
most accepted hypothesis (Chavez 1985; Palacios 1990; Espinoza et al. 1996, Maksaev and
Zentilli, 2002; Kojima et al. 2009) there is no consensus on the origin of the fluids and
mineralization. Two main ideas have been proposed for the origin of the fluids, sulfur, and
metals: i) derived from the cooling intrusions (e.g., Palacios 1990; Vivallo and Henríquez
1998); and ii) derived from the sedimentary and volcanic host rocks (Losert 1973, Sato
1984; Tosdal and Munizaga 2003; Kojima et al. 2009).
The magmatic-hydrothermal model is based on the close spatial association between
the orebodies and gabbroic to dioritic dike intrusions (Definis 1985; Palacios 1990;
Espinoza et al. 1996; Vivallo and Henríquez 1998). However, most of the subvolcanic
intrusive bodies are usually barren or poorly mineralized (Maksaev and Zentilli 2002).
Furthermore, Sr, Pb, and Os isotope data is consistent with a strong crustal component in
the formation of these deposits (Munizaga et al. 2000; Maksaev and Zentilli 2002; Tosdal
and Munizaga 2003; Tristá et al. 2006; Kojima et al. 2003, 2009).
The host rock leaching model proposes that hydrothermal fluids of metamorphic,
basin-related, meteoric and/or seawater origin leached the volcano-sedimentary rocks and
therefore extract the ore metals (Cu and Ag) and sulfur. In this model, the hydrothermal
fluids are supported by the heat of cooling deep plutons and/or dikes (Tosdal and Munizaga
2003; Kojima et al. 2003, 2009). Fluid inclusion studies in quartz and calcite indicate that
36
in some cases the hydrothermal fluid is metamorphic and basin-derived, whereas in others
it is a mixture between basinal brines and meteoric waters (Nisterenko et al. 1973; Oyarzún
et al. 1998; Kojima et al. 2003; Wilson et al. 2003a).
Sulfur isotopes in Jurassic statabound Cu deposits indicate that sulfur was derived
from a magmatic source, either from the cooling magmas or from leaching of volcanic host
rocks, whereas in Cretaceous deposits sulfides show markedly negative δ34S values
indicating a biogenic origin for the sulfur. The latter is further supported by the presence of
framboidal pyrite and in some cases bitumen.
As Hofstra and Cline (2000) documented for the Carlin-type deposits, combining
estimate concentrations on gold solubility in ore fluids with estimates tonnage and average
gold grade in the deposits and estimate gold concentrations and percent recovery from the
host rocks, is possible to calculate the minimum volume of source rock and fluid required
to generate a given amount of ore. According with the published fluid inclusion data in
which the temperature range between 200 to 350°C, salinities that reach up to 35-36 wt%
NaCl eq with halite saturation. (Nisterenko et al. 1973; Kojima et al. 2003; Carrillo-Rosúa
et al. 2014) and mineral paragenesis in which the hematite is a common and stable phase
associated with the ore mineralogy, the fluid conditions that transported Cu and Ag would
be low to medium T°, Cl-rich, acid and oxidized. Rose et al. (1976) documented that in an
intermediate oxidation state, chloride rich ground waters is possible to leach the copper
form the source rocks. Additionally, the authors mentioned that the required amount of pore
fluid (containing 100 ppm Cu) to produce a deposit of 1 percent Cu, 1 km2 and 0.5 km
thick, is calculated to be available from a prism of source sediment 1 km2 and 400 m thick
(Rose et al. 1976).
The host rock leaching hypothesis is tested here by a mass balance calculation of the
volume of leached volcanic rock and hydrothermal fluid required to produce an average
stratabound Cu deposit. The reported copper resources from the Altamira deposit are 2.7
Mt at 1.24% CuT. This represent a total of 33.000 tons of Cu contained in that mass.
Considering a chloride rich, oxidized and low to medium temperature hydrothermal fluid,
the copper solubility is around 100 ppm (Rose et al. 1976), assuming 60% of the copper
precipitates, is a cube of 0.82 km on a side (0.55 km3). The average copper contents of the
Aeropuerto Formation are 40 ppm (this study). If 12 ppm Cu was scavenged form the host
37
rocks (leaching effectiveness of 30%), a rock body about of 1 km on side would be required
(1 km3). This corresponds to a water/rock ratio of 0.55 by volume. For the Las Luces
deposit, the reported copper resources are 2.3 Mt at 1.11% CuT. This represent total of
26.000 tons of copper contained in that mass. If the solubility of a chloride-rich, oxidized
hydrothermal fluid is around 100 ppm and assuming that 60% of the copper precipitates,
this can graphically represent as a cube of 0.75 km on side (0.43 km3). The average copper
contents of the La Negra Formation are 100 ppm (Oliveros et al. (2007), this study),
considering a 30% of leaching effectiveness, this generates that the hydrothermal fluid can
scavenge around 30 ppm of the host rock, representing a rock body around of 0.68 km on
side (0.316 km3). This corresponds to a water/rock ratio of 1.36 by volume.
The high water/rock ratios calculated for both study deposits contrast with the very
low water/rock ratio calculated by Hofstra and Cline (2000) in the Carlin-type deposit Jerrit
Canyon district where they got a 0.025 water/rock ratio. Such low ratio is characteristic of
metamorphic processes. In the Altamira and Las Luces, for the contrary, the 0.55 and 1.36
water/rock ratio is attained to a convecting hydrothermal system in which the large
batholith masses that intrude the host rocks would produce the convective cells that
mobilize the seawater brines, connate waters or even hydrothermal-magmatic fluids which
leach the metals of the source rocks.
Overall, the new data presented here coupled with previous works on the Chilean
stratabound Cu(-Ag) deposits show that these ore deposits are the result of hydrothermal -
fluids of mixed origin (basinal brines, meteoric, and magmatic fluids) that circulate through
and leach the metals of volcanic or volcano-sedimentary sequences. Fluid circulation is
favored through faults, and metal precipitation occurs along structures and in permeable
host rock strata due to fluid cooling, mixing/dilution with meteoric waters and/or the
interaction with more reduced conditions such as organic matter or early framboidal pyrite
(Fig. 20; Maksaev and Zentilli, 2002; Kojima et al., 2009)
4.8 Conclusions
The Altamira deposit present a sulfur origin mainly sedimentary, evidenced by the
extremely negative values of the analyzed sulfides and by the presence of framboidal
textures, typical from sedimentary environments (Vallentyne, 1963; Schallreuter, 1984;
Oenema, 1990; Wilkin and Barnes, 1997), all this according to the nature of the Aeropuerto
38
Formation, which has a significant sedimentary component (e.g., sandstones, limestones,
shales), which would be the source of the sulfur. The mentioned features and the
geographic position of this deposit, situated in the back – arc or transitional arc region,
make it possible to include it inside the Cretaceous belt of stratabound deposits, which was
thought to extend to the south of Copiapó, and now would prolong to the south of Taltal.
For the contrary, the Las Luces deposit shows sulfur isotope values which advocate for a
magmatic origin of the sulfides. This fits correctly with the volcanic nature of the Jurassic
La Negra Formation, which would be the source of the sulfur.
The high amounts of silver found in the sulfide ores of Las Luces, but the absence
of clear microparticles of native silver or Ag sulfides and the homogeneous distribution of
it, would indicate that this element could be as nanoparticles inside the sulfides or as solid
solution in the structure of them. For the Altamira deposit, the silver contents in the main
sulfide ores (digenite and to a lesser extent bornite), added to the presence of silver
microparticles, would suggest that that the silver could precipitate as micro and nano
particles and enter in the copper sulfides structure as solid solution too.
The mass balances indicate that these deposits would have formed as convective
systems due to the high water/rock ratios calculated and discard a metamorphic origin since
the water/rock ratios are one or two orders of magnitude lower in this kind of systems. This
suggests that the large batholiths that intrude the host rocks of both deposits act as heat
source generating the convection of the pore trap waters (connate, basinal brines) which
leach the metals of the source rocks channeling through faults, cooling down and then
generating the ore precipitation in permeable zones as the same faults, breccia matrix infill
and amygdules of the volcano/volcano-sedimentary host rocks.
Acknowledgments
This study was funded by FONDECYT grant #1140780 to F.Barra and M.Reich. The
authors acknowledge the support of the Millenium Science Initiative (MSI) through the
Millenium Nucleus for Metal Tracing Along Subduction grant NC130065. We thank Owen
Neill at Washington State University for his support and help with the EMP analyses. We
thank Compañia Minera Las Cenizas S.A. and their geology team: Marcelo Araya, Mario
Castro, Carlos Garcìa, Jorge Knabe, Diego García, Víctor Faúndez and Juan Pablo Bello
39
access to drill cores and mine operation, and discussion regarding the geology of Las Luces
and Altamira.
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46
Figure 1. Spatial distribution of the main stratabound deposits in northern and central
Chile, between 18°S and 34°S. Modified after Maksaev and Zentilli (2002). Trace of the
AFZ taken from Brown et al. (1993).
47
Figure 2. Geologic map of the studied area. The main geological units, structures and the location of the Las Luces and Altamira
deposit are shown. Modified from Naranjo and Puig (1984).
48
Figure 3. Geology of the Las Luces deposit. Modified from Las Cenizas internal report
(2016).
49
Figure 4. Photographs of different rock types recognized in Las Luces. A. Porphyritic
unmineralized andesite with plagioclase phenocrysts pervasively altered to albite and minor
sericite. In addition, it is also possible to observed small crystals of mafic minerals, mainly
pyroxene partial or totally replaced by chlorite and hematite. B. Porphyritic andesite with
50
plagioclase phenocrysts altered to albite and amydules filled with calcite, quartz, and
chalcocite. C. Mineralized porphyritic andesite with albite phenocrysts partially altered to
sericite and a groundmass dominated by a chlorite-hematite association. Also visible are
irregular, disseminated black chalcocite grains. D. Hydrothermal breccia composed of
porphyritic andesite clasts and a calcite-chlorite-quartz matrix. E. Diorite intrusion
composed of piroxene crystals partial or totally replaced by actinolite-chlorite-epidote, and
plagioclase grains totally altered to albite and minor sericite. F. Hydrothermal breccia with
aphanitic andesite clasts in a matrix composed by calcite-chalcopyrite±bornite±chlorite. G.
Volcanoclastic rock composed of andesite clasts in a chlorite-rich matrix. H. Porphyritic
andesite with plagioclase phenocrysts altered to albite in a groundmass pervasively altered
to red hematite. Black chalcocite is observed as irregular grains within the groundmass.
Also present are late calcite veinlets.
51
Figure 5. Geology of the Altamira district. Modified from Zamora (2011b).
52
Figure 6. Representative rock types and mineralization styles observed in Altamira. A.
Porphyritic andesite with plagioclase phenocrysts pervasively altered to albite immersed in
a groundmass composed by albite and pyroxene microliths. Minor hematite and magnetite
are also found in the groundmass. B. Amygdaloidal andesite with albite and pyroxene
phenocrysts in a groundmass partially hematitized with microliths of albite and pyroxene.
Amygdules are filled with zeolite-prehnite-pumpellyite-chlorite-calcite±chalcocite. C.
Lithic tuff with clasts of andesite in a groundmass pervasively altered to chlorite. D.
Porphyritic andesite with copper carbonates (azurite and malachite). E. Porphyritic andesite
from the upper supergene/oxidation zone showing pervasive hematitization of the
groundmass, chalcocite veinlets and disseminations oxidized to malachite and/or atacamite.
F. Amygdaloidal andesite with pervasive sericitization of the groundmass. Amygdules are
filled with chalcocite and minor bornite.
53
Figure 7. Alteration minerals from Las Luces. A-B. Glomeroporphyritic texture of
albitized plagioclase phenocrysts exhibiting pervasive sericitic alteration. C-D. Calcite
veinlet with a sericite–clay halo. E-F. An amygdule filled with calcite-quartz-
chlorite/smectite. Ab: albite, Cal: calcite, Chl-Sme: chlorite-smectite, Qz: quartz, Ser:
sericite.
54
Figure 8. Photomicrographs of ore minerals from Las Luces. A. An amygdale filling by a
bornite-chalcocite association showing a myrmekitic intergrowth between them,
additionally, large hematite crystals are closely related to these sulfides. B. Chalcopyrite
filling fractures in pyrite. C. Myrmekitic texture between bornite and chalcocite. D.
Chalcopyrite partially replaced by bornite through rims and fractures followed by bornite
replaced by covellite. E. late oxidation event is illustrated by the presence of azurite. F.
Amygdale filled with bornite and chalcocite. Small acicular late hematite crystals are
55
observed surrounding the amydule. Ab: albite, Az: azurite, Bn: bornite, Cct: chalcocite,
Ccp: chalcopyrite, Cv: covellite, Hem: hematite, Py: pyrite.
Figure 9. Paragenetic sequence for Las Luces ore deposit.
56
57
Figure 10. Representative photomicrographs of alteration minerals in the Altamira host
rocks. A. Porphyritic andesite with a large plagioclase phenocryst pervasively altered to
albite and immersed in a groundmass composed by albite microliths. B. An amygdule filled
with chlorite/smectite-calcite and quartz. C. Amygdule filled with prehnite, chlorite and
calcite. Parallel nicols. D. Same as in C but with crossed nicols. E. Amygdule filled with
chlorite cross-cut by a late calcite veinlet. Parallel nicols. F. Same as in E but with crossed
nicols. Ab: albite, Cal: calcite, Chl: chlorite, Chl-Sme: chlorite-smectite; Prh: prehnite, Ser:
sericite.
58
59
Figure 11. Photomicrographs of ore minerals from the Altamira deposit. A. Framboidal
pyrite replaced by chalcocite/digenite. B. Framboidal pyrite aggregates replaced by
supergene covellite. C. Hypogene chalcopyrite-bornite-chalcocite association replaced by
digenite and covellite. D. Secondary covellite replacement along the contact between
chalcocite and borinte. E. A plagioclase phenocryst cross-cut by azurite-malachite veinlets.
Ab: albite, Az: azurite, Bn: bornite, Cct: chalcocite, Ccp: chalcopyrite, Cv: covellite, Dg:
digenite, FPy: framboidal pyrite, Mlc: malachite.
60
Figure 12. Paragenetic sequence for the Altamira deposit.
61
Figure 13. Scanning Electron Microscope images from Altamira. A. Argentite
microparticles associated with a chalcocite grain. B. A micron-size framboidal pyrite relict
replaced by chalcocite.
62
Figure 14. Compositional range of digenite measured by EPMA for Altamira (blue) and
Las Luces (red) versus the silver content in ppm. The average formulae of 32 representative
point analyses (Cu1.85S) for Las Luces fall within the range of digenite-type solid solution
series. For the Altamira deposit, the average afpu of Cu of 29 representative point analyses
(Cu1.77S) fits within the analite/digenite-type solid solution series (Will et al., 2002; Reich
et al., 2010).
63
Figure 15. Geochemistry of the volcanic host rocks. A. Total alkali vs silica classification
diagram (TAS, Le Maitre et al. 1989). B. Zr/TiO2 vs Nb/Y classification diagram (after
Winchester and Floyd 1977).
64
Figure 16. Primordial mantle-normalized trace element patterns for volcanic rocks from the
Altamira and Las Luces deposits. Normalizing values are from McDonough et al. (1992).
Figure 17. Chondrite-normalized REE patterns for volcanic rocks from the Altamira and
Las Luces deposit. Normalization values from Sun and McDonough (1989).
65
Figure 18. Th-Nb/16-Zr/117 diagram indicating a continental arc affinity for the Altamira
and Las Luces samples (after Wood 1980). CAB: Continental volcanic-arc basalts; IAT:
Island-arc tholeiites; WPT: Within-plate tholeiites; WPA: Within-plate alkaline basalts.
66
Figure 19. Tectonic setting discrimination diagram (Cabanis and Lecolle 1989) for
volcanic and (basaltic-intermediate) rocks from the Las Luces and Altamira deposit. BAB:
basalts generated in fore- and back-arc basins.
67
Figure 20. A schematic formation model for the Chilean stratabound deposits. A pre-ore
stage during the deposition of the host rocks, promotes the formation of precursors sulfides,
such as framboidal pyrite or pyrite and chalcopyrite as well as the burial of these sequences.
The hypogene stage begins when the intrusion of a gabbroic-dioritic bodies generate the
heat to promote the convection of the trapped basinal brines or connates waters to produce
the leaching of host rocks, extracting metals (Cu and Ag) and then generating the
precipitation of copper sulfides (mainly bornite and digenite) replacing the precursors
sulfides, along normal/transtensional faults formed because of the tectonic setting during
the Late Jurassic – Early Cretaceous, and favorable zones as amygdules or veinlets of the
host rocks and breccia matrix. During the Late Cretaceous, the inversion of the basins and
the normal/transtensional faults produce the uplift of some Jurassic – Early Cretaceous
units. Under atmospheric conditions and because of meteoric waters that percolate through
the inverse faults, the scarce pyrite are oxidized producing acidic fluids that leach some
68
copper from the hypogene sulfides, generating a local supergene enrichment mainly along
and around the faults.
69
Table 1. Main characteristics of the most important stratabound Cu (-Ag) deposits in northern and central Chile.
Deposit Host Rock Mineralization Alteration Geochronology Tonnage Reference
Alteration Mineralization
Northern Chile Jurassic belt
Mantos Blancos Rhyolite-Andesite
(La Negra Fm)
Ccp-Bn-Dg-
Gn
Qz-Ser;Kfs;
Chl-Ab
155 - 141 Ma
(Ar/Ar)
500 Mt @ 1%
Cu
Ramírez et al. (2006)
Michilla District Andesite (La
Negra Fm)
Cct-Bn-Ccp;
Atm-Ccl
Chl-Ep-Ab ~160 Ma
(Re-Os)
16 Mt @ 1.56%
Cu
Boric et al. (1990); Tristá et al.
(2006)
Buena Esperanza Basalt-Andesite
(La Negra Fm)
Cct-Bn-Ccp-
Dg
Ab-Chl-Qz-
Kfs-Ser
~168 Ma
(K-Ar)
7Mt @ 2.9%
Cu
Boric et al. (1990)
Santo Domingo Basalt-Andesite
(La Negra Fm)
Cct-Bn-Ccp Ab-Chl-Cal-
Qz-Hem-Ser
139 - 129 Ma
(K/Ar)
2.3 Mt @ 2.3%
Cu
Boric et al. (1990)
Las Luces Basalt-Andesite
(La Negra Fm)
Cct-Dg-Bn-
Ccp-Gn
Ab-Chl-Qz-
Ser-Cal
2.30 Mt @ 1.11
% Cu
Zamora (2011a)
Mantos de La Luna Basalt-Andesite
(La Negra Fm)
Cct-Dg-Bn,,
Ccp
Cal-Qz-Hem 60 Kt/month @
1.7% Cu
Kojima et al (2003)
Mantos del
Pacífico
Andesite (La
Negra Fm)
Ccp-Bn, Ccl Cal-Qz-Hem Vivallo and Henríquez (1998)
Central Chile Cretaceous belt
Altamira Basalt-Andesite
(Aeropuerto Fm)
Cct-Dg-Bn-
Ccp
Ab-Chl-Qz-
Ser-Cal
~90 Ma
(Re-Os cct)
2.86 Mt @ 1.24
% Cu, Ag 34
ppm
Zamora (2011b), Barra et al.
(2017)
El Soldado Basalt-rhyodacite
(Lo Prado Fm) Cct-Ccp-Bn
Bit, Ab-Kfs-
Cal
103 Ma
(Ar/Ar)
200 Mt @
1.35% Cu
Boric et al. (2002); Wilson et
al. (2003)
Talcuna District
Andesite-
limestone (Qda.
Marquesa Fm)
Sph , Ccp-
Bn>Cct, Cv,
Tnt-Ttr,
PyBit,Cal-
Chl-Ser-Qz
15 Mt @ 1%
Cu
Oyarzún et al. (1998), Wilson
and Zentilli (2006)
Ocoita-Pabellón
Metallotect
Andesite-marine
carbonates
(Pabellón Fm)
Ccp, Bn>Cct,
Cv, Tnt-Ttr
Bit, Cal-Qz-
Chl-Zeo
30-130
ton/month @
3.0 %Cu
Cisternas and Hermosilla
(2006)
Arqueros District
Andesite-
limestones-
sandstones
(Arqueros Fm.)
Arq-Arg-Ag°-
PyAg-CeAg Bar, Cal Oyarzún et al. (1998)
70
Abbreviations: Ab: albite, Ag°: native silver, Arg: argentite Arq: arquerite, Atm: atacamite, Bar: baritine; Bit: bitumen, Bn: bornite, Cal: calcite, Cct: chalcocite,
Ccp: chalcopyrite, Ccl: chrysocolla, Chl: chlorite, Cv: covellite, Dg: digenite, Ep: epidote, Gn: galena, Hem: hematite, Kfs: K-feldespar, Prh: prehnite, PyBit:
pyrobitumen, Qz: quartz, Ser: sericite, Sph: Sphalerite, Tnt-Ttr: tennantite-tetrahedrite, Zeo: zeolite.
Uchumi Arkosic
conglomerate Bn-Cct, Cv
Qz-PyBit-Cal-
Clays Wilson and Zentilli (2006)
Cabildo District
Volcanic and
Sedimentary
components(Lo
Prado Fm)
Bn-Ccp, Sph,
Gn
Cal, Chl-Prh-
Ab
Moreno-Rodríguez et al
(2010)
71
Table 2. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Altamira (AL) analite-
digenite, bornite and framboidal pyrite carried out at Washington State University. b.d= below detection.
Detection limits (wt%) are shown below each element analyzed.
Sample Cu/S Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
Mineral D.L 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.04 0.04
Number Line
Digenite 158 584 1.85 77.14 0.61 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.25 b.d b.d 0.07 0.06 99.18
Digenite 158 585 1.84 76.58 0.43 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.30 b.d b.d 0.05 b.d 98.37
Digenite 159 589 1.84 76.83 0.39 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.27 b.d b.d 0.08 b.d 98.58
Digenite 159 590 1.83 76.51 0.48 21.1 b.d b.d b.d b.d 0.35 b.d b.d 0.11 b.d 98.58
Digenite 161 619 1.79 76.56 0.03 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d 0.11 b.d 98.35
Digenite 162 620 1.79 75.55 0.23 21.3 b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d b.d 0.05 b.d 97.26
Digenite 162 621 1.85 78.02 0.08 21.2 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.10 b.d 99.50
Digenite 162 622 1.86 78.20 b.d 21.3 b.d b.d b.d 0.02 0.05 b.d b.d 0.08 b.d 99.60
Digenite 162 623 1.85 77.95 b.d 21.3 b.d b.d b.d b.d 0.05 b.d b.d 0.07 0.05 99.43
Digenite 162 624 1.86 77.93 0.25 21.1 b.d b.d b.d 0.02 0.08 b.d b.d 0.08 b.d 99.47
Analite 171 650 1.69 73.63 0.95 21.9 b.d b.d b.d b.d 0.16 b.d b.d 0.14 0.05 96.93
Analite 172 653 1.72 74.57 1.52 21.9 b.d b.d b.d b.d 0.19 b.d b.d 0.09 0.04 98.33
Digenite 172 651 1.78 76.82 1.73 21.8 0.08 0.05 b.d b.d 0.12 b.d b.d 0.09 b.d 100.70
Digenite 172 652 1.77 76.37 1.38 21.8 b.d b.d b.d b.d 0.13 b.d b.d 0.05 b.d 99.72
Analite 173 657 1.68 75.63 1.56 22.7 0.04 0.02 b.d b.d 0.08 b.d b.d 0.10 0.04 100.18
Analite 173 660 1.66 74.93 1.52 22.8 b.d b.d b.d b.d 0.18 b.d b.d 0.09 0.06 99.61
Analite 176 677 1.72 75.21 0.83 22.1 b.d 0.02 b.d 0.02 0.04 b.d 0.01 0.10 0.06 98.42
Analite 174 663 1.71 65.76 2.65 19.4 0.03 b.d 0.02 b.d 0.18 b.d 0.01 0.11 b.d 89.01
Analite 174 664 1.71 68.85 1.84 20.3 b.d b.d b.d 0.02 0.15 b.d b.d 0.12 b.d 91.28
Digenite 174 665 1.78 75.38 0.85 21.4 b.d b.d b.d b.d 0.12 b.d b.d 0.07 b.d 97.83
Analite 176 675 1.71 74.51 0.71 22.0 b.d b.d b.d b.d 0.03 b.d b.d 0.06 b.d 97.34
Analite 176 676 1.71 74.42 0.69 22.0 b.d b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d 0.11 0.04 97.25
Analite 177 688 1.75 75.43 0.65 21.7 b.d b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d 0.11 0.05 97.97
Analite 177 689 1.72 74.17 1.51 21.7 b.d b.d 0.02 0.02 0.07 b.d b.d 0.06 b.d 97.58
Digenite 177 690 1.77 76.05 0.69 21.7 b.d b.d b.d b.d 0.04 b.d 0.01 0.10 b.d 98.58
Analite 177 691 1.72 74.74 1.09 21.9 b.d b.d b.d b.d 0.04 b.d b.d 0.06 b.d 97.81
Digenite 179 700 1.81 73.88 1.31 20.6 0.03 b.d 0.02 b.d 0.14 b.d 0.01 0.08 0.04 96.07
Digenite 179 701 1.78 72.70 1.38 20.6 b.d b.d 0.03 0.03 0.11 b.d b.d 0.09 0.06 95.01
Analite 193 822 1.66 74.31 0.64 22.5 b.d b.d b.d b.d 0.03 b.d b.d 0.07 b.d 97.63
Bornite 161 609 62.88 10.70 25.4 b.d 0,02 b.d b.d b.d b.d b.d 0.05 b.d 99.09
Bornite 161 612 62.33 10.68 25.4 b.d b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d b.d 0.04 98.50
Fr. Pyrite 172 655 2.02 45.18 51.8 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d 99.09
Fr. Pyrite 193 818 0.93 45.36 53.8 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 100.06
Fr. Pyrite 193 821 1.09 45.68 53.7 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 100.45
72
Table 3. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Las Luces (LL) digenite-djurleite and
bornite carried out at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below
each element analyzed.
Sample Cu/S Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
Mineral D.L 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,04 0,04
Number Line
Digenite 182 713 1.87 77.74 0.05 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.10 b.d 98.98
Digenite 184 734 1.86 77.54 b.d 21.1 b.d b.d b.d b.d 0.09 b.d b.d 0.09 b.d 98.80
Djurleite 184 738 1.93 78.10 0.05 20.4 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.09 b.d 98.70
Digenite 185 748 1.83 77.80 0.11 21.5 b.d b.d b.d b.d 0.20 b.d b.d 0.10 b.d 99.69
Digenite 185 749 1.84 78.15 0.11 21.4 b.d b.d b.d b.d 0.20 b.d 0.01 0.11 b.d 100.02
Digenite 185 750 1.83 77.81 b.d 21.5 b.d b.d b.d b.d 0.16 b.d b.d 0.10 b.d 99.56
Digenite 185 751 1.83 77.67 0.04 21.4 b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d 0.02 0.10 b.d 99.35
Digenite 185 752 1.82 77.65 0.07 21.5 b.d b.d b.d b.d 0.19 b.d b.d 0.09 0.05 99.57
Digenite 185 753 1.85 78.05 0.06 21.3 b.d b.d b.d b.d 0.21 b.d b.d 0.07 b.d 99.69
Digenite 186 760 1.81 77.75 0.23 21.7 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.09 b.d 99.81
Digenite 186 761 1.81 77.63 0.07 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.09 b.d b.d 0.10 b.d 99.50
Digenite 186 762 1.82 77.76 0.03 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.06 b.d 99.48
Digenite 186 763 1.83 77.82 0.09 21.5 b.d 0.02 b.d b.d 0.08 0.02 b.d 0.07 b.d 99.55
Digenite 186 764 1.82 77.95 0.34 21.6 b.d 0.02 b.d b.d 0.06 b.d 0.01 0.09 b.d 100.06
Digenite 187 770 1.80 77.21 0.52 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.08 b.d b.d 0.10 b.d 99.56
Digenite 187 771 1.80 77.54 0.44 21.8 b.d b.d b.d b.d 0.07 b.d b.d 0.08 b.d 99.93
Digenite 187 772 1.80 77.60 0.40 21.8 b.d b.d b.d b.d 0.07 b.d 0.01 0.10 b.d 100.00
Digenite 187 773 1.82 77.74 0.38 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.06 b.d 99.85
Digenite 187 774 1.81 77.42 0.51 21.6 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.07 b.d 99.68
Bornite 183 729 67.54 9.06 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d b.d b.d 0.05 100.87
Bornite 184 739 67.14 9.09 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d b.d 0.08 b.d 100.48
Bornite 184 741 66.76 8.54 24.6 b.d b.d b.d b.d 0.11 b.d b.d 0.04 b.d 99.94
Bornite 184 742 67.01 8.64 24.7 0.02 0.02 b.d b.d 0.10 b.d b.d 0.07 b.d 100.62
Bornite 184 743 67.21 8.44 24.7 b.d b.d b.d 0.02 0.11 b.d b.d 0.10 0.04 100.59
Bornite 185 744 66.34 8.98 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.25 b.d b.d 0.05 b.d 99.75
Bornite 185 745 66.57 8.93 24.3 b.d b.d b.d b.d 0.25 b.d b.d 0.10 b.d 100.17
Bornite 185 746 66.76 9.02 24.2 b.d b.d b.d b.d 0.26 b.d b.d 0.08 b.d 100.37
Bornite 185 747 66.47 8.71 24.6 b.d 0.02 b.d b.d 0.21 b.d b.d 0.08 b.d 100.10
Bornite 186 754 66.73 8.86 23.9 0.02 b.d b.d b.d 0.26 b.d b.d 0.12 0.05 99.90
Bornite 186 755 66.59 9.01 24.0 b.d b.d b.d b.d 0.24 0.02 b.d 0.08 0.05 100.03
Bornite 186 756 67.00 8.90 24.4 b.d b.d b.d b.d 0.26 b.d b.d 0.06 b.d 100.65
Bornite 186 757 66.75 9.01 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.26 b.d b.d 0.05 0.04 100.25
Bornite 186 759 66.61 8.41 24.5 b.d b.d b.d b.d 0.27 b.d b.d 0.07 b.d 99.92
Bornite 187 765 64.77 9.05 24.8 b.d b.d b.d b.d 0.22 b.d b.d 0.08 b.d 98.88
Bornite 187 766 65.41 8.83 25.1 b.d b.d b.d b.d 0.21 b.d b.d 0.08 b.d 99.67
Bornite 187 768 64.01 9.25 25.0 b.d b.d b.d b.d 0.21 0.02 b.d 0.05 b.d 98.50
Bornite 187 769 64.24 9.02 25.3 b.d b.d b.d b.d 0.20 b.d b.d 0.08 b.d 98.83
73
Table 4. Stable isotope analyses of the two studied deposits. AL = Altamira; LL = Las Luces.
Sample Mineral phase Ocurrence AL-S1 Chalcocite Veinlet -34.8
AL-S2 Chalcocite Veinlet -37.2
AL-S3 Chalcocite Veinlet -10.7
AL-S4 Chalcocite Massive -38.7
AL-S5 Chalcocite Veinlet -35.8
LL-S1 Bornite Disseminated +2.9
LL-S2 Pyrite Amygdule-filling -1.2
LL-S3 Pyrite Amygdule-filling -2.5
LL-S4 Pyrite Amygdule-filling -2.1
74
Table 5. Summary of stable isotope analyses for the principal stratabound deposits. Bn: bornite,
Ccp: chalcopyrite, Cct: chalcocite, Cv: covellite, Dg: digenite, Dj: djurleite, Py: pyrite, Ttr:
tetrahedrite.
Deposit Mineral phase References
Jurassic Belt
Buena Esperanza Copper Concentrate -0.3 Sasaki et al. (1984)
Mantos de La Luna Cct-Dg -2.1 to -1.6 Kojima et al. (2009)
Mantos del Pacífico Bn -6.6 to -6.2 Vivallo and Henríquez (1998)
Línce – Estefanía Cct -5.7 to -3.0 Vivallo and Henríquez (1998)
Cct-Dg(-Bn) -5.2 to +2.1 Sasaki et al. (1984);
Munizaga and Zentilli (1994);
Vivallo and Henríquez
(1998); Tristá-Aguilera (2007)
Buena Vista Cct-Dg -3.8 to -3.1 Kojima et al. (2009)
Mantos Blancos Cct-Dg -3.2 to -.01 Sasaki et al. (1984); Munizaga
and Zentilli (1994); Ramírez
et al. (2006)
Ccp-Py -4.5 to +1.2 Sasaki et al (1984); Ramírez
(2006)
Santo Domingo Bn -2.3 Vivallo and Henríquez (1998)
Cretaceous
Belt
Ocoita-Pabellón
Metallotect
Bn-Ccp-Ttr -44.7 to -25.4 Cisternas and Hermosilla (2006)
Cct-Cv -21.9 to -17.9 Cisternas and Hermosilla
(2006)
Talcuna Cct-Bn-Ccp -38.3 to -16.0 Spiro and Puig (1988);
Carrillo-Rosúa et al (2006)
Cerro Negro Bn 21.2 to -15.7 Munizaga et al (1994)
Ccp -21.2 to -15.6 Munizaga et al (1994)
El Soldado Cct -12.7 to -4.6 Villalobos (1995); Wilson et
al (2003)
Cct-Bn -2.2 to +15.2 Villalobos (1995); Wilson et
al (2003)
Bn -6.9 to +10.5 Klohn et al (1990); Wilson et
al (2003)
Bn-Ccp -4.1 to +19.0 Klohn et al (1990); Wilson et
al (2003)
Ccp -6.8 to +7.7 Klohn et al (1990); Villalobos
(1995); Wilson et al (2003)
Lo Aguirre Bn-Cct-Ccp-Py -3.6 to +1.4 Spiro and Puig (1988); Saric
et al (2003)
Melipilla-Naltahua Bn -49.1 to -2.8 Carrillo – Rosúa et al (2014)
Bn-Dj -50.4 to -4.7 Carrillo – Rosúa et al (2014)
Ccp -37.1 to -0.6 Carrillo – Rosúa et al (2014)
La Serena Área Bn -31.7 to -18.9 Carrillo – Rosúa et al (2014)
Bn-Dj -35.0 to -15.5 Carrillo – Rosúa et al (2014)
Ccp -30.8 to -16.8 Carrillo – Rosúa et al (2014)
75
Table 6. Geochemical analyses of the Volcanic (Vo) rocks associated with the Las Luces (LL)
and Altamira (AL) deposits. Major Elements. D.L: detection limit.
Analyte Symbol Unit D.L. LL-1 LL-40 LL-61 LL-63 LL-91 AL-4 AL-5 AL-9 AL-10 AL-13
Rock type
Vo Vo Vo Vo Vo Vo Vo Vo Vo Vo
SiO2 % 0.01 53.48 52.73 51.83 47.85 54.16 55.97 56.97 43.26 56.38 51.96
Al2O3 % 0.01 14.52 14.53 13.61 14.25 14.58 15.63 14.82 14.07 14.64 14.85
Fe2O3(T) % 0.01 11.1 12.16 12.12 10.49 10.56 10.77 10.42 5.97 5.44 9.52
MnO % 0.01 0.31 0.21 0.08 0.12 0.21 0.19 0.14 0.28 0.12 0.54
MgO % 0.01 3.72 3.74 1.89 4.06 3.54 2.87 2.59 1.48 5.54 4.47
CaO % 0.01 5.15 5.37 4.61 6.83 5.53 1.10 1.11 11.91 1.32 4.65
Na2O % 0.01 4.98 4.47 3.89 4.70 5.60 4.45 4.83 4.87 3.16 4.45
K2O % 0.01 1.57 2.03 1.21 1.60 1.03 1.91 1.47 2.45 3.72 2.68
TiO2 % 0.01 1.79 1.74 1.45 1.60 1.52 2.03 2.33 1.84 1.24 2.25
P2O5 % 0.01 0.33 0.32 0.22 0.33 0.30 0.34 0.38 0.32 0.26 0.38
LOI %
1.74 1.54 8.10 7.48 2.10 3.68 3.90 12.32 6.74 3.14
Total % 0.01 98.70 98.84 99.02 99.32 99.13 98.94 98.96 98.77 98.56 98.89
Sc ppm 1 32 32 27 29 29 28 30 26 18 32
Be ppm 1 1 2 2 1 2 1 1 1 2 2
V ppm 5 348 346 324 302 314 347 372 240 132 317
Cr ppm 20 50 40 50 30 30 60 30 60 < 20 50
Co ppm 1 25 27 40 28 28 33 31 7 12 26
Ni ppm 20 30 30 40 30 30 50 50 < 20 < 20 30
Cu ppm 10 2870 350 40 40 1330 40 20 30 20 100
Zn ppm 30 110 60 30 70 90 340 310 90 110 1930
Ga ppm 1 19 19 18 19 20 23 26 17 18 19
Ge ppm 1 1 2 2 1 2 < 1 2 < 1 1 2
As ppm 5 < 5 < 5 < 5 < 5 < 5 9 22 < 5 6 24
Rb ppm 2 73 80 123 100 56 40 32 53 129 62
Sr ppm 2 223 277 77 189 162 134 122 118 176 309
Y ppm 1 40 39 36 37 36 28 43 30 34 37
Zr ppm 2 230 223 191 212 217 238 262 219 248 272
Nb ppm 1 6 6 5 5 6 16 18 16 10 19
Mo ppm 2 2 < 2 3 < 2 < 2 4 3 4 5 3
Ag ppm 0.5 0.7 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 0.6 0.6 0.5 0.7 0.9
In ppm 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2 < 0.2
Sn ppm 1 2 2 2 2 2 2 3 1 2 2
Sb ppm 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 < 0.5 3 11.4 1.2 < 0.5 1.5
Cs ppm 0.5 0.9 1.5 46 5 0.7 2.9 3 4.8 10.4 2.5
Ba ppm 2 226 458 27 164 120 297 135 145 146 620
Bi ppm 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4 < 0.4
Hf ppm 0.2 6.2 6.0 5.5 5.9 5.9 5.5 6.1 5.4 6.7 6.5
Ta ppm 0.1 0.4 0.4 0.3 0.3 0.4 1.2 1.3 1.0 0.7 1.2
W ppm 1 < 1 < 1 1 < 1 < 1 < 1 1 < 1 < 1 < 1
76
Tl ppm 0.1 0.3 0.2 0.3 0.2 0.1 0.2 0.2 0.2 0.5 0.3
Pb ppm 5 8 30 < 5 13 7 14 36 11 27 6
Th ppm 0.1 6.4 6.4 7.5 5.9 6.1 3.1 3.2 2.6 5.8 3.4
U ppm 0.1 1.8 1.8 2.1 1.7 1.7 0.9 1.2 0.9 2.6 1.2
La ppm 0.10 20.30 22.70 15.20 21.70 21.70 13.10 28.80 15.10 15.40 23.00
Ce ppm 0.10 50.50 54.80 38.90 50.70 51.70 33.40 66.20 34.50 45.60 54.50
Pr ppm 0.05 7.00 7.32 5.19 6.69 6.93 4.40 8.68 4.62 6.20 7.23
Nd ppm 0.10 30.60 32.00 22.50 28.80 29.90 19.40 37.40 19.90 27.80 31.00
Sm ppm 0.10 7.70 7.90 5.80 7.50 7.40 5.00 9.20 5.60 7.30 8.00
Eu ppm 0.05 1.97 2.11 1.58 1.93 1.92 1.31 3.03 1.72 1.75 2.18
Gd ppm 0.10 7.90 8.10 6.60 7.70 7.30 5.50 9.60 5.90 7.10 8.10
Tb ppm 0.10 1.30 1.40 1.20 1.30 1.20 0.90 1.70 1.00 1.20 1.30
Dy ppm 0.10 7.80 7.80 7.20 7.50 7.30 5.40 9.70 6.00 6.70 8.00
Ho ppm 0.10 1.50 1.50 1.40 1.50 1.40 1.10 1.80 1.20 1.30 1.50
Er ppm 0.10 4.30 4.30 3.90 4.30 4.00 3.40 5.00 3.30 3.70 4.40
Tm ppm 0.05 0.63 0.62 0.59 0.62 0.59 0.49 0.69 0.49 0.54 0.64
Yb ppm 0.10 4.10 4.10 3.80 4.00 3.90 3.30 4.30 3.30 3.70 4.20
Lu ppm 0.01 0.65 0.67 0.61 0.66 0.62 0.54 0.62 0.52 0.57 0.64
77
CAPÍTULO 4
DISCUSIONES
Las figuras y tablas mencionadas en este capítulo corresponden a las citadas en el artículo
científico del Capítulo 3.
La mineralización en Las Luces y Altamira es similar a aquella descrita en otros depósitos
estratoligados de cobre en Chile (Maksaev y Zentilli, 2002; Kojima et al., 2003, 2009; Carrillo-
Rosúa et al., 2014). Una etapa pre-mineralización caracterizada por magnetita y menor pirita, la
cual es seguida por una etapa de mineralización hipógena temprana con calcopirita y hematita
(Figs. 9, 13). La etapa principal de mena consiste en una asociación de calcosina/digenita y
bornita usualmente mostrando texturas de intercrecimiento (Figs. 8, 11). Localmente, se distingue
un evento supérgeno caracterizado por covelina, óxidos de cobre (azurita, malaquita, atacamita y
crisocola) y hematita en ambos depósitos. La escasa presencia de pirita ,y por consiguiente, la
nula generación de ácido sulfúrico producido por la oxidación de esta fase bajo condiciones
supérgenas es probablemente la causa del poco desarrollo de una zona de óxidos-enriquecimiento
supérgeno. Adicionalmente, en el depósito Altamira se describen piritas con texturas
framboidales reemplazadas por digenita ± covelina (Fig. 11). Pirita framboidal ha sido reportada
en el depósito Cretácico El Soldado en la zona centro de Chile (Fig. 1), y su formación ha sido
interpretada producto de la reducción de sulfato de agua marina por acción de bacterias durante
una etapa de diagénesis previa a la mineralización de cobre (Wilson et al., 2003). En varios
depósitos Cretácicos la presencia de bitumen y/o pirobitumen ha sido reportada en asociación con
la mineralogía de cobre (Cisternas y Hermosilla, 2006), sin embargo, para el depósito Altamira la
presencia de hidrocarburos no ha sido identificada.
La asociación de alteración observada tanto en Las Luces como en Altamira está
caracterizada por metasomatismo sódico (albitización), alteración propilítica, principalmente
cloritización, y carbonatación tardía (Figs 7, 10). Estas asociaciones de alteración son muy
difíciles de distinguir del metamorfismo regional de muy bajo a bajo grado que afecta a las rocas
de caja, debido a que tanto la albita como clorita son fases minerales presentes en las
asociaciones de metamorfismo regional de enterramiento. La presencia de prehnita-pumpellyita-
clorita como relleno de amígdalas en el depósito Altamira es una característica inequívoca de que
las secuencias volcáno-sedimentarias de la Formación Aeropuerto sufrieron un evento
metamórfico regional como ha sido documentado para varios depósitos estratoligados Cretácicos
(Losert, 1973; Boric et al., 2002, Cisternas y Hermosilla, 2006; Carrillo-Rosúa et al., 2014).
Contenidos de plata en sulfuros
Los datos obtenidos a partir del estudio de los sulfuros muestran que cantidades
considerables de plata son incorporadas en la digenita de ambos depósitos, con concentraciones
variables entre 426 a 2100 ppm en Las Luces y 733 a 3245 ppm en Altamira. Adicionalmente, los
78
análisis arrojan que la bornita de Las Luces puede contener Ag variable entre 404 y 2836 ppm,
mientras que no se detectaron valores de plata medibles en la bornita de Altamira (Tablas 1 y 2).
Los análisis puntuales de microsonda electrónica muestran que la Ag no está homogéneamente
distribuida en estas fases minerales (Tablas 1 y 2). Para Altamira se detectaron microinclusiones
de fases ricas en Ag (plata nativa, stromeyerita y argentita), mientras que para Las Luces no fue
posible reconocer microinclusiones de Ag bajo el microscopio de barrido ni microsonda
electrónica. Esto sugiere que la plata puede incorporarse tanto como nanoinclusiones “invisibles”,
como ha sido reportado para bornitas y calcopiritas del depósito Mantos Blancos (Reich et al.,
2013), o como solución sólida en la estructura de los sulfuros de Cu y Cu-Fe. Cabe destacar que
los elevados contenidos de Ag se correlacionan con los altos contenidos en cobre. Por ejemplo,
en el depósito Altamira los puntos de EPMA número:172 – línea: 651-652-653 corresponden a
anilita-digenita los cuales reemplazan a una pirita framboidal (número: 172 – línea: 655), y
presentan elevados contenidos tanto de cobre como plata (ver Tabla 2). Por el contrario, la pirita
framboidal exhibe contenidos de Cu muy bajos (2% en peso, aproximadamente) y no presenta
contenidos detectables de Ag. Esto sugiere que el mismo fluido hidrotermal que transportó el
cobre, movilizó la plata y generó la precipitación de ambos metales en conjunto, debido a que los
complejos iónicos que los transportaban fueron desestabilizados por cambios en las condiciones
redox (posiblemente debido a condiciones más reductoras). El depósito Las Luces presenta leves
variaciones en el comportamiento de estos metales debido a la ausencia de precursores
framboidales. Es interesante notar los elevados contenidos de cobre y los bajos de hierro en las
bornitas (alrededor de 66 – 67% en peso de Cu y 8 – 9% en peso de Fe) si se comparan con los
contenidos estequiométricos de estos metales en esta fase mineral (63.3% en peso Cu y 11.1% en
peso Fe), así como también los altos contenidos de plata encontrados en este sulfuro (ver Tabla
3). Esto podría significar que el Cu y Ag ingresan en la estructura de la bornita como reemplazo
del Fe. Para el caso de la digenita, los contenidos de Ag son menores que en la bornita (ver Tabla
3). Esto podría explicarse debido a los bajos contenidos de Fe en este mineral lo que implicaría
que la entrada de plata en reemplazo de hierro sería muy baja, pudiendo ingresar como reemplazo
de Cu en la estructura de este sulfuro.
Isótopos de Azufre
Los datos de isótopos de azufre obtenidos en este estudio revelan dos tendencias distintos
para los depósitos estudiados: un rango de valores de δ34S restringido entre -2.5 a +2.9 ‰ para
Las Luces, y un amplio rango de valores livianos/negativos para Altamira (-10.7 a -38.7 ‰)
(Tabla 4).
Valores muy negativos de azufre han sido reportados para varios depósitos estratoligados
Cretácicos, indicando que este elemento es derivado a partir de reducción de sulfato de agua
marina catalizado por bacterias (Cisternas y Hermosilla, 2006; Carrillo-Rosúa et al., 2014).
Adicionalmente, la presencia de pirita framboidal ha sido documentada en varios depósitos
estratoligados Cretácicos encontrándose en estrecha relación con bitumen sólido (ej. Wilson y
Zentilli, 1999; Wilson et al., 2003; Carrillo-Rosúa et al., 2014). De acuerdo a Wilson y Zentilli
79
(1999), la pirita framboidal se formó dentro y alrededor de petróleo líquido el cual fue degradado
por bacterias. Sin embargo, en Altamira no se ha documentado la presencia de bitumen, pero
considerando los valores extremadamente negativos de δ34S obtenidos en las muestras analizadas
y el hecho de que la Formación Aeropuerto presenta un componente sedimentario significativo en
el área donde se hospeda Altamira (Boric et al., 1990), es plausible que la pirita diagenética
formada bajo condiciones anóxicas sea la fuente primaria del azufre de la mineralización de mena
(digenita-bornita) en este depósito.
Las características similares entre el depósito Altamira y los estratoligados de la franja
Cretácica central del país, es decir, valores extremadamente livianos de isótopos de azufre, la
presencia de texturas framboidales, el significativo componente sedimentario de la Formación
Aeropuerto y la edad modelo Re-Os en calcosina Cretácica Superior reportada por Barra et al.
(2017) para este depósito, apoya fuertemente una prolongación de la franja Cretácica de
estratoligados hasta el sur de Taltal (Fig. 1).
Los valores de δ34S obtenidos para los sulfuros de cobre hipógeno en Las Luces muestran
que el azufre es derivado a partir de una fuente magmática, ya sea de fluidos magmáticos-
hidrotermales aportados por los intrusivos que intruyen la Formación La Negra, o producto de la
lixiviación secundaria de la roca de caja. Estos valores son consistentes con aquellos obtenidos
para la mayoría de los depósitos estratoligados Jurásicos (Kojima et al., 2006).
Ambiente deposicional de las rocas volcánicas hospedantes
La geoquímica de roca total de las rocas volcánicas de los depósitos estudiados muestra
un enriquecimiento en los álcalis totales debido a un evento de alteración/metamorfismo el cual
genera la albitización de los fenocristales de plagioclasa (Figs. 15A-B). Por otro lado, la
geoquímica de elementos traza para las rocas volcánicas de Las Luces y Altamira revela un fuerte
enriquecimiento en elementos LILE debido a que son elementos altamente móviles en fluidos
hidrotermales que generan la alteración de las secuencias. También se observa una anomalía
negativa de Nb-Ta que es una de las características discriminantes entre magmas que se generan
en zonas de subducción. Es importante mencionar que las tierras raras mantienen patrones
constantes en las rocas estudiadas, con un leve enriquecimiento en LREE comparado con HREE
(Figs. 16 y 17). Patrones similares fueron obtenidos por Oliveros et al. (2007) para el
magmatismo Jurásico-Cretácico en la Cordillera de la Costa entre los 18°-24°S. Este
comportamiento para los patrones de REE puede deberse a que estos elementos tienden a
permanecer inmóviles en fluidos hidrotermales/metamórficos de baja temperatura, como son
aquellos que produjeron el evento metamórfico regional que afecta a las secuencias volcánicas,
los cuales alcanzan hasta la facies de esquistos verdes, es decir, baja presión y temperaturas
menores que 400°C.
En la Figura 19, las muestras de Las Luces caen cerca del campo de arco
calcoalcalino/arco transicional, lo que es consistente con la configuración tectónica de la
80
Cordillera de la Costa durante el Jurásico Superior – Cretácico Inferior, donde un margen
convergente dominó la subducción oblicua de placas con baja tasa de convergencia y acople entre
ellas, lo que generó una extensión normal en el arco-trasarco, además de zonas de rumbo sinestral
que controlaron la actividad magmática y deformación en el arco (Scheuber y González, 1999;
Grocott y Taylor, 2002; Oliveros et al., 2007). Por otra parte, las muestras de Altamira caen en el
campo de domino intra-continental post-orogénico (Fig 19), evidenciando que la Formación
Aeropuerto fue extruida y depositada en una configuración dominada por subducción y
controlada por extensión en el intra-arco debido a la baja tasa de convergencia de 6 cm/año
(Aberg et al., 1984; Morata y Aguirre, 2003; Oliveros et al., 2007).
En resumen, las rocas de caja de los depósitos Las Luces (Formación La Negra) y
Altamira (Formación Aeropuerto) tienen características geoquímicas similares, sin embargo, la
primera fue depositada en un domino de arco volcánico, lo que implica que el depósito Las Luces
presenta características magmáticas dominantes (ej. isótopos de S), mientras que Altamira se
extruyó en un ambiente de cuenca de intra-arco donde procesos de transgresión-regresión marina
aportaron un componente sedimentario significativo (areniscas, calizas, lutitas) a la Formación
Aeropuerto, el cual jugó un rol fundamental en la formación de la mena (isótopos de S, piritas
framboidales).
Modelos Genéticos
Dos hipótesis de formación han sido propuestas para los depósitos estratoligados de cobre
en el país: un modelo singenético y otro epigenético (Ruíz, 1971; Sato, 1984; Vivallo y
Henríquez, 1998; Kojima et al., 2003; 2009). Distintas evidencias geológicas apoyan un modelo
epigenético, incluyendo la geometría y distribución espacial de los cuerpos de mena los que se
encuentran asociados a zonas de falla y/o diques, la ubicua alteración hidrotermal/metamórfica
que presentan las rocas de caja que hospedan a los depósitos (albitización, cloritización,
sericitización; facies ceolitas a esquistos verdes) (Palacios y Definis, 1981; Espinoza et al., 1996;
Aguirre et al., 1999; Maksaev y Zentilli, 2002; Fuentes et al., 2005; Carrillo-Rosúa et al., 2014).
Aunque la hipótesis de un origen epigenético hidrotermal de la mena es la más aceptada,
actualmente no existe un consenso sobre el origen de los fluidos y de la fuente de metales. Dos
ideas principales han sido propuestas para el origen de los fluidos, azufre y metales: i) Derivación
a partir de intrusivos gabroicos-granodioríticos (ej. Palacios, 1990; Vivallo y Henríquez, 1998) y
ii) Derivación desde las rocas de caja volcánicas y/o volcano-sedimentarias (Losert, 1973, 1974;
Sato, 1984; Tosdal y Munizaga, 2003; Kojima et al., 2009).
El modelo magmático-hidrotermal se basa en la estrecha relación entre los cuerpos de
mena y los intrusivos gabroicos-dioríticos y diques hipabisales (Definis, 1985; Palacios, 1990;
Espinoza et al., 1996; Vivallo y Henríquez, 1998). Sin embargo, la mayoría de los cuerpos
intrusivos subvolcánicos son estériles o pobremente mineralizados (Maksaev y Zentilli, 2002).
Además, los datos isotópicos de Sr, Pb y Os son consistentes con una fuerte componente cortical
81
en la formación de los depósitos estratoligados (Munizaga et al., 2000; Maksaev y Zentilli, 2002;
Tosdal y Munizaga, 2003; Tristá-Aguilera et al., 2006; Kojima et al., 2003; 2009).
El modelo de lixiviación de roca de caja propone que fluidos hidrotermales de diverso
origen, tanto salmueras marinas de cuenca, aguas connatas, aguas meteóricas e incluso fluidos
magmáticos lixivian las secuencias volcano-sedimentarias extrayendo los metales de mena y
azufre. En este modelo, los fluidos hidrotermales son movilizados por acción del calor emanado
de los intrusivos gabroicos-dioríticos y/o diques subvolcánicos (Tosdal y Munizaga, 2003;
Kojima et al., 2003; 2009). Los estudios de inclusiones fluidas en cuarzo y calcita asociados a la
mineralización de mena indican que en algunos casos el fluido hidrotermal es de derivación
metamórfica, mientras que en otros sería una mezcla entre salmueras de cuenca y aguas
meteóricas (Nisterenko et al., 1973; Oyarzún et al., 1998; Kojima et al., 2003; Wilson et al.,
2003a).
Los datos isotópicos de azufre en los depósitos estratoligados Jurásicos indican que este
elemento fue derivado a partir de una fuente magmática, ya sea mediante fluidos hidrotermales-
magmáticos aportados por intrusivos en enfriamiento o producto de la lixiviación de las rocas
volcánicas hospedantes, mientras que para los depósitos Cretácicos, los sulfuros muestran valores
marcadamente negativos de δ34S, indicando un origen biogénico, en cuencas con aporte
sedimentario del azufre. Esto último es apoyado por la presencia de piritas framboidales y en
algunos casos bitumen.
Hofstra y Cline (2000) documentaron para los depósitos de Au tipo Carlin que
combinando concentraciones estimadas de solubilidad de Au en fluidos de mena, las
estimaciones del tonelaje y ley promedio de oro en los depósitos, las concentraciones de oro y
porcentaje de recuperación de las rocas de caja, es posible calcular el volumen mínimo de roca de
caja y fluido hidrotermal necesario para generar una cierta cantidad de mena. De acuerdo con los
datos de inclusiones fluidas publicadas, donde las temperaturas varían entre 200 a 350°C y las
salinidades alcanzan hasta un 35-36% en peso de NaCl eq. (saturación de halita) (Nisterenko et
al., 1973; Kojima et al., 2003; Carrillo-Rosúa et al., 2014), además de que la paragénesis mineral
presenta a la hematita como fase común y estable asociada a la mineralogía de mena, indicarían
que las condiciones del fluido que transporta el Cu y Ag serían de baja a media T°, rico en Cl,
ácido y oxidado. Rose et al. (1976) documenta que en un estado de oxidación intermedio, las
aguas connatas ricas en cloro pueden lixiviar el cobre desde las rocas de caja. Adicionalmente,
estos autores mencionan que la cantidad necesaria de aguas de poro/connata (con 100 ppm de Cu)
para producir un depósito con una ley de Cu de 1%, 1 km2 y 0.5 km de espesor, estaría contenida
en un paralelepípedo de 1 km2 y 0.4 km de espesor.
La hipótesis de lixiviación de roca de caja es testeada aquí mediante un cálculo de balance
de masas del volumen de roca volcánica lixiviada y el volumen de fluido hidrotermal necesario
para producir un depósito estratoligado de Cu promedio. Los recursos de cobre reportados para el
depósito Altamira son de 2.7 Mt a 1.24% CuT. Esto representa un total de 33.000 toneladas de
82
Cu contenidas en esas masa. Considerando un fluido hidrotermal clorurado, oxidado y de T° baja
a media, la solubilidad de cobre es alrededor de 100 ppm (Rose et al., 1976), asumiendo que un
60% de cobre precipita desde el fluido, esto representa el volumen de un cubo de 0.82 km de lado
(0.55 km3). El contenido promedio de cobre de la Formación Aeropuerto es de 40 ppm (este
estudio). Si 12 ppm de Cu son extraídos desde la roca de caja (es decir, una efectividad de
lixiviación del 30%), un cuerpo rocoso de 1 km de lado sería necesario (1 km3). Esto representa
una razón agua/roca de 0.55 en volumen. Por otro lado, para el depósito Las Luces, los recursos
de Cu reportados son de 2.3 Mt a 1.11% CuT. Esto representa un total de 26.000 toneladas de
cobre contenidas en esa masa. Si la solubilidad de cobre en un fluido clorurado, oxidado y de
mediana T° (<350°C) es alrededor de 100 ppm, y asumiendo que el 60% del cobre precipita, esto
puede representarse gráficamente como un cubo de 0.75 km de arista (0.43 km3). El contenido
promedio de Cu en las secuencias volcánicas de la Formación La Negra es de 100 ppm (Oliveros
et al., 2007; este estudio), entonces si consideramos una efectividad de lixiviación del 30 %, esto
implica que el fluido hidrotermal puede lixiviar 30 ppm desde la roca de caja, lo que representa
un cuerpo de roca de 0.68 km de lado (0.316 km3). Esto corresponde a una razón agua/roca de
1.36 en volumen.
Las altas razones agua/roca calculadas para ambos depósitos contrastan con las razones
extremadamente bajos de agua/roca obtenidos por Hofstra y Cline (2000) en el depósito tipo
Carlin Jerrit Canyon, donde los autores determinan un valor de 0.025 en volumen para este
depósito. Este valor extremadamente bajo es característico de formación de depósitos a partir de
procesos metamórficos. Por el contrario, para Altamira y Las Luces, las razones agua/roca de
0.55 y 1.36, respectivamente, se atribuyen a un sistema hidrotermal convectivo donde las grandes
masas de batolitos que intruyen a las rocas de caja serían los encargados de producir las celdas
convectivas que movilizan las salmueras de cuenca, aguas connatas, aguas meteóricas e incluso
fluidos magmáticos, que lixivian las secuencias volcano-sedimentarias extrayendo los metales
que originan la mineralización de mena.
Los nuevos datos presentados en este estudio sumado con los trabajos anteriores sobre
yacimientos estratoligados de Cu(-Ag) apoyan la teoría de que estos depósitos son el resultado de
fluidos hidrotermales de distintos orígenes (salmueras de cuenca, connatas, meteórico,
magmático) que circulan y lixivian metales de las secuencias volcánicas o volcano-sedimentarias.
La circulación de fluidos es favorecida a través de fallas, y la precipitación de metales ocurre a lo
largo de estructuras y en estratos permeables de la roca de caja debido al enfriamiento del fluido,
mezcla/disolución con aguas meteóricas y/o interacción con condiciones más reducidas tales
como materia orgánica o precurosores framboidales (Fig. 20; Maksaev y Zentilli, 2002; Kojima
et al., 2009)
83
CAPÍTULO 5
CONCLUSIONES
En el presente trabajo, se reportan nuevos antecedentes para una mayor comprensión de la
génesis de los depósitos estratoligados de Cu-(Ag), particularmente en aquellos de la zona norte
del país. Para esto, se han estudiado y comparado los depósitos Altamira y Las Luces,
pertenecientes a la Región de Antofagasta, los cuales se encuentran separados por
aproximadamente 80 km. Estos depósitos se caracterizan por presentar mineralización de Cu
como relleno de amígdalas de secuencias volcánicas-volcanoclásticas de carácter andesítico
(Formación La Negra y Formación Aeropuerto), y por estar asociados a fallas de rumbo
subverticales, y por estar espacialmente asociados a intrusivos de carácter diorítico a
granodiorítico (Grupo Plutónico Matancilla y Grupo Plutónico Cerro del Pingo).
A través de estudios petrográficos se logró definir tres etapas en la formación del depósito
Altamira: i) Un evento diagenético caracterizado por la formación de piritas framboidales, con la
clásica textura de esférulas o racimos de fresa; ii) El evento principal de mineralización, se
subdividió en dos sub-etapas, la primera caracterizada por la formación de cristales de pirita,
posiblemente generados a partir de la aglomeración de las piritas framboidales precursoras y por
la presencia de pequeños cristales de magnetita parcialmente reemplazados a hematita. La
segunda sub-etapa se caracteriza por la formación de cristales de bornita y calcosina/digenita,
esta última como reemplazo parcial o total de las piritas framboidales; adicionalmente, se
distingue escasa calcopirita; iii) Un evento supérgeno local que se caracteriza por la formación de
calcosina secundaria y covelina las cuales reemplazan a la bornita y calcosina hipógena, también
se distinguen crisocola, azurita, malaquita y menor atacamita.
Por otra parte, para el depósito Las Luces se definieron dos etapas en la génesis del mismo: i)
Etapa hipógena, la cual se subdividió en dos sub-etapas, la primera formada por cristales
primarios de magnetita, pirita y menor calcopirita, con finas lamelas de hematita, y la segunda
definida por la formación de la asociación bornita-calcosina/digenita con escasa presencia de
calcopirita y galena tardía en brechas hidrotermales; ii) Etapa supérgena local caracterizada por la
formación de finos agregados de digenita/covelina como reemplazo de los sulfuros de cobre
hipógenos, con presencia menor de azurita y malaquita.
Los estudios de isótopos estables de S arrojan un origen principalmente biogénico para este
elemento en el depósito Altamira, evidenciado por los valores extremadamente negativos y la
presencia de texturas framboidales. Las características mencionadas y la posición geográfica de
este depósito, situado en la región de tras-arco o de arco-transicional, hacen posible la inclusión
de este dentro de la franja Cretácica de depósitos estratoligados, la cual se extendía hasta el sur de
Copiapó y que en este estudio se prolonga hasta el sur de Taltal. Por el contrario, el depósito Las
Luces muestra valores de isótopos de azufre que evidencian un origen magmático de este
84
elemento, lo que concuerda correctamente con la naturaleza volcánica de la Formación La Negra,
la que sería la fuente del azufre para este depósito.
Las elevadas concentraciones de plata encontradas en los sulfuros hipógenos de Las Luces,
permiten inferir que este elemento ingresa favorablemente tanto a la digenita como a la bornita,
posiblemente como solución sólida dentro de la estructura de estas fases minerales. Para el
depósito Altamira, las significativas cantidades de Ag encontradas principalmente en digenita-
anilita, sumado a la presencia de micropartículas de Ag y sulfuros de Cu-Ag, sugerirían que este
elemento podría precipitar como nanopartículas contenidas dentro de los sulfuros hipógenos de
Cu y también entrar como solución sólida en la estructura de los mismos.
El cálculo de balance de masas indica que estos depósitos se forman como sistemas
convectivos, debido a las altas razones agua/roca, descartando un origen de estos depósitos
mediante procesos metamórfico, ya que las razones agua/roca son de uno a dos órdenes de
magnitud menor en este tipo de sistemas. Esto sugiere que los batolitos de edad Jurásica Superior
– Cretácica Inferior que intruyen las secuencias hospedantes actúan como la fuente de calor que
genera la convección de aguas de poro atrapadas (connatas, salmueras), las que se pueden
mezclar con aguas meteóricas percolantes a través de fallas, lixiviando los metales de las rocas
hospedantes, enfriándose y precipitando la mena en zonas favorablemente permeables como las
mismas fallas, relleno de matriz de brechas hidrotermales y amígdalas de las secuencias
volcánicas o volcano-sedimentarias.
85
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92
ANEXOS
ANEXO A. Condiciones analíticas
Table SM1. EMPA conditions for copper sulfides, framboidal pyrite, galena and Native Silver analyses at
Washington State University - JEOL JXA-8500F.
Sulfide, galena analysis: 20 kV, 50 nA, 1 m beam size, focused beam, Pouchou y Pichoir intensity correction.
Element (X-ray line) Standard Analyzing crystal Counting time (s)
Zn ( ) ZnS LiFH 30
Hg (L ) HgS PETJ 40
Pb (M ) PbS PETJ 50
Fe ( ) Pyrite #3 (C.M. Taylor) LiFH 10
Co ( ) Co Metal (C.M. Taylor)
LiFH 50
Ni ( ) Pentlandite (Astimex) LiFH 30
Cu ( ) Cuprite (Astimex) LiFH 10
S ( ) Arsenopyrite PETJ 10
As (L ) Arsenopyrite TAP 75
Se (L ) ZnSe (C.M. Taylor) TAP 75
Sb (L ) Stibnite (Astimex) PETJ 75
Te (L ) Sb2Te3 PETJ 75
Ag (L ) Ag Metal (C.M. Taylor)
PETJ 50
Au (M ) Au Metal (C.M. Taylor)
PETJ 100
Bi ( ) Bi12GeO28 (C.M. Taylor)
PETJ 50
93
ANEXO B. Análisis EMPA
Table SM2. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Altamira (AL) chalcocite carried
out at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed.
Sample Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.04 0.04
Number Line
158 584 77.14 0.61 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.25 b.d b.d 0.07 0.06 99.18
158 585 76.58 0.43 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.30 b.d b.d 0.05 b.d 98.37
168 634 75.68 0.40 21.4 b.d b.d b.d b.d 0.79 b.d b.d 0.09 b.d 98.35
159 589 76.83 0.39 21.0 b.d b.d b.d b.d 0.27 b.d b.d 0.08 b.d 98.58
159 590 76.51 0.48 21.1 b.d b.d b.d b.d 0.35 b.d b.d 0.11 b.d 98.58
159 597 71.91 0.88 20.3 b.d b.d b.d b.d 5.46 b.d b.d 0.08 b.d 98.6
159 598 74.71 0.47 20.8 b.d b.d b.d b.d 2.82 b.d b.d 0.08 b.d 98.9
159 591 75.75 0.64 21.1 b.d b.d 0.02 b.d 0.57 b.d b.d 0.07 b.d 98.16
161 615 76.67 0.05 21.4 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d 98.23
161 616 75.92 0.15 21.7 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 97.82
161 617 76.21 0.05 21.5 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d 97.88
161 618 76.67 0.06 21.3 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.11 b.d 98.18
161 619 76.56 0.03 21.6 b.d b.d 0.02 b.d 0.02 b.d b.d 0.11 b.d 98.35
162 620 75.55 0.23 21.3 b.d b.d b.d b.d 0.10 b.d b.d 0.05 b.d 97.26
162 621 78.02 0.08 21.2 b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d b.d 0.10 b.d 99.50
162 622 78.20 b.d 21.3 b.d b.d b.d 0.02 0.05 b.d b.d 0.08 b.d 99.60
162 623 77.95 b.d 21.3 b.d b.d b.d b.d 0.05 b.d b.d 0.07 0.05 99.43
162 624 77.93 0.25 21.1 b.d b.d b.d 0.02 0.08 b.d b.d 0.08 b.d 99.47
171 645 73.25 3.09 23.4 b.d b.d b.d b.d 0.14 b.d b.d 0.10 b.d 99.94
171 646 70.12 4.06 23.7 b.d b.d b.d b.d 0.13 b.d 0.01 0.10 b.d 98.13
171 647 69.53 4.31 25.7 b.d b.d b.d 0.02 0.17 b.d b.d 0.07 b.d 99.85
172 651 76.82 1.73 21.8 0.08 0.05 b.d b.d 0.12 b.d b.d 0.09 b.d 100.70
172 652 76.37 1.38 21.8 b.d b.d b.d b.d 0.13 b.d b.d 0.05 b.d 99.72
172 653 74.57 1.52 21.9 b.d b.d 0.02 b.d 0.19 b.d 0.01 0.09 0.04 98.33
173 657 75.63 1.56 22.7 0.04 0.02 b.d b.d 0.08 b.d b.d 0.10 0.04 100.18
173 660 74.93 1.52 22.8 b.d b.d b.d b.d 0.18 b.d b.d 0.09 0.06 99.61
174 665 75.38 0.85 21.4 b.d b.d b.d b.d 0.12 b.d b.d 0.07 b.d 97.83
176 675 74.51 0.71 22.0 b.d b.d b.d b.d 0.03 b.d b.d 0.06 b.d 97.34
176 676 74.42 0.69 22.0 b.d b.d b.d b.d 0.02 0.03 b.d 0.11 0.04 97.31
176 677 75.21 0.83 22.1 b.d 0.02 b.d 0.02 0.04 b.d 0.01 0.10 0.06 98.42
193 822 74.31 0.64 22.5 b.d b.d 0.02 b.d 0.03 b.d b.d 0.08 b.d 97.63
177 687 75.26 0.63 21.7 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.06 0.05 97.72
177 688 75.43 0.65 21.7 b.d b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d 0.11 0.05 97.97
177 689 74.17 1.51 21.7 b.d b.d 0.02 0.02 0.07 b.d b.d 0.06 b.d 97.58
177 690 76.05 0.69 21.7 b.d b.d b.d b.d 0.04 b.d 0.01 0.10 b.d 98.58
177 691 74.74 1.09 21.9 b.d b.d b.d b.d 0.04 b.d b.d 0.06 b.d 97.81
94
Table SM3. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Las Luces (LL) chalcocite carried
out at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed. SAMPLE Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,04 0,04
Number Line
182 712 77,55 0,13 21,0 b.d b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,08 0,05 98,83
182 713 77,74 0,05 21,0 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,10 b.d 98,98
182 714 77,60 0,02 20,8 b.d b.d b.d b.d 0,02 b.d b.d 0,07 b.d 98,54
182 715 77,17 0,04 20,3 b.d 0,02 b.d b.d 0,03 b.d b.d 0,07 b.d 97,67
183 721 78,11 0,22 21,2 b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0,02 0,13 0,04 99,68
183 722 78,12 0,13 21,1 b.d b.d b.d b.d 0,03 b.d b.d 0,10 b.d 99,46
183 723 78,15 0,17 20,7 b.d b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,06 b.d 99,10
183 724 78,39 0,15 21,0 b.d b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,09 0,04 99,69
183 725 78,34 0,13 21,2 b.d b.d b.d b.d 0,04 0,03 0,02 0,11 0,05 99,91
183 726 78,06 0,23 21,1 b.d b.d b.d b.d 0,03 b.d b.d 0,09 0,04 99,53
184 733 78,76 0,03 20,6 b.d b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,09 0,04 99,60
184 734 77,54 b.d 21,1 b.d b.d b.d b.d 0,09 b.d b.d 0,09 b.d 98,80
184 735 78,05 0,11 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,07 0,04 99,91
184 736 78,37 0,11 21,0 b.d b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,06 b.d 99,62
184 737 77,98 0,05 20,8 0,02 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,07 b.d 98,96
184 738 78,10 0,05 20,4 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,09 b.d 98,70
185 748 77,80 0,11 21,5 b.d b.d b.d b.d 0,20 b.d b.d 0,10 b.d 99,69
185 749 78,15 0,11 21,4 b.d b.d b.d b.d 0,20 b.d 0,01 0,11 b.d 100,02
185 750 77,81 b.d 21,5 b.d b.d b.d b.d 0,16 b.d b.d 0,10 b.d 99,56
185 751 77,67 0,04 21,4 b.d b.d b.d b.d 0,10 b.d 0,02 0,10 b.d 99,35
185 752 77,65 0,07 21,5 b.d b.d b.d b.d 0,19 b.d b.d 0,09 0,05 99,57
185 753 78,05 0,06 21,3 b.d b.d b.d b.d 0,21 b.d b.d 0,07 b.d 99,69
186 760 77,75 0,23 21,7 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,09 b.d 99,81
186 761 77,63 0,07 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,09 b.d b.d 0,10 b.d 99,50
186 762 77,76 0,03 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,06 b.d 99,48
186 763 77,82 0,09 21,5 b.d 0,02 b.d b.d 0,08 0,02 b.d 0,07 b.d 99,55
186 764 77,95 0,34 21,6 b.d 0,02 b.d b.d 0,06 b.d 0,01 0,09 b.d 100,06
187 770 77,21 0,52 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,08 b.d b.d 0,10 b.d 99,56
187 771 77,54 0,44 21,8 b.d b.d b.d b.d 0,07 b.d b.d 0,08 b.d 99,93
187 772 77,60 0,40 21,8 b.d b.d b.d b.d 0,07 b.d 0,01 0,10 b.d 100,00
187 773 77,74 0,38 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,06 b.d 99,85
187 774 77,42 0,51 21,6 b.d b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,07 b.d 99,68
95
Table SM4. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Altamira (AL) bornite carried out
at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed. SAMPLE Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,04 0,04
Number Line
161 609 62,88 10,70 25,4 b.d 0,02 b.d b.d b.d b.d b.d 0,05 b.d 99,09
161 610 62,26 10,70 25,6 b.d 0,02 b.d b.d b.d b.d b.d 0,05 b.d 98,66
161 611 62,11 10,72 25,5 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0,08 b.d 98,40
161 612 62,33 10,68 25,4 b.d b.d b.d b.d 0,02 b.d b.d b.d 0,04 98,50
161 613 63,14 10,69 25,4 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 99,19
161 614 61,92 10,59 25,3 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0,06 0,05 97,92
Table SM5. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Las Luces(LL) bornite carried out
at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed.
Sample Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0.02 0.01 0.01 0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.02
0.01 0.04 0.04
Number
Line
182 716 67.04
9.66 22.5 0.02
b.d b.d b.d 0.07
b.d b.d 0.11 0.05 99.53
182 717 66.69
8.87 24.4 b.d b.d b.d b.d 0.09
b.d b.d 0.09 b.d 100.14
182 718 66.83
8.41 24.6 b.d b.d b.d b.d 0.10
b.d b.d 0.11 b.d 100.04
182 719 67.77
9.22 23.9 b.d b.d b.d b.d 0.10
b.d b.d 0.06 0.04 101.11
182 720 67.73
9.13 23.9 b.d b.d b.d b.d 0.09
b.d b.d 0.06 b.d 100.94
183 727 66.89
8.63 24.8 b.d b.d b.d b.d 0.09
b.d b.d 0.11 0.05 100.49
183 728 66.53
8.46 24.7 b.d b.d b.d b.d 0.09
b.d b.d 0.06 b.d 99.84
183 729 67.54
9.06 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.10
b.d b.d b.d 0.05 100.87
183 730 66.95
8.99 24.0 b.d 0.02
b.d b.d 0.08
b.d 0.01 0.10 b.d 100.11
183 731 67.73
8.86 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.08
b.d b.d 0.09 b.d 100.94
183 732 67.98
8.88 24.0 b.d 0.02
b.d b.d 0.08
b.d b.d 0.08 b.d 101.06
184 739 67.14
9.09 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.10
b.d b.d 0.08 b.d 100.48
184 740 66.75
9.37 23.3 b.d 0.02
b.d b.d 0.10
b.d b.d 0.11 b.d 99.61
184 741 66.76
8.54 24.6 b.d b.d b.d b.d 0.11
b.d b.d 0.04 b.d 99.94
184 742 67.0 8.64 24.7 0.0 0.0 b.d b.d 0.1 b.d b.d 0.07 b.d 100.6
96
1 2 2 0 2
184 743 67.21
8.44 24.7 b.d b.d b.d 0.02
0.11
b.d b.d 0.10 0.04 100.59
185 744 66.34
8.98 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.25
b.d b.d 0.05 b.d 99.75
185 745 66.57
8.93 24.3 b.d b.d b.d b.d 0.25
b.d b.d 0.10 b.d 100.17
185 746 66.76
9.02 24.2 b.d b.d b.d b.d 0.26
b.d b.d 0.08 b.d 100.37
185 747 66.47
8.71 24.6 b.d 0.02
b.d b.d 0.21
b.d b.d 0.08 b.d 100.10
186 754 66.73
8.86 23.9 0.02
b.d b.d b.d 0.26
b.d b.d 0.12 0.05 99.90
186 755 66.59
9.01 24.0 b.d b.d b.d b.d 0.24
0.02
b.d 0.08 0.05 100.03
186 756 67.00
8.90 24.4 b.d b.d b.d b.d 0.26
b.d b.d 0.06 b.d 100.65
186 757 66.75
9.01 24.1 b.d b.d b.d b.d 0.26
b.d b.d 0.05 0.04 100.25
186 758 68.46
9.04 23.4 b.d 0.02
b.d b.d 0.26
b.d b.d 0.07 b.d 101.26
186 759 66.61
8.41 24.5 b.d b.d b.d b.d 0.27
b.d b.d 0.07 b.d 99.92
187 765 64.77
9.05 24.8 b.d b.d b.d b.d 0.22
b.d b.d 0.08 b.d 98.88
187 766 65.41
8.83 25.1 b.d b.d b.d b.d 0.21
b.d b.d 0.08 b.d 99.67
187 768 64.01
9.25 25.0 b.d b.d b.d b.d 0.21
0.02
b.d 0.05 b.d 98.50
187 769 64.24
9.02 25.3 b.d b.d b.d b.d 0.20
b.d b.d 0.08 b.d 98.83
189 779 61.14
11.12
24.8 b.d b.d b.d b.d 0.06
b.d b.d b.d b.d 97.23
189 780 64.17
9.93 25.7 b.d b.d b.d b.d 0.08
b.d b.d 0.08 b.d 99.99
189 781 64.24
10.88
24.7 b.d b.d b.d b.d 0.06
b.d b.d 0.08 b.d 99.94
189 782 64.11
11.02
24.6 b.d 0.02
b.d b.d 0.05
b.d b.d 0.08 b.d 99.92
189 783 64.67
10.47
25.3 b.d b.d b.d b.d 0.05
b.d 0.01 0.08 b.d 100.57
191 805 64.24
10.24
25.1 b.d b.d b.d b.d 0.02
b.d b.d b.d b.d 99.63
191 806 64.94
9.80 26.1 b.d b.d b.d b.d 0.03
b.d b.d 0.09 0.04 101.00
191 807 62.51
10.20
26.3 b.d b.d b.d b.d 0.03
b.d 0.01 0.07 b.d 99.13
191 809 64.24
10.61
25.5 b.d b.d b.d b.d 0.02
b.d b.d 0.06 b.d 100.45
Table SM6. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Altamira framboidal pyrite carried
out at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed.
97
Sample Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0.02 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.01 0.04 0.04
Number Line
172 654 3.14 43.81 50.1 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.05 b.d 97.11
172 655 2.02 45.18 51.8 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d 99.09
172 656 3.92 43.55 50.4 0.02 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 97.89
193 818 0.93 45.36 53.8 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 100.06
193 819 1.46 45.07 52.4 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.06 0.04 99.06
193 820 1.27 45.32 52.8 b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.01 0.05 b.d 99.42
193 821 1.09 45.68 53.7 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 100.45
177 683 1.39 45.83 51.5 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 0.06 b.d 98.76
177 684 2.56 45.05 50.0 b.d b.d b.d 0.02 b.d b.d 0.02 0.07 0.03 97.73
177 686 1.29 45.29 51.7 b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d b.d 98.30
98
Table SM7. Representative electron microprobe analyzer (EMPA) data (wt%) of Las Luces (LL) galena carried out
at Washington State University. b.d= below detection. Detection limits (wt%) are shown below each element
analyzed. Sample Pb Cu Fe S As Sb Se Te Ag Au Ni Co Hg Total
D.L 0,03 0,02 0,01 0,01 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,02 0,01 0,04 0,04
Number Line
189 784 87,10 1,03 0,13 13,5 b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,02 0,12 0,04 101,96
189 785 87,43 0,49 0,07 13,3 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,14 0,04 101,57
189 786 87,38 0,21 0,02 13,2 b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,02 0,17 0,06 101,14
189 787 86,54 0,09 0,05 13,3 b.d b.d b.d 0,07 b.d b.d 0,02 0,16 b.d 100,19
189 788 84,84 0,22 0,31 13,2 b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,03 0,19 0,04 98,93
189 789 86,18 0,13 0,05 13,2 b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,02 0,13 0,07 99,83
189 790 86,44 0,14 0,03 13,4 b.d b.d b.d 0,07 b.d b.d 0,03 0,16 0,05 100,33
189 791 86,56 0,09 0,02 13,4 b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,02 0,12 b.d 100,28
189 792 87,07 0,15 0,06 13,5 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,16 b.d 101,04
189 793 87,64 0,11 0,03 13,3 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,01 0,11 0,05 101,30
189 794 87,71 0,06 0,03 13,5 b.d b.d b.d 0,04 b.d b.d 0,03 0,15 0,04 101,51
189 795 87,96 0,09 0,02 13,4 b.d b.d b.d 0,05 b.d 0,03 0,01 0,13 0,06 101,70
190 798 85,99 0,09 0,04 13,6 b.d b.d b.d 0,06 b.d b.d 0,02 0,13 0,04 99,95
190 799 87,22 0,08 b.d 13,3 b.d b.d b.d 0,03 b.d b.d 0,02 0,14 0,05 100,83
190 800 86,49 0,08 0,06 13,3 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,13 0,06 100,16
190 801 86,77 0,06 0,07 13,8 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,16 0,05 100,96
190 802 86,89 0,07 0,05 13,5 b.d b.d b.d 0,09 b.d b.d 0,03 0,13 b.d 100,74
190 803 86,95 0,06 0,04 13,4 b.d b.d b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,17 0,05 100,77
190 804 87,50 0,07 0,05 13,4 b.d b.d b.d 0,08 b.d b.d 0,02 0,19 0,04 101,39
191 811 87,70 0,05 0,02 13,6 b.d 0,02 b.d 0,05 b.d b.d 0,02 0,16 b.d 101,63
191 812 87,46 0,05 0,02 13,5 b.d b.d b.d 0,04 b.d 0,02 0,02 0,15 0,04 101,29
191 813 87,20 b.d 0,03 13,3 b.d b.d b.d 0,07 b.d 0,03 0,03 0,12 0,11 100,93