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1.2.1 Depósitos IOCG

Grupo de depósitos de origen magmático-hidrotermal con alta concentración de Fe y escasa concentración de Ti y S. Si bien, existen controversias sobre su definición, es posible determinar características comunes en depósitos IOCG: (1) Los cuerpos mineralizados están comúnmente controlados por fallas (zonas de cizalle y fallas normales); (2) Se ubican típicamente en los bordes de cuencas; (3) Presentan desarrollo de brechas hidrotermales; (4) Presentan alteración Na-(Ca) regional; (5) Mineralización de Cu-(Au) asociada a alteración K-(Cl)-(Ca); (6) La zonación de alteración no está relacionada a intrusiones locales; y (7) Presencia de magnetita baja en Ti. De acuerdo a Chen (2013) estos yacimientos, dependiendo de la profundidad de emplazamiento, tipo de alteración hidrotermal y tipo de mineralización, se pueden separar en sistemas de vetas y brechas dominadas por magnetita, de afinidad magmática, y vetas y cuerpos estratiformes dominados por hematita, en los cuales la participación de aguas connatas es mayor (Figura 1). Los tipos de alteración hidrotermal se describen a continuación.

Figura 1. Esquema de depósitos IOCG (Chen, 2013)

1.2.1.1 Alteración potásica

Se ubica sobre la zona de alteración sódica (Figura 1), con la asociación: feldespato potásico-sericita-magnetita-cuarzo-biotita-actinolita-clorita. 1.2.1.2 Alteración sódica-(cálcica)

En sectores profundos de los depósitos IOCG, envolviendo la alteración potásica cuando esta se encuentra presente (Figura 1). Presenta la asociación albita-actinolitamagnetita. 1.2.2.3 Alteración sericítica-(clorítica):

Se ubica en sectores más someros, sobre las otras alteraciones (Figura 1), asociación hematita-sericita-carbonato-clorita-cuarzo. 1.2.2 Origen de estos depósitos

Existe controversia en cuanto a la relación con plutones contemporáneos y por tanto existen varios modelos (hipótesis) que explicarían el origen de un depósito IOCG: (a) Modelo donde fluidos con metales y azufre se exsuelven desde un magma en cristalización y depositan metales en las rocas de caja adyacentes (Gow et al., 1994; Rotherham et al., 1998; Williams, 1998; Williams et al., 1999).

(b) Modelo de derivación a partir de fluido de evaporitas y movilizado termalmente para lixiviar y re-depositar metales y azufre (Battles and Barton, 1995; Barton and Johnson, 1996; Barton et al., 1998; Ulrich y Clark, 1999). (c) Modelo genético que intenta relacionar entre sí los depósitos Cretácicos de magnetita-apatito, óxido-Fe-Cu-Au y estratoligados de Cu (Ag) hospedados en rocas volcánicas. Estos depósitos se consideran como distintos niveles de emplazamiento y liberación de fluidos hidrotermales desde intrusiones de magma

de Fe-P, siguiendo básicamente el modelo de inyección de magmas de mena tipo Kiruna (Vivallo and Henriquez, 1997; Gelcich, 1999). 1.2 Yacimientos de Fe en Chile

Los yacimientos de Fe más importantes de Chile se encuentran en la Cordillera de la Costa de las regiones de Atacama y Coquimbo, en la denominada Franja Ferrífera Chilena; esta franja se extiende por más de 600 km de largo por 25 km de ancho, y se localiza en la Cordillera de la Costa de las regiones III y IV, entre las latitudes de 26º y 32ºS, que coincide con la posición de una faja de intrusivos del Albiano, y con la Zona de Fallas de Atacama en su extremo sur. La Franja incluye unos 50 yacimientos de hierro, donde la mena principal es magnetita. Las dataciones radiométricas de los yacimientos indican edades comprendidas entre los 128 Ma (Boquerón Chañar) y 110 Ma (Los Colorados) (Arévalo, C., Grocott, J., Pringle, M. y Martin, W., 2000). 1.2.4 IOCG Chilenos

El descubrimiento, a mediados de los ochenta, y posterior explotación de los yacimientos de Candelaria y Manto Verde en la Cordillera de la Costa de la III Región, ha hecho que este tipo de mineralización de Cu y Au, ligada a óxidos de hierro, adquiriera notable importancia económica. 1.2.4.1 Distrito Punta del Cobre - Candelaria (116-111 Ma1)

Los cuerpos mineralizados son mantiformes o lenticulares, hospedados por los niveles inferiores de tobas y andesitas, de la Formación Punta del Cobre, de edad Jurásico Superior a Cretácico Inferior. La mineralización consiste en magnetita, calcopirita y pirita, y en la parte superior pirrotina en vez de pirita. Estos minerales, se presentan en venillas, relleno de brechas, y diseminados en rocas volcánicas muy alteradas de la Fm. Punta del Cobre.

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Mathur et al., 2002.

Después de una primera alteración potásica, caracterizada por una biotitización pervasiva con introducción menor de feldespato-K, se sobre impuso una alteración calco-sódica, caracterizada por la asociación actinolita, escapolita y albita más la formación de hornblenda y hedenbergita, y una etapa retrograda, caracterizada por anfíbola, clorita, epidota, clinozoicita y sericita. Finalmente ocurrió la introducción tardía de feldespato-K (post-mineralización). 1.2.4.2 Mantos Verdes (121-117 Ma2)

La mineralización está hospedada en rocas cataclásticas andesíticas e intrusivas del Cretácico Inferior, en forma de brechas. La mineralización de brechas consiste en especularita (en matriz) y minerales oxidados de Cu; mientras que en profundidad, se presenta mineralización primaria con magnetita, calcopirita y pirita. Es posible detectar un proceso temprano de alteración potásica y posterior alteración a sericita y arcillas.

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Gelcich et al., 2003.

Depósitos Fe-Apatito Típicamente son depósitos de óxidos de Fe pobres en Ti formados por magnetita maciza con proporción menor de especularita. La mena de este tipo de depósitos es compacta y dura de color negro, en parte granular constituida por octaedros de magnetita con reemplazo parcial de hematita; y la ganga está constituida por escasa apatita, actinolita y clorita. Los cuerpos más importantes a nivel económico son los de óxidos de Fe macizos irregulares, pero también existen cuerpos vetiformes y mantiformes; y vetas subverticales de rumbo NE, N-S y NE. Las rocas de caja corresponden predominantemente a lavas andesíticas y brechas volcánicas neocomianas; pocos depósitos se hospedan en rocas sedimentarias de derivación volcánica, calizas o intrusivos. Estas rocas volcánicas, además, se hallan cerca del contacto con intrusivos dioríticos, granodioríticos, tonalíticos o monzoníticos, constituyendo “roof pendants” en cuerpos intrusivos. Minerales de alteración típicos corresponden a actinolita, escapolita, biotita, clorita, turmalina, clorapatita, esfeno, escaso granate y pirita. El fuerte reemplazo de la roca huésped por esos minerales de alteración le otorga una coloración oscura, aunque también suelen tornarse rojizas por la oxidación supérgena. Los depósitos de Fe ocurren alineados dentro del dominio del Sistema de Falla de Atacama, el cual es transcurrente sinestral, activo durante el Cretácico Inferior. Este tipo de depósitos es considerado por algunos autores como un miembro extremo de los depósitos IOCG deficientes en Cu y Au, y como sub-tipo Kiruna. Sillitoe (2003) plantea que los depósitos de óx.Fe-apatita y los de óx.Fe-Cu-Au pertenecen al mismo clan, siendo los primeros un miembro deficiente en Cu de este tipo de depósitos minerales.

Figura 2. Franja ferrífera chilena y AFZ.