1-3 tecnicas de estudio de yacimientos apuntes

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¿Qué y para qué? 
• Mapeo geológico→ es un aspecto fundamental, si no hay una buena base de 
mapeo geológico todos los análisis posteriores no servirán de nada (ej.: 
mapeo de terreno, mapeo geológico de testigos de sondaje). Permiten 
interpretar los análisis de laboratorio. 
 
• Identificación de minerales: temperatura de formación, vectorización→ hay 
distintos estudios para identificar especies minerales específicas, nos permite 
hacer inferencia acerca de la T de formación de estos minerales, vectorizar 
(apuntas hacia donde están las fuentes de calor de un sistema). 
 
• Geocronología: edad de magmas, minerales de alteración (hidrotermal), 
minerales de mena y exhumación (cuando el sistema se enfrío y fue expuesto 
a la superficie o cerca de la superficie). 
 
• Isótopos estables: origen y evolución de los fluidos y de los distintos 
componentes que estaban disueltos en el fluido, a partir del cual precipitaron 
los distintos minerales que están en el sistema. 
 
• Estudios de inclusiones fluidas: composición y temperatura de los fluidos → 
últimamente se han vuelto muy importantes, permiten acceder directamente 
a una muestra del fluido a partir del cual precipitaron los distintos minerales, 
son inclusiones de fluido que quedan atrapadas dentro de cristales. 
 
• Química de rocas y minerales: vectorización, fertilidad → química de roca total 
o de un mineral específico. Vectorizar: determinar vectores de T, que permiten 
apuntar hacia donde estaría el centro del sistema. 
• Paso necesario y fundamental para el estudio de cualquier yacimiento mineral. 
 
• Nos permiten identificar cuáles son las rocas huésped del yacimiento, las 
rocas que hospedan este sistema. 
 
 
• Entender la geología estructural, cuáles fueron los controles sobre la 
circulación de fluidos, los fluidos siempre circulan a través de estructuras que 
permiten su ascenso hacia la superficie. 
 
• Nos permiten entender la distribución de los minerales de alteración y de 
mena, a partir de eso podemos establecer zonaciones. 
 
 
• El mapeo nos permite entender las relaciones de corte (sin tener dataciones), 
a partir de las relaciones de corte podemos entender la paragénesis de un 
sistema (cuáles eventos ocurrieron primero, cuáles ocurrieron después), a 
partir de las relaciones de corte entre distintos eventos intrusivos, entre 
distintas generaciones de vetas y vetillas que se cortan unas con otras. 
 
• Finalmente podemos armar una interpretación en 4D del sistema, se refiere a 
una interpretación en 3D, a partir de una geología de superficie, de secciones 
geológicas que nos dan la dimensión en profundidad, y a partir de la 
dimensión del tiempo. 
 
 
 
• Petrografía y calcografía→con lupa, observación al microscopio óptico de 
cortes transparentes o de cortes pulidos donde los observamos con luz 
reflejada (calcografía). 
Muchas veces esto no es suficiente, hay una serie de minerales de grano filo: acillas, 
filosilicatos, que a veces son imposibles de distinguir. Entonces usamos estas 
técnicas: 
 
• Espectroscopia infrarroja→se basa en que uno hace incidir un has infrarrojo 
en la muestra, y la muestra absorbe distintas frecuencias dentro del espectro 
infrarrojo, y cada mineral tiene sus patrones de absorción y reflexión 
 
 
particulares, lo que permite identificar especies minerales específicas. Se 
puede hacer en terreno con instrumentos portátiles 
 
• Difracción de rayos X, microscopia Raman→la difracción de rayos x se basa 
en los ángulos en los que se difractan los rayos x sobre la muestra, y que 
también dependen de la estructura del mineral. Microscopia Raman se basa 
en las vibraciones moleculares, estos son estudios de laboratorio. 
 
• Microscopio y microsonda electrónica (SEM y EMPA). →permiten identificar 
minerales y estudiar sus texturas a microescala, también permiten establecer 
la composición química de elementos mayores, permiten tener una primera 
idea de la composición química. 
 
 
 
Hay distintos sistemas geocronológicos que son útiles en el estudio de yacimientos. 
• U-Pb en circones: cristalización de magmas→se cierra a muy altas T° (~800°C), 
todos lo eventos de alteración que vengas después (~500-400°C) no van a 
afectar a este sistema, entonces nos va a dar una edad confiable de la 
cristalización del magma, por muy alterada que este la roca. 
 
• 40Ar/39Ar: edad de eventos de alteración (cualquier mineral que contenga K; 
~300-500°C)→ son las más usadas para datar eventos de alteración, permiten 
datar cualquier mineral que contenga potasio (como elemento mayor o como 
impurezas). La T de cierre depende del mineral, minerales como biotitas se 
cierra a 300-350°C, la hornblenda tiene T más altas, etc. 
 
• Re-Os: edad de la mineralización (sulfuros; >500°C)→ la gran ventaja que 
tiene es que el Re esta incluido como impurezas en varios minerales, 
principalmente en sulfuros, en los mismos sulfuros que contienen la mena. En 
particular en la molibdenita, el Re tiene un radio atómico muy similar al Mo, 
entonces lo reemplaza con facilidad en la estructura del mineral, hasta un 10% 
de la molibdenita es Re, esas cantidades elevadas de Re hacen que la 
molibdenita sea el mineral ideal para datar a través del sistema Re-Os. El Re 
 
también puede reemplazar al Cu en la calcopirita, entonces también podemos 
datar otros sulfuros, como calcopirita o pirita. 
 
• (U-Th)/He y trazas de fisión en circones y apatitos (~260-75°C)→ a veces 
queremos conocer las edades de exhumación, la edad a la que el sistema se 
enfrió, es exhumado y el sistema queda cada vez mas cerca de la superficie. 
Para conocer estas edades de enfriamiento y exhumación del sistema 
utilizamos por un lado el sistema U-Th en circones y apatitos donde el sistema 
se cierra a T muy bajas, el He se pierde muy fácilmente. Las trazas de fisión se 
preservan a bajas T, por sobre cierta T las trazas de fisión se borran. 
 
Ejemplo: El Teniente 
Aquí hay una serie de dataciones que se hicieron en este caso Re-Os en Molibdenita 
y U-Pb en Circones, nos permiten saber la edad de cristalización de los magmas y la 
edad de mineralización. 
A la derecha tenemos edades Ar-Ar en biotita y en hornblenda. Son minerales a las 
etapas más tempranas de alteración en el caso de la biotita, en el caso de la 
hornblenda son minerales magmáticos. 
Aquí aparecen una serie de edades Ar-Ar en 
sericita, la sericita es moscovita de grano muy 
fino o illita. Es un termino de terreno, no es 
realmente un mineral. Tiene K entonces se puede 
datar. 
 
• Razones entre isotopos estables de distintos elementos permiten inferir la 
fuente de los fluidos. 
• Ej.: aguas magmáticas vs. meteóricas en distintos tipos de depósitos de 
origen hidrotermal usando δ18O y δD. 
 
• Ej.: δ34S para determinar fuente del azufre en sulfuros, anhidrita y/o alunita. 
 
 
 
A través de las razones entre isótopos estables podemos inferir algunas cosas acerca 
de la fuente de los fluidos. 
Razón de la muestra = Razón del estándar→ δ13C = 0 
Razón de la muestra > Razón del estándar→ δ13C > 0 POSITIVO 
Razón de la muestra < Razón del estándar→ δ13C < 0 NEGATIVO 
 
En el caso del δ18O es muy usado para diferenciar entre aguas de origen magmático 
y agua de origen meteórico en distinto tipo de yacimiento, el estándar es el agua de 
mar, razón entre 18O y 16O. También se usa el δD (deuterio), el deuterio es un isótopo 
estable del hidrogeno. 
Las aguas de origen magmático son más ricas en 18O y en deuterio vs. las aguas 
meteóricas que son mas pobres en estos isótopos. 
Los isótopos de azufre se usan para tratar de determinar la fuente del S que está 
presente en los sulfuros (calcopirita, molibdenita). Aquí el estándar es un meteorito 
que se considera que tiene una isotopía muy similar a la del manto terrestre. 
δ34S cercano a 0→ significa que su isotopía el similar a la del meteorito y por ende 
al manto de la Tierra, entonces ese S sería de origen mantélico (profundo) 
Cuando hay desviaciones en el δ34Sse interpreta que ese S ha estado durante mas 
tiempo en la superficie de la tierra y ha sufrido modificaciones en su isotopía, por 
ejemplo, por procesos bilógicos. 
 
Ejemplo: estudio del δ18O en inclusiones fluidas 
presentes en el cemento de turmalina, cuarzo, en 
brechas hidrotermales en un yacimiento en Río Blanco-
Los Bronces. 
Las muestras tienen valores de δ18O entre 5 y 10 en 
general, el estándar sería el 0 (agua de mar). 
Composiciones mas livianas, δ18O negativo, son 
composiciones de aguas meteóricas (lluvia). 
Composiciones mas pesadas ente 5 y 10 son típicas de 
agua de origen magmático. 
El campo en gris es el campo es el campo de aguas 
primarias de origen magmático medidas en distintos 
sistemas volcánicos activos alrededor del mundo. 
 
Otro caso de un estudio similar, tenemos la línea a 
lo largo de la cual plotean las aguas meteóricas en 
distintos lugares del mundo. 
En zonas tropicales las aguas tienen una isotopía 
más pesada (δ18O mayor) 
En latitudes más altas, hacia los polos, tienen un 
δ18O y δD menor, son aguas más livianas. 
Las aguas meteóricas, independiente de la latitud en 
general tendrán un δ18O negativo. 
Las aguas magmáticas tienen un δ18O positivo entre 
5 y 10. 
Muestras de distintos yacimientos plotean en el campo de aguas magmáticas, pero 
algunas muestras de yacimientos se salen del campo de aguas magmáticas y se 
acercan al campo de aguas meteóricas a la latitud de ese yacimiento. 
Eso se interpreta como que esos minerales en particular se formaron a partir de un 
fluido que era producto de una muestra entre aguas predominantemente 
magmáticas y aguas de origen meteórico. 
 
 
• Estudios en restos de fluidos que quedan atrapados al interior de los cristales 
de distintos minerales. 
• La paragénesis es fundamental (inclusiones primarias y secundarias)→la 
inclusión quedó atrapada en el momento en que se formó el cristal o es un 
fluido que circuló a través de una fractura del cristal después de su formación. 
• Entregan información sobre: 
- Composición del fluido 
- Su temperatura (“temperatura de homogenización”) y la presión de 
atrapamiento. → temperatura de 
homogenización: a veces las inclusiones fluidas 
tienen burbujas de vapor o cristales dentro, que 
se formaron después de que quedó atrapado el 
fluido, entonces se calienta la muestra hasta 
que la burbuja y el cristal desaparecen y queda 
todo en estado líquido. Se homogeniza la 
inclusión fluida a una sola fase (la original). 
 
Es la temperatura mínima que tiene que haber tenido el fluido al momento de 
quedar atrapado. 
INCLUSIONES FLUIDAS: 
 
Muchas veces si es que las inclusiones 
fluidas están a través de una línea significa 
que se formaron en una fractura, entonces 
el fluido que quedó en esta fractura no es 
el mismo fluido que formó el cristal de 
cuarzo, por ejemplo, sino que es un fluido 
posterior que circuló a través de una 
fractura cuando ese cristal ya se había 
formado. 
Si uno estudia una inclusión fluida aquí, 
por ejemplo, esa inclusión fluida no nos da 
la composición del fluido que formó ese 
cuarzo, sino que nos da la T de inclusión 
de un fluido posterior (flecha naranja). 
Inclusiones diseminadas al interior de un cristal, esas si probablemente reflejan la 
composición del fluido que formó ese cristal de cuarzo (flecha rosada). 
 
Podemos obtener la salinidad→ podemos medir la 
composición del fluido que estaba en la inclusión y 
conocer su salinidad (contenido de NaCl). 
Estas son muestras a distintas cotas, la de arriba son en 
la superficie actual, 200 m bajo la superficie y la última 
400 m bajo la superficie. Las T de homogenización en 
las muestras de más arriba estaban entre 300-400 °C, 
y más en profundidad, aumenta la T° (500-600°C) a 
medida que nos acercamos a la fuente magmática de 
estos minerales 
 
Salinidad y temperaturas de homogenización de 
inclusiones fluidas con cristal de halita y burbuja de 
vapor, contenidas en cristales de cuarzo en la matriz 
de brechas hidrotermales. 
Se pueden hacer muchas cosas con 
la geoquímica de las rocas, para 
reconocer la distribución de 
elementos metálicos, distintas 
señales químicas que pueden tener 
rocas que so fértiles, para determinar 
los tipos de yacimientos. 
Todavía no veremos esto en detalle. 
 
 
 
 
 
 
 
La química de minerales individuales nos permite identificar señales que no son 
detectable en análisis de roca total. 
• Método LA-ICP-MS→ se hacen con un equipo de ablación laser que vaporiza 
el mineral que se quiere estudiar, y el gas va a un ICP de masa donde se ioniza 
el gas y es analizado por el espectrómetro de masas. 
• Permite identificar señales de la presencia de un yacimiento a mayor distancia 
que las técnicas convencionales. 
• Permite distinguir patrones no observables en análisis de roca total 
• Vectorización 
• Fertilidad. 
A partir de todo esto uno puede hacer 
 
 
Queremos inferir la T y P a la que se formó el sistema 
GEOTERMOMETRÍA 
- Temperatura de atrapamiento de inclusiones fluidas→T de homogenización. 
- Sustitución de elementos en minerales (ej. Ti en cuarzo, clorita)→ciertos 
minerales funcionan como geotermómetro. 
- Fases en equilibrio→ciertas fases minerales sabemos que están en equilibrio 
a ciertas T y eso nos permite inferir la T del sistema. 
GEOBAROMETRÍA 
- Inclusiones fluidas: ebullición (ej. Atrapamiento simultáneo de líquido y 
vapor). → si tenemos al mismo tiempo líquido y vapor nos dice que la presión 
confinante era menor que cierto nivel, porque a presiones mayores tenemos 
fluidos supercríticos (fase líq. y vapor no se separan). 
- Fases minerales en equilibrio→permiten hacer inferencias sobre la P 
- Sustitución de elementos en minerales (ej. FeS en esfalerita en equilibrio con 
pirita y pirrotina hexagonal). 
- Reconstrucciones estratigráficas. → permiten saber la profundidad de 
enterramiento de un yacimiento al momento de formarse. 
 
 
 
 
 
 
EJEMPLO DE UN ESTUDIO INTEGRAL DE UN YACMINENTO: ROSARIO, DISTRITO 
COLLAHUASI, REGIÓN DE TARAPACÁ. 
• Tesis de doctorado de Masterma (2003), CODES, Universidad de Tasmania. 
• Publicdo en Economic Geology (Masterman et.al, 2005). 
→Primero: Mapeo geológico, contexto de mapeo de las unidades de roca, fallas, 
mineralizaciones. 
→Construcción de secciones utilizando tanto información de superficie como de 
sondaje, nos entregan el contexto. 
→Entender la Paragénesis, las relaciones de corte, como se cortan las vetillas, cuales 
son primero, cuales son después. 
→Identificar minerales de alteración que no pudimos identificar a simple vista. SWIR 
(infrarrojo de onda corta) para identificar minerales de alteración de grano fino 
(pirofilita, alunita, moscovita, sericita, illita, esmectita, caolinita). 
Solo conociendo los minerales podemos hacer inferencias sobre la T del sistema, 
aquí tenemos una serie de minerales que son estables a distintas T, entonces con 
eso podemos conocer la T a la que se produjo la alteración hidrotermal. También 
sabemos los pH a los que son estables estos minerales. 
 
 
 
→Geocronología 
- U-Pb en circones de rocas volcánicas e intrusivas (problemas con edades K-
Ar antiguas). 
- 40Ar/39Ar en biotita, illita y alunita (minerales de alteración). 
- Re-Os en molibdenita (minerales de mena). 
- (U-Th) /He y trazas de fisión en circones y apatitos →edades de enfriamiento 
y exhumación del sistema. 
→Inclusiones fluidas: en base a estas inclusiones fluidas se estudiaron sus T de 
homogenización. 
→isotopos 
Finalmente se construye un modelo evolutivo del sistema, se integra toda la 
información de geología y estudio de laboratorio. 
 
 
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