Lavas con bitumen en el Cretácico Inferior de Copiapó,
Región de Atacama, Chile:
petroquímica e importancia metalogénica
| María Eugenia Cisternas | Instituto de Geología Económica Aplicada, Universidad de Concepción. |
| Casilla 160-C, Concepción, e-mail: mcistern@udec.cl | |
| José Frutos | Instituto de Geología Económica Aplicada, Universidad de Concepción. |
| Eduardo Galindo | Casilla 4107, Concepción |
| Baruch Spiro |
NERC Isotope Geosciences Laboratory, British Geological Survey, |
|
Nottingham, NG 12 5GG, U.K., e-mail: BFS@WPO.NERC.AC.UK |
El nivel de andesitas cretácicas (70 m de espesor promedio), emplazado en la parte alta (Formación Pabellón) del Grupo Chañarcillo en la Región de Atacama, ha sido considerado por más de 30 años como un filón-manto. Las principales evidencias, que confirman que se trata de una sucesión de coladas de lava derramadas sobre un fondo marino somero, son: la perfecta concordancia con las calizas supra e infrayacientes a lo largo de decenas de km, la presencia de autobrechas y tobas entre flujos lávicos sucesivos, la ocurrencia de endofósiles en posición de vida en lentes calcáreos que engranan lateralmente con las lavas o se intercalan entre flujos sucesivos y el reconocimiento de, al menos, un centro de emisión (Quebrada Cerrillos), donde las lavas alcanzan 300 m de potencia. Petrográficamente, las lavas son andesitas porfíricas (ocoítas), derivadas de magmas calcoalcalinos ricos en K, con una impronta geoquímica de intraplaca más que de subducción, las cuales fueron eruptadas a través de una corteza continental delgada en el sector de trasarco del sistema arco-cuenca del Cretácico Inferior. La presencia de migrabitumen hidrotermal, en glóbulos, ocupando vesículas primarias o en venillas, es un rasgo característico de estas lavas, y su ocurrencia coincide con mineralización metálica, principalmente sulfuros de Cu. Los resultados de geoquímica orgánica demuestran que el bitumen se originó de materia orgánica marina, emplazándose en las lavas antes que las soluciones mineralizantes que dieron origen a los sulfuros de Cu. La asociación bitumen-sulfuros de Cu, particularmente notable en la región de Copiapó, donde demarca un metalotecto regional, se ha observado, también, otros yacimientos a lo largo de la franja de lavas ocoíticas del Cretácico Inferior entre Copiapó e Illapel, sugiriendo así que dicha asociación tiene un control ligado a la evolución global de la cuenca de trasarco.
Palabras claves: Cretácico Inferior, Chile, Lavas con bitumen, Yacimientos de Cu.
Bitumen-rich lavas in the Lower Cretaceous of Copiapó, Atacama Region, Chile: petrochemistry and metallogenesis significance. The bitumen-rich andesitic horizon emplaced in the upper part (Pabellón Formation) of the Lower Cretaceous marine sequences in the Atacama Region (Chañarcillo Group) has been formerly considered a sill. The main evidence for interpreting this horizon as submarine lava flows includes: perfect concordance with both the overlying and underlying marine limestones along kilometers, the presence of autobreccias, tuffs and thin chert beds between the flows, the presence of endofossils in undisturbed positions within calcareous lenses that grade laterally to lavas or between successive beds, and the recognition of, at least, one emission center in Quebrada Cerrillos where the lavas reach 300 meters thick. Petrographically, the lavas are porphyritic andesites, derived from K-rich calc-alkaline magmas. Trace and minor element geochemistry point to an intraplate more than to a subduction related origin. These lavas are associated with a back-arc environment and were emplaced in a relatively thin continental crust during the Early Cretaceous. The presence of hydrothermal bitumen is a distinct feature of this horizon in many localities between Copiapó and Illapel. The bitumen occurs as the infilling of vesicles or veins, and is directly associated with metallic mineralisation, copper sulphides essentially. Organic geochemical results demonstrate that the bitumen originated from marine organic matter, migrating and being emplaced before the Cu-rich hydrothermal fluids. This association between bitumen and copper sulphides has become a regional metallotect in the Copiapó region. The same association has been found in numerous deposits along the Lower Cretaceous porphyritic lavas between Copiapó and Illapel, suggesting that this is a regional control associated to the evolution of the back-arc basin.
Key words: Lower Cretaceous, Chile, Bitumen rich-lavas, Cu-ore deposits.
En los Andes del norte de Chile se ha documentado un notable cambio en el régimen tectónico del borde móvil sudamericano durante el Cretácico Inferior, pasando de un régimen tipo 'Chileno' al tipo 'Mariana (Mpodozis y Ramos, 1990), generándose así una importante fase distensiva en el sector del trasarco, a la cual se asocia la generación incompleta de una cuenca marginal ensiálica ('cuenca marginal abortada' de Levi y Aguirre, 1981), en un extenso sector del sistema andino chileno (27°S-34°S, entre Copiapó y sur de Santiago). El proceso de apertura extensional en la cuenca de trasarco se interrumpió tempranamente y no culminó con la formación de corteza oceánica, como ocurre en el desarrollo de una cuenca marginal en sentido estricto.
Las secuencias volcánicas del Cretácico Inferior han sido bien estudiadas, desde un enfoque petrogenético, en Chile central (Åberg et al., 1984; Aguirre et al., 1989; Levi y Aguirre, 1981; Levi et al., 1982, 1988 y 1989; Vergara y Nyström, 1996; Vergara et al., 1995). Allí conforman dos franjas longitudinales, una en la posición de la actual Cordillera de la Costa, asociada al desarrollo de un arco islándico con una fuerte componente de subducción (Vergara et al., 1995) y la otra, en la Alta Cordillera andina, generada en un ambiente de cuenca trasarco, con un importante aporte de intraplaca en la generación de los magmas (Vergara y Nyström, 1996).
En la Región de Atacama las volcanitas del Cretácico Inferior se asocian también a dos ámbitos, aquéllas asociadas al ambiente de arco (Formación Bandurrias), que en esta porción del sistema andino en parte es subaéreo, en parte submarino (Cisternas y Díaz, 1990) y aquellas volcanitas (tobas, exhalitas y lavas) intercaladas en las facies carbonáticas marinas acumuladas en la posición de trasarco (Grupo Chañarcillo). La separación espacial entre ambas no es tan clara como en Chile central, por el contrario, en gran parte de la Región de Atacama parece haber una relación de engrane entre ellas. Estudios petrogenéticos recientes, realizados en las volcanitas del Grupo Chañarcillo (Cisternas et al., 1999), muestran una impronta geoquímica de intraplaca más que de subducción, relacionando su génesis a estructuras extensionales en el piso de la cuenca de trasarco. De este modo las volcanitas del grupo Chañarcillo serían correlacionables con aquéllas de la franja de la Alta Cordillera en Chile central.
El Grupo Chañarcillo, definido por Segerstrom y Parker (1959) en el valle del río Copiapó, tiene, en conjunto, un espesor entre 2.000 a 2.500 m y está constituido por las formaciones Punta del Cobre (Titoniano?), de facies predominantemente volcánicas, y las formaciones Abundancia (Valanginiano Superior), Nantoco (Hauteriviano), Totoralillo (Hauteriviano Superior) y Pabellón (Barremiano-Aptiano), de facies predominantemente carbonáticas, pero con frecuentes intercalaciones volcanogénicas. De acuerdo a Areválo (1994) el orden relativo y el espesor está modificado por dos niveles de despegue, de magnitud regional, que dividen al Grupo Chañarcillo en tres unidades tectónicas.
El objetivo principal de este trabajo es caracterizar, petrográfica y geoquímicamente, el nivel de andesitas porfídicas (ocoítas) intercalado en la Formación Pabellón en la región de Copiapó y demostrar su naturaleza eruptiva, en contraposición a la hipótesis aceptada en el pasado que lo consideraba un filón manto. Así también, se presentan las características texturales y genéticas del migrabitumen presente en estas lavas, cuya presencia está en directa relación con la ocurrencia de sulfuros de Cu, como ocurre en numerosos yacimientos alineados a lo largo de la corrida de lavas entre Quebradas Los Cóndores y Meléndez (Fig. 1), donde este nivel de lavas con bitumen ha sido definido como el metalotecto 'Ocoíta Pabellón' (Cisternas y Frutos, 1996). Esta particular asociación, andesitas porfíricas ('ocoítas')-bitumen-sulfuros de cobre, no es una característica local, sino que por el contrario, ha sido observada por los autores en numerosas localidades a lo largo de la secuencia cretácica, (e.g., en yacimientos ubicados en las cercanías de las ciudades de La Serena, Ovalle e Illapel), sugiriendo que la generación, migración y consiguiente emplazamiento del bitumen pudieron estar controlados por procesos ligados a la evolución de la cuenca de trasarco a nivel regional.
La estrecha asociación de bitumen con mineralización de Cu ha sido citada en años recientes por Zentilli et al., 1994 y 1997; Wilson y Zentilli, 1997 y Wilson 1998 para algunos yacimientos estratoligados emplazados en secuencias volcano-sedimentarias del Cretácico Inferior en Chile central. La influencia del bitumen ha sido particularmente bien estudiada en el yacimiento estratoligado El Soldado, emplazado en la parte superior de la Formación Lo Prado, donde Zentilli y Wilson (1997) postularon que el bitumen es el remanente de un reservorio previo de petróleo degradado, el cual controló física y químicamente la formación de los minerales de mena, cuando soluciones hidrotermales, asociadas con el emplazamiento de cuerpos intrusivos durante el Cretácico, circularon a través de él.
En el área de Copiapó, el horizonte lávico, visto a nivel regional, se intercala en la parte media a superior de la Formación Pabellón, por una distancia de 70 km, siguiendo el mismo nivel estratigráfico en forma prácticamente continua. Se reconoce desde Quebrada Los Cóndores hasta más al sur de la Quebrada Chañarcillo (Fig. 1). La potencia promedio del horizonte lávico ha sido estimada por Cisternas et al. (1995) en 70 m, mientras Segerstrom y Moraga (1964) dieron un valor de 100 m. La potencia máxima alcanza, por lo menos, 300 m en el sector de Quebrada Cerrillos, área especificada por Cisternas y Frutos (1996) como lugar de emisión.
La única datación radiométrica conocida en este nivel (K-Ar en roca total) indica 77±3 Ma (Arévalo 1994). Considerando que las lavas se intercalan en la Formación Pabellón, su edad máxima sería la asignada a esa formación, datada en el Barremiano Superior por Corvalán (1974) y en el Aptiano Superior por Pérez et al. (1990).
El nivel de rocas andesíticas intercalado en la Formación Pabellón ha sido considerado como un filón manto por Segerstrom y Parker (1959), Segerstrom et al. (1963); Segerstrom y Moraga, (1964) y Arévalo (1994). Sin embargo, Segerstrom (1968) mencionó que 'uno o dos cuerpos de andesitas más pequeños y de la misma composición del filón principal, son posiblemente coladas'. En los trabajos de Cisternas et al. (1995); Cisternas y Frutos (1996) y Galindo (1998), por el contrario, se le interpreta como una sucesión de coladas submarinas, sobre la base de las siguientes evidencias:
1- se observa perfecta concordancia con respecto a la roca infra y suprayacente por decenas de km, con un espesor relativamente homogéneo de 70 m, excepto en los considerados centros de emisión donde el espesor puede alcanzar los 300 m.
2- se ha reconocido, al menos, un centro de emisión, con sus correspondientes diques alimentadores, en el sector de Quebrada Cerrillos, a 6 km al este del cruce con el valle del río (coordenadas UTM: 6949879 N-381125 E). Allí, las lavas intercaladas entre las calizas de la Formación Pabellón alcanzan una potencia del orden de 300 m. Inmersos en las lavas se observan bloques rotados de caliza (5-30 m de diámetro).
3- se ha observado capas de tobas de cristales intercalados entre algunas coladas. Contienen cristales de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo, además de fragmentos líticos de lavas. Algunos niveles presentan una fuerte calcitización, pudiendo ser confundidos en terreno con una capa de caliza; en otros casos, se observa una incipiente silicificación secundaria afectando a la matriz. Las capas de tobas tienen espesores de 15 a 20 cm, salvo las del área Totoralillo-Pabellón que largamente superan los 10 m. Su reconocimiento permitió distinguir, por lo menos, tres coladas lávicas en el sector de Quebrada Meléndez y cuatro en el sector de la mina La Litigiosa.
4- se observa textura vesicular en todos los sitios de afloramientos, pero no en todas las coladas de lavas. Por lo general la proporción de vesículas es mínima en la parte central de la colada, aumentando hacia el techo, aunque en la base también están presentes.
5- existen niveles de autobrechas en los sectores de Quebrada Cerrillos y Quebrada Meléndez, con clastos angulosos (10-20 cm de diámetro) de lavas ocoíticas en una masa fundamental andesítica porfírica, similar a los clastos.
6- se han observado delgados niveles de 'chert', de origen volcánico, entre las coladas.
7- la presencia de lentes o delgados horizontes (10-30 cm de espesor) de calizas marinas entre coladas sucesivas, representan la sedimentación autóctona en la cuenca. En algunos sectores, estas calizas contienen fósiles bentónicos en posición de vida, demostrando así, que se depositaron en un fondo de mar somero. Las calizas contienen fragmentos líticos de lavas, indicando que las coladas estaban sujetas a la acción de corrientes erosivas, siendo los fragmentos de éstas incorporados al fango calcáreo que se depositaba en períodos de relativa calma en la actividad volcánica. No se observan efectos térmicos en las calizas, salvo indicios de recristalización en el techo de los lentes calcáreos, en el contacto con la base de la colada.
En el sector comprendido entre Quebrada Meléndez y Quebrada Los Cóndores, donde el grado de erosión de la Formación Pabellón es mayor, el horizonte de lavas está truncado en clara discordancia angular y de erosión por las volcanitas y volcanoclastitas subaéreas de la Formación Cerrillos (Segerstrom y Parker, 1959; Segerstrom et al., 1963; Segerstrom y Moraga, 1964). Evidencias directas de esa superficie de erosión, con un nivel de brechas con clastos de lavas ocoíticas en la base de la Formación Cerrillos, fueron observadas en testigos de sondaje en la zona de la mina La Litigiosa.
Las lavas presentan, típicamente, una textura porfírica con fenocristales de plagioclasa, piroxeno y relictos de olivino, razón por la cual en la literatura chilena aparecen descritas como 'pórfido ocoítico', 'filones de ocoíta', 'filones manto de andesita', y recientemente, como 'lavas ocoíticas', en una clara analogía con las denominadas 'ocoítas' de Chile Central. El término 'Ocoíta' es una expresión que se utiliza únicamente en Chile, etimológicamente se deriva del pueblo de Ocoa, 100 km al norte de Santiago, donde Thomas (1958) definió el miembro Ocoa de la Formación Veta Negra (Cretácico Inferior), caracterizado por lavas de textura porfírica, con grandes fenocristales tabulares (mayores que 2 cm) de plagioclasa.
La composición de fenocristales, masa fundamental y minerales que ocupan las vesículas se determinó mediante microsonda electrónica.
Petrográficamente, las lavas muestran fenocristales de plagioclasa, junto a fenocristales de piroxeno y cristales relictos de olivino. Son frecuentes los cumulo-fenocristales, en los cuales se aprecian texturas de cristalización conjunta entre feldespato, piroxeno, olivino y magnetita primaria. La masa fundamental varía de vitrofídica a pilotaxítica y está compuesta de vidrio desvitrificado y/o microlitos de plagioclasa con piroxeno y magnetita intersertales. Como minerales secundarios se encuentra clorita, calcita y feldespato potásico (Galindo, 1998). Los cristales de plagioclasa, tanto los fenocristales (labradorita), como los de la masa fundamental (andesina), presentan una fuerte y homogénea albitización. Además, están alterados a sericita y clorita y presentan reemplazo, total a parcial, por epidota y calcita. El piroxeno, tanto en fenocristales, como en la masa fundamental está en algunas muestras sorprendentemente fresco, y corresponde en composición a augita, con calcita ocupando cavidades. Los fenocristales de olivino se reconocen sólo por su forma cristalográfica, ya que están alterados a arcillas y/o magnetita.
Las lavas presentan textura vesicular, con vesículas (actualmente amígdalas) que varían en tamaño desde unos pocos mm hasta más de 1 cm. Las vesículas están ocupadas por minerales secundarios en la siguiente sucesión: en el borde bandas concéntricas de clorita, o bien, clorita-celadonita-clorita y hacia el centro, zeolita-calcita, cuarzo o feldespato potásico.
En las zonas mineralizadas, adicionalmente, se puede observar pirita, bitumen (a menudo entrecrecido con clorita), bornita, calcosina, calcopirita y tetraedrita.
Uno de los procesos de alteración de las lavas de la Formación Pabellón es la albitización pervasiva de la masa fundamental y fenocristales de feldespato. Según Marschik (1996), la intensa albitización de las lavas cretácicas en la región de Copiapó representa la primera fase de un metasomatismo alcalino asociado a centros de alteración hidrotermal regional, activos durante el Cretácico. Respecto a este proceso, cabe señalar que Levi (1970) y Åberg et al. (1984) describieron la albitización regional de las lavas neocomianas de Chile central como producto de un metamorfismo de bajo grado, asociado al enterramiento.
En el borde de las vesículas se observan bandas microcristalinas de clorita (hasta tres bandas), o bien de clorita-celadonita-clorita. El centro de las vesículas está ocupado por la asociación clorita cristalina-zeolita (stilbita)-calcita; clorita-feldespato potásico o cuarzo y/o calcita. En las zonas mineralizadas las vesículas están rellenas por clorita-bitumen (con estructura de entrecrecimiento mutuo)-sulfuros de Cu, o bitumen-sulfuros de Cu-calcita. Respecto a la calcita, se distinguen dos generaciones hidrotermales, la Calcita I rellena las grietas de contracción del bitumen, mientras la Calcita II se formó en una fase más tardía, postmineralización, ya que aparece reemplazando o cortando la asociación bitumen-sulfuros de Cu, tanto en las vesículas como en vetillas.
La clorita microcristalina de las bandas concéntricas del borde se denomina Clorita I, mientras que la clorita cristalina que ocupa el centro de las vesículas, vetillas o sectores brechizados de la roca, a menudo con texturas de entrecrecimiento mutuo con migrabitumen y menos frecuentes con sulfuros de Cu, se denomina Clorita II.
La composición de los minerales secundarios, sus relaciones texturales, así como, los patrones de distribución en las vesículas y sistemas de vetillas de las lavas ocoíticas permiten interpretar estas asociaciones como producto de un metamorfismo hidrotermal de bajo grado, generado en tres etapas sucesivas bien diferenciadas: la primera involucra la formación de Clorita I-celadonita-pirita, la segunda de Clorita II-bitumen-sulfuros de Cu, y la tercera, feldespato potásico y/o cuarzo, calcita.
Estas dos generaciones texturales de clorita, se corresponden con las dos poblaciones identificadas a partir de los resultados composicionales obtenidos mediante microsonda electrónica (Tabla 1, Fig. 2). Así, las cloritas bandeadas asociadas a celadonita presentan razones (Fetot/ Fetot + Mg) en el rango 0,369-0,446, significativamente menores, que aquellas cloritas entrecrecidas con bitumen que presentan valores en el rango 0,545-0,733.
TABLA 1. COMPOSICION DE CLORITAS (MICROSONDA ELECTRONICA)Y TEMPERATURAS DE FORMACION (CATHELINEAU, 1988) EN VESICULAS DE LAVAS DE LA FORMACION PABELLON.
| Clorita asociada a celadonita: Clorita I | Clorita asociada a bitumen: Clorita II | ||||||||||||||||||
| Muestra 71198-16 (Mina Manto Cobriza) | Muestra MEC-37 (Mina La Culebra) | ||||||||||||||||||
| Borde1 | Núcleo2 | Núcleo | Núcleo | Borde | Núcleo | Núcleo | Clor/bit3 | Clor/bit | Clor/bit | Borde | Núcleo | Borde | Clor/bot | Borde | Clor/bit | Borde | Borde | Clor/bit | |
| SiO2 | 32,30 | 29,97 | 30,18 | 33.,17 | 31,10 | 31,09 | 30,67 | 26,37 | 30,09 | 26,25 | 29,96 | 29,60 | 29,63 | 27,37 | 29,53 | 27,45 | 28,96 | 25,82 | 27,37 |
| TiO2 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 |
| Al2O3 | 15,83 | 18,52 | 17,59 | 16,87 | 17,38 | 16,29 | 17,27 | 20,14 | 16,11 | 18,28 | 15,41 | 14,36 | 15,02 | 16,68 | 15,08 | 17,23 | 15,59 | 18,17 | 17,29 |
| Cr2O3 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,00 |
| FeO | 20,89 | 21,80 | 22,45 | 20,57 | 22,89 | 20,57 | 22,03 | 34,26 | 27,33 | 33,09 | 28,98 | 27,55 | 28,68 | 30,55 | 29,38 | 31,92 | 29,98 | 34,37 | 32,14 |
| MnO | 0,29 | 0,39 | 0,37 | 0,36 | 0,38 | 0,32 | 0,37 | 0,79 | 0,61 | 0,83 | 0,73 | 0,67 | 0,59 | 0,73 | 0,74 | 0,78 | 0,73 | 0,93 | 0,97 |
| MgO | 17,23 | 16,93 | 16,22 | 18,79 | 15,94 | 19,72 | 17,48 | 6,99 | 12,26 | 8,66 | 11,87 | 12,91 | 12,35 | 9,72 | 11,79 | 9,83 | 10,42 | 7,09 | 9,09 |
| CaO | 0,64 | 0,31 | 0,44 | 0,46 | 0,41 | 0,16 | 0,28 | 0,17 | 0,38 | 0,14 | 0,28 | 0,16 | 0,22 | 0,23 | 0,21 | 0,14 | 0,27 | 0,15 | 0,18 |
| Na2O | 0,09 | 0,06 | 0,11 | 0,09 | 0,08 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,08 | 0,00 | 0,14 | 0,12 | 0,10 | 0,00 | 0,15 | 0,00 | 0,17 | 0,07 | 0,00 |
| K2O | 0,06 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,30 | 0,00 | 0,00 | 0,00 | 0,08 | 0,00 | 0,18 | 0,08 | 0,10 | 0,05 | 0,17 | 0,00 | 0,16 | 0,00 | 0,04 |
| SUMA | 87,33 | 87,98 | 87,36 | 90,31 | 88,48 | 88,15 | 88,10 | 88,72 | 86,94 | 87,25 | 87,55 | 85,45 | 86,69 | 85,33 | 87,05 | 87,35 | 86,28 | 86,60 | 87,08 |
| Fórmula ajustada a 20 oxígeno | |||||||||||||||||||
| Si | 6,611 | 6,131 | 6,246 | 6,528 | 6,363 | 6,307 | 6,270 | 5,756 | 6,439 | 5,822 | 6,440 | 6,486 | 6,426 | 6,123 | 6,411 | 6,027 | 6,372 | 5,826 | 6,045 |
| Aliv | 1,389 | 1,869 | 1,754 | 1,472 | 1,637 | 1,693 | 1,730 | 2,244 | 1,561 | 2,178 | 1,560 | 1,514 | 1,574 | 1,877 | 1,589 | 1,973 | 1,628 | 2,174 | 1,955 |
| Ti | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 |
| Alvi | 2,430 | 2,596 | 2,536 | 2,442 | 2,553 | 2,202 | 2,431 | 2,938 | 2,502 | 2,600 | 2,344 | 2,195 | 2,265 | 2,521 | 2,270 | 2,486 | 2,414 | 2,658 | 2,546 |
| Cr3+ | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,000 |
| Fe2+ | 3,576 | 3,730 | 3,885 | 3,386 | 3,916 | 3,490 | 3,766 | 6,254 | 4,891 | 6,137 | 5,209 | 5,049 | 5,202 | 5,715 | 5,334 | 5,861 | 5,516 | 6,486 | 5,936 |
| Mn2+ | 0,050 | 0,068 | 0,065 | 0,060 | 0,066 | 0,055 | 0,064 | 0,146 | 0,111 | 0,156 | 0,133 | 0,124 | 0,108 | 0,138 | 0,136 | 0,145 | 0,136 | 0,178 | 0,181 |
| Mg | 5,257 | 5,163 | 5,004 | 5,513 | 4,862 | 5,964 | 5,327 | 2,275 | 3,911 | 2,863 | 3,804 | 4,217 | 3,993 | 3,242 | 3,816 | 3,218 | 3,418 | 2,385 | 2,993 |
| Ca | 0,140 | 0,068 | 0,098 | 0,097 | 0,090 | 0,035 | 0,061 | 0,040 | 0,087 | 0,033 | 0,064 | 0,038 | 0,051 | 0,055 | 0,049 | 0,033 | 0,064 | 0,036 | 0,043 |
| Na | 0,036 | 0,024 | 0,044 | 0,034 | 0,032 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,033 | 0,000 | 0,058 | 0,051 | 0,042 | 0,000 | 0,063 | 0,000 | 0,073 | 0,031 | 0,000 |
| K | 0,016 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,078 | 0,000 | 0,000 | 0,000 | 0,022 | 0,000 | 0,049 | 0,022 | 0,028 | 0,014 | 0,047 | 0,000 | 0,045 | 0,000 | 0,011 |
| Sum cat | 19,505 | 19,648 | 19,631 | 19,532 | 19,597 | 19,745 | 19,650 | 19,653 | 19,557 | 19,789 | 19,662 | 19,696 | 19,689 | 19,685 | 19,715 | 19,743 | 19,666 | 19,773 | 19,710 |
| Fet/Fet+Mg | 0,405 | 0,419 | 0,437 | 0,380 | 0,446 | 0,369 | 0,414 | 0,733 | 0,556 | 0,682 | 0,578 | 0,545 | 0,566 | 0,638 | 0,583 | 0,646 | 0,617 | 0,731 | 0,665 |
| Temperatura según Cathelineau (1988). | |||||||||||||||||||
| Tº (C) | 162 | 239 | 221 | 175 | 202 | 211 | 217 | 299 | 189 | 289 | 189 | 182 | 191 | 240 | 194 | 256 | 200 | 288 | 253 |
| Xc: Indice de esmectila en el interestatificado Clorita-esmectila; Xc=0,0 esmectila pura; Xc=1,0 Clorita pura. | |||||||||||||||||||
| Xc | 0,661 | 0,783 | 0,752 | 0,704 | 0,702 | 0,861 | 0,796 | 0,811 | 0,713 | 0,889 | 0,756 | 0,805 | 0,795 | 0,813 | 0,792 | 0,863 | 0,756 | 0,868 | 0,834 |
El conjunto de las cloritas estudiadas tiene una composición bastante uniforme, cercana al campo de las cloritas sensu str. (gráfico Si+Al+Fe+Mg+Mn, versus Altot). El índice Xc, que según Schiffmann y Fridleifsson (1991), representa la cantidad de smectita en el estratificado clorita/smectita, varía entre 0,66 y 0,89, indicando un contenido de smectita < 30% (Tabla 1). Estas características, además de un contenido de Ca+Na+K < 0,2 las hace confiables para ser usadas como geotermómetro (Frimmel, 1997), siguiendo el método de Cathelineau (1988), quien demostró que el contenido de Aliv en cloritas de andesitas alteradas hidrotermalmente se incrementa con la temperatura.
1- Clorita microcristalina en el borde de las vesículas; 2- Clorita cristalina en el núcleo de las vesículas; 3- Cristales de clorita entrecrecida con bitumen.
Al graficar la temperatura calculada según el método Cathelineau (1998), versus la razón (Fetot/ Fetot + Mg) se separan, claramente, las dos generaciones de clorita citadas (Fig. 2). Así, la Clorita I que, composicionalmente, se caracteriza por un contenido alto de Mg, muestra un rango de temperatura menor que la Clorita II intercrecida con el migrabitumen, que señala un rango mayor de temperatura de formación, entre 190 y 299°C y que composicionalmente aparece enriquecida en Fe. Por otra parte, Ohta y Yajima (1988) establecieron una relación entre la proporción de Fe respecto a Mg en cloritas hidrotermales asociadas a diferentes tipos de yacimientos, señalando que la clorita rica en Fe (Fe/Fe+Mg >0,8) puede formarse a partir de una solución en equilibrio con la roca de caja a alta temperatura, mientras que clorita rica en Mg (Fe/Fe+Mg<0,2) se formará a partir de una solución en equilibrio con roca a temperatura baja.
La composición de los minerales secundarios, sus relaciones texturales, así como los patrones de distribución en las vesículas y sistemas de vetillas de las lavas ocoíticas permiten interpretar esas asociaciones como producto de un metamorfismo hidrotermal de bajo grado, generado en tres etapas sucesivas bien diferenciadas: la primera involucra la formación de Clorita I-celadonita-pirita, la segunda de Clorita II-bitumen-sulfuros de Cu, y la tercera, feldespato potásico y/o cuarzo, calcita.
La primera fase de alteración hidrotermal, involucrando fluidos calientes mezclados con agua de mar, se habría producido durante el enfriamiento de las lavas, como ocurre corrientemente en los primeros metros de un paquete de lavas básicas eruptadas en ambientes subacuáticos extensionales, tipo dorsales o en cuencas de trasarco, donde se han determinado temperaturas de formación de celadonita por bajo los 40°C (Seyfried et al., 1978; Stakes and O'Neil, 1982; Bohlke et al., 1984). Esta fase, también, sería responsable de la alteración total de los cristales de olivino. La Clorita II, enriquecida en Fe, y de mayor temperatura, se habría formado durante la fase de alteración hidrotermal que acompañó la migración de los hidrocarburos, como lo demuestra su relación de entrecrecimiento mutuo con bitumen.
En conclusión, la alteración de las lavas se interpreta como producto de un metamorfismo hidrotermal regional de bajo grado (según la definición de Alt in Frey y Robinson, 1999), que enmascara las alteraciones debidas al enterramiento. En Chile central, gracias al considerable espesor de la columna de lavas cretácicas, a su baja permeabilidad y a la ausencia de alteración hidrotermal regional, los efectos del enterramiento han sido bien definidos, estableciéndose diversas asociaciones mineralógicas que apuntan a un metamorfismo de bajo grado desde la parte alta de la facies de zeolita hasta la facies de prehnita-pumpellita (Vergara et al., 1994; Levi et al., 1982).
Los resultados geoquímicos de 7 muestras de lavas ocoíticas consideradas representativas del horizonte de lavas intercalado en la Formación Pabellón se muestran en la tabla 2. Los análisis fueron realizados mediante ICP-MS, tanto para elementos mayores como trazas, en Actlab Ltd. (Activation Laboratories Ltd.) de Canadá. Las muestras provienen de las localidades de las quebradas Los Cóndores, Meléndez y Cerrillos, en la región de Copiapó (27°21'-70°13' a 27°53'S-70°19'W).
Si se considera el contenido de alcalis versus sílice en un diagrama TAS, las lavas ocoíticas se distribuyen en los campos de los basaltos traquiandesíticos y traquiandesitas, en cambio si se considera el contenido de elementos trazas, por ejemplo en el diagrama Nb/Y versus Zr/TiO2 (Floyd y Winchester, 1978), las muestras se concentran en el campo de la andesita. Utilizando los contenidos de Y y Zr en el diagrama de MacLean y Barrett (1993), se concluye que las lavas ocoíticas tienen afinidad magmática calcoalcalina, en el límite con el campo transicional (Fig. 3).
| FIG. 3. Diagrama Y/Zr (MacLean and Barret, 1993), mostrando afinidad magmática de las lavas ocoíticas de la Formación Pabellón. |
Al graficar los contenidos de La versus Nb, se puede constatar que las muestras se concentran en el ámbito de andesita orogénica de alto potasio (Fig. 4). El patrón de REE (valores normalizados según Nakamura, 1974) señala un enriquecimiento de REE livianas respecto a las pesadas (Fig 5), característica que es común en lavas andesíticas de márgenes continentales activos y podría revelar una evolución magmática para una suite de andesitas de tipo alto potasio, según datos presentados por Gill (1981) y Cullers y Graf (1984), lo cual, a su vez, es congruente con los altos contenidos de Th presentes en las lavas ocoíticas estudiadas (promedio 7,38 ppm).
| FIG. 4. Diagrama de discriminación La/Nb (Wood et al., 1979). |
Para precisar el ambiente tectónico que reguló la erupción de estas lavas se utilizaron diagramas, que aunque fueron definidos para rocas más básicas que andesitas, están basados en elementos que no muestran una variación significativa respecto a la diferenciación magmática. Al considerar las concentraciones de La, Y y Nb, expresadas en el triángulo de Cabanis y Lecolle (1989), tanto como de Th, Hf/3 y Ta, según el triángulo de discriminación propuesto por Wood (1980) (Fig. 6 y 7), se observa que las muestras se concentran en el ambiente de basalto de arco volcánico, subcampo de basalto calcoalcalino. Los valores promedio de las lavas andesíticas señalan un contenido alto de Al2O3 (16,9%), contenidos relativamente bajos de MgO (4,2%), Ni (26,2 ppm), Co (20,5 ppm) y Cr (43,3 ppm) y bajo de TiO2 (0,9%), valores que son también congruentes con un ambiente tectónico de arco continental (Tabla 2).
| Elementos mayores en % elementos menores y trazas en ppm. |
Para evaluar si la génesis de las lavas estuvo controlada sólo por la subducción o si hubo un componente intraplaca significativo, como podría esperarse de su posición paleogeográfica, -lavas intercaladas en las facies marinas de trasarco-, se ha considerado el contenido de ciertos elementos diagnósticos, así como las razones entre elementos altamente inmóviles. Como las lavas de la Formación Pabellón representan sólo un breve lapso de tiempo (recordemos que el espesor promedio del nivel de lavas es de 70 m), además de estar representadas sólo por andesitas, se analizan en conjunto los resultados geoquímicos promedios de las otras unidades de lavas intercaladas en el Grupo Chañarcillo (Cisternas et al., 1999), que en conjunto abarca un rango de edad desde el Titoniano(?)-Valanginiano al Aptiano, comparándolas con los resultados publicados para las secuencias cretácicas de Chile central (Tabla 3). Las rocas volcánicas de edad cretácica inferior en Chile Central (310-340) conforman dos franjas longitudinales, una en la posición de la actual Cordillera de la Costa, asociada al desarrollo de un arco islándico con fuerte componente de subducción (Vergara et al., 1995) y la otra en la Alta Cordillera, generada en un ambiente de cuenca de tras arco, con una impronta geoquímica de intraplaca (Vergara y Nyström, 1996).
Para las lavas ocoíticas, el patrón de variación multielemental (valores Morb-normalizados según Pearce, 1983) muestra contenidos relativamente altos de Sr, K, Rb, Ba, Th y Ce y una marcada depresión en la posición de Ta-Nb. Los contenidos de Zr y Hf son altos, con valores normalizados semejantes, cercanos al valor 2, mientras que Y-Yb tienen valores cercanos a 0,7 (Fig. 8). En un ambiente orogénico, valores relativamente altos de elementos tales como Ta, Nb, Zr y Hf, respecto a Y e Yb (como los presentes en las lavas del Grupo Chañarcillo) son considerados como evidencia de una significativa componente de intraplaca. En las lavas de la Formación Pabellón (Tabla 3), el rango de las razones Ta/Yb, Nb/Y y Nb/Yb es aún más alto que en aquellas de Chile central generadas en un ambiente de tras-arco (Vergara y Nyström, 1996).
| FIG. 8. Diagrama de variación de las lavas del Grupo Chañarcillo (datos normalizados según Pearce, 1983). |
TABLA 3. RAZONES GEOQUIMICAS DE LAVAS INTERCALADAS EN LAS FORMACIONES DEL GRUPO CHAÑARCILLO ACOMPAÑADAS CON LASVAS DE ARCO Y TRASARCO DE CHILE CENTRAL.
| Formación | Punta del Cobre | Abundancia | Nantoco | Totoralillo | Pabellón | Rango lavas cuenca de Atacama | Rango lavas trasarco Chile Central* | Rango lavas de arco de islas Chile central** | |||||
| Lavas | Lavas | Lavas | |||||||||||
| Inferior | Superior | Superior | Copiapó | Copiapó | Las | Copiapó | Las | Copiapó | |||||
| Copiapó | Copiapó | Las Cañas | Cañas | Cañas | |||||||||
| Ba/La | 9,82 | 105,87 | 44,04 | 21,41 | 52,16 | 17,82 | 12,03 | 24,73 | 27,67 | 10-106 | 12-22 | 42-50 | |
| Ba/Nb | 16,80 | 232,16 | 194,79 | 34,13 | 76,09 | 46,65 | 32,68 | 114,26 | 81,34 | 17-232 | 31-132 | 238-327 | |
| Nb/Y | 0,31 | 0,22 | 0,14 | 0,19 | 0,28 | 0,16 | 0,39 | 0,15 | 0,23 | 0,14-0,39 | 0,17-0,31 | ||
| Nb/Yb | 3,93 | 2,39 | 1,25 | 1,75 | 2,40 | 1,49 | 3,41 | 1,15 | 2,53 | 1,2-3,9 | 1,7-.3,4 | ||
| Ta/Yb | 0,26 | 0,16 | 0,08 | 0,13 | 0,12 | 0,09 | 0,27 | 0,09 | 0,18 | 0,08-0,026 | 0,13-0,26 | 0,11-0,10 | |
| Zr/Yb | 100,29 | 61,99 | 41,29 | 53,64 | 58,38 | 45,09 | 78,64 | 37,54 | 80,67 | 38-100 | 58-75 | ||
| Th/Yb | 2,55 | 0,76 | 0,59 | 1,24 | 1,14 | 1,00 | 3,04 | 1,16 | 3,16 | 0,6-3,2 | 2,6-4,2 | ||
| La/Yb | 8,33 | 5,23 | 5,70 | 4,65 | 3,50 | 4,76 | 9,52 | 5,30 | 9,52 | 3,5-9,5 | 6,1-6,5 | ||
| Ce/Yb | 12,67 | 12,17 | 12,71 | 10,47 | 7,82 | 11,09 | 19,74 | 9,91 | 20,45 | 7,8-20,5 | |||
| Ce/Sm | 12,23 | 5,23 | 6,95 | 7,18 | 6,26 | 6,25 | 10,41 | 8,42 | 8,19 | 5,2-12,2 | 7.7-9,1 | ||
| Zr/Y | 11,50 | 5,66 | 4,44 | 5,84 | 6,86 | 6,64 | 9,18 | 4,80 | 8,37 | 4,4-11,5 | 5,9-7,3 | 3,1-3,4 | |
Los resultados obtenidos (Tabla 3) para las lavas del Grupo Chañarcillo muestran algunas variaciones significativas respecto a la posición estratigráfica. Así, la razón Ta/Yb, cuyo valor 0,11 ha sido utilizado por Pearce (1983) para discriminar entre ambiente continental (Ta/Yb >0,11) y oceánico (Ta/Yb <0,11), muestra valores altos en las lavas de la Unidad Lavas Inferiores de la Formación Punta del Cobre, luego decrece progresivamente en la Unidad Lavas Superiores y en las lavas de las formaciones Abundancia y Nantoco, se incrementa otra vez en la Formación Totoralillo, para decrecer nuevamente en las lavas ocoíticas de la Formación Pabellón. En la Formación Totoralillo, por otra parte, la razón Nb/Y es significativamente más alta que en las formaciones infra (Formación Nantoco) y suprayacente (Formación Pabellón), y las razones Th/Yb y La/Yb muestran un incremento respecto a las de la Formación Nantoco, manteniéndose similares en la Formación Pabellón.
La razón La/Yb, que expresa el fraccionamiento de REE, muestra una disminución progresiva desde las Lavas Superiores de la Formación Punta del Cobre hasta la Formación Nantoco, donde alcanza los valores mas bajos, para luego incrementarse significativamente en las lavas de las formaciones Totoralillo y Pabellón, alcanzando en esta última, valores más altos que los reportados por Vergara et al., (1995) para el volcanismo Jurásico de Chile central. La razón La/Yb es considerada como un indicador del espesor cortical y ya ha sido utilizada en Chile central para postular una disminución del espesor cortical entre el Jurásico y Cretácico (Vergara et al., 1995). Aplicando esa relación en la región de Copiapó, se puede constatar un marcado decrecimiento del espesor cortical hasta el Hauteriviano (Formación Nantoco), donde alcanza su valor mas bajo, para incrementarse notablemente a partir del Hauteriviano Superior (Formación Totoralillo) y Barremiano-Aptiano (Formación Pabellón), indicando así, indirectamente, un cambio en las condiciones tectónicas (fin de la extensión?).
En conclusión, sobre la base de las características geoquímicas y su similitud con aquéllas de la franja oriental de rocas del Cretácico Inferior en Chile central (razones Ta/Yb, Nb/Yb, Zr/Yb y Zr/Y, en Tabla 3), se puede afirmar que las lavas de la Cuenca de Atacama intercaladas en el Grupo Chañarcillo se formaron a partir de magmas basálticos calcoalcalicos a transicionales, ricos en potasio, en el sector de trasarco del margen continental activo, evidenciando una significativa componente intraplaca.
En el área de Copiapó, específicamente entre Quebrada Los Cóndores y Quebrada Meléndez, alineadas a lo largo de la corrida del horizonte de lavas de la Formación Pabellón, se dispone una serie de labores mineras de tipo pequeña minería, donde se han explotado minerales de cobre. Estos yacimientos se encuentran actualmente inactivos. Se trata de cuerpos mantiformes con tonelajes de sulfuros del orden de 100.000 toneladas, que de norte a sur se denominan Cobriza, San Pedro, María Luisa, La Culebra, Fortuna, San José, San Vicente, Manto Freire y Manto Gloria (Fig. 1). En todas las minas nombradas es característica la presencia conjunta de migrabitumen y sulfuros de cobre, tales como calcopirita, bornita y calcosina, con excepción de María Luisa, donde la mena corresponde a oxidados de Cu (malaquita y atacamita). Todos los depósitos se caracterizan por altas leyes de Cu, entre 1,95% (Mina San Pedro) y 5,1% Cu (Mina San José), con contenidos promedio de 21 g/ton Ag (F. Díaz, M. Bembow, N. Bravo, A. Gutiérrez, S. Montti, M. Salinas y S. Vogel)1.
La mineralización, estrechamente asociada al bitumen, se presenta como relleno de vesículas o en vetillas, estas últimas, aumentan en frecuencia, potencia y longitud a medida que aumenta la profundidad de las faenas mineras, donde, en las zonas más ricas, el bitumen aparece como una masa compacta junto a bornita y/o calcosina. Esta estrecha asociación, bitumen-minerales de Cu, ha sido la base para definir el horizonte de lavas intercalado en la formación Pabellón como el 'metalotecto Ocoíta Pabellón' (Cisternas y Frutos, 1996), y además permite sugerir que la presencia de bitumen podría ser utilizada como una guía exploratoria para nuevos yacimientos a lo largo de la franja de afloramientos de estas lavas.
El bitumen en las lavas de la Formación Pabellón es un rasgo distintivo, no sólo en el área de estudio, sino que, en numerosas localidades a lo largo de la cuenca del Cretácico Inferior. Los autores del presente trabajo lo han observado en lavas ocoíticas cretácicas en la región de La Serena-Ovalle, Combarbalá, Tilama, Cajón del Maipo y Baños del Flaco. Su presencia no es uniforme, pero cuando está presente, coexiste, en forma característica, con sulfuros de cobre (Fig. 9).
| FIG. 9. Vesícula rellena con: calcopirita, bitumen, pirita, bitumen-Clorita. Mina La Culebra, Quebrada Los Cóndores (100 x, luz reflejada, nícoles cruzados). |
El bitumen se presenta en glóbulos esféricos (40 mm a 8 mm de diámetro), como relleno de vesículas primarias o en vetillas. Las texturas del bitumen, observadas bajo microscopio petrográfico y electrónico de barrido, indican que, al momento del entrampamiento, éste se comportó como un material viscoso y fluido. El entrampamiento como petróleo liquido (crudo) queda de manifiesto también por texturas relicto de degasificación, expresadas en numerosos y pequeños poros (burbujas), posteriormente ocupados por sulfuros (Fig. 10).
| FIG. 10. Bitumen con grietas de contracción y textura de desgasificación. Grietas y poros rellenos con calcopirita. Mina La Culebra, Quebrada Los Cóndores (50x, luz reflejada, nícoles cruzados. |
En la mayoría de las muestras mineralizadas estudiadas, el bitumen presenta algún grado de anisotropía, y específicamente en el distrito Quebrada Los Cóndores, las muestras procedentes de la mina La Culebra presentan claras evidencias de grafitización, con desarrollo de texturas de mesofase (Fig. 11), sugiriendo así, que el proceso mineralizante implicó un aumento adicional de temperatura.
| FIG. 11. Grafitización y desarrollo de mesofase (cristal-líquido) a partir de bitumen en vesícula rellena con calcita. Mina La Culebra, Quebrada Los Cóndores (100x, luz reflejada, nícoles cruzados). |
BITUMEN Y CLORITA
Aparecen juntos, tanto en vesículas primarias como, en sistemas de vetillas que brechizan la roca. En numerosos ejemplos se observa texturas de entrecrecimiento mutuo con clorita hidrotermal (Clorita II). La Clorita II (Tabla 1) indica temperatura de formación en el intervalo entre 191° y 299°C (promedio de 254°C) y se caracteriza por un alto contenido de Fe, expresado en razones Fetot/Fetot+Mg > 0,45 (promedio de 0,655).
BITUMEN-CALCITA
Se distinguen al menos dos generaciones significativas de calcitahidrotermal. La Calcita I presenta inclusiones de crudo y ocupa las grietas de contracción del bitumen, sugiriendo que al momento de su formación los hidrocarburos presentes todavía destilaban crudo. Temperaturas de homogenización determinadas en inclusiones acuosas y de crudo en la Calcita I fluctúan entre 115 y 142°C y 115 y 139°C, respectivamente. La Calcita II se formó en una fase tardía, postmineralización, ya que aparece reemplazando o cortando a la asociación bitumen-sulfuros de Cu, sea en el núcleo de las vesículas primarias o en vetillas.
Se observan dos tipos de relaciones. En la primera, se presentan cristales euhedrales de cuarzo en las masas de bitumen, sugiriendo una cristalización simultánea o, al menos, mientras aún el bitumen se encontraba en estado semilíquido. En la segunda, se observa claramente que el cuarzo es posterior al bitumen, ya que fragmentos angulosos (con estructura de puzzle) quedan incorporados en agregados cristalinos de cuarzo.
Los minerales metálicos, asociados genética y espacialmente al bitumen, corresponden a pirita, calcopirita, bornita, tetraedrita, calcosina y covelina. Sus características y las relaciones texturales y paragenéticas entre ellos han sido descritas por Cisternas y Hermosilla (1999). Las relaciones texturales del bitumen respecto a los sulfuros se observan tanto en el interior de las vesículas primarias de las lavas, como en sistemas de vetillas.
BITUMEN-PIRITA
El bitumen coexiste con pirita euhedral, tanto en el interior de las vesículas, como en vetillas. En ninguna muestra se observa pirita framboidal y las texturas mutuas con el bitumen indican que soluciones hidrotermales e hidrocarburos se emplazaron en la roca al mismo tiempo. No hay pirita rellenando las grietas de contracción o las vesículas de desgasificación del bitumen. La pirita presenta texturas de reemplazo por calcopirita y bornita, siendo común que aparezca como cristales esqueletales, conservando su hábito euhedral en las vetillas o masas irregulares ocupadas por bornita-calcopirita.
BITUMEN-BORNITA Y BITUMEN-CALCOPIRITA
Calcopirita I y bornita, frecuentemente con texturas de exsolución, rellenan las grietas de contracción generadas por la solidificación (y pérdida de compuestos livianos) de los hidrocarburos. Aparecen, también, ocupando los sistemas de vetillas de la asociación pirita-bitumen, con claras texturas de reemplazo respecto a ambos. Localmente y siempre en pequeña proporción puede observarse Calcopirita I y bornita como inclusiones en el bitumen.
La Calcopirita II aparece reemplazando a bornita. Frecuentemente, se observa reemplazo de bornita por calcosina.
BITUMEN-TETRAEDRITA
La tetraedrita, en general no se observa junto al bitumen. Representa, junto a la Calcopirita II, los sulfuros formados tardíamente durante la fase hidrotermal mineralizadora.
Las relaciones paragenéticas entre el bitumen y los minerales de mena y ganga se muestran en la tabla 4. Al microscopio, no se ha identificado la presencia de minerales de plata, aun cuando en la literatura (F. Díaz, M. Bembow, N. Bravo, A. Gutiérrez, S. Montti, M. Salinas y S. Vogel)1, se indican valores de 21 gr/ton en las minas del Metalotecto Ocoíta.
La composición del bitumen se determinó por cromatografía de gases (Robertson Labo, U.K.). Una muestra representativa señala 55% de alcanos, 22,4% de compuestos aromáticos, 21,9% de compuestos NSO y 0,7% de asfaltenos. La subsecuente caracterización de la fracción alcano por cromatografía de gases-espectrometría de masa (GC-SM) señala una suite de n-alcanos entre C12 y C36, con un máximo en C19. Esta distribución sugiere un origen a partir de materia orgánica bacterial, algácea y zooplancton. El 'Carbon Preference Index' (CPI), que representa la razón entre los átomos de carbono pares e impares en el intervalo superior de n-parafinas (C24-C-34) tiene un valor de 0,97, indicando que corresponde a petróleo maduro.
Las determinaciones isotópicas de C en bitumen fueron realizadas en Inglaterra, tanto en bitumen total (NERC Isotope Geosciences Laboratory, British Geological Survey), como en las diferentes fracciones obtenidas por cromatografía de gases (Robertson Labo). Los valores d13C en bitumen total (cuatro muestras), fluctúan en intervalo -24,36 a -26,10 (promedio d13C=-25,13), siendo coincidentes con los resultados de d13C obtenidos en la fracción aromática (d13C=-23,50) y saturada (d13C=-25,63) de una muestra representativa.
Los resultados isotópicos , d13C en el intervalo -23,50 y -26,10, así como la composición determinada por cromatografía de gases, señalan que el bitumen presente en las lavas tuvo su fuente de origen en materia orgánica marina. Las características texturales, modo de ocurrencia y temperatura de formación, permiten clasificar el bitumen presente en las lavas de la Formación Pabellón como migrabitumen hidrotermal, es decir formado a partir de hidrocarburos que fueron movilizados por soluciones hidrotermales desde una roca madre que ya había alcanzado una maduración diagenética suficiente (catagénesis) para generar petróleo líquido. Como la ocurrencia del bitumen tiene un fuerte control estructural y litológico (se encuentra asociado a las lavas ocoíticas a lo largo del eje de la cuenca cretácica en una extensa región), probablemente, las estructuras que controlaron su emplazamiento fueron las mismas que controlaron la erupción de las lavas ocoíticas y la subsecuente alteración hidrotermal regional.
Para que una roca madre empiece a generar petróleo líquido, en el comienzo de la llamada 'ventana de generación de petróleo', debe haber alcanzado una profundidad de enterramiento del orden de 2 km, con un gradiente térmico de 30°C/km. Sin embargo, es probable que la secuencia subyacente de rocas calcáreas haya visto acrecentado su grado de madurez térmica por los procesos eruptivos que dieron origen al derrame de las lavas ocoíticas en el piso de la cuenca marina cretácica.
Si se consideran las unidades que infrayacen a las lavas de la Formación Pabellón, las rocas con mayor potencial de roca madre son las calizas bituminosas y algáceas de la Formación Nantoco. Al momento de la erupción de las lavas, esas rocas no habían alcanzado un enterramiento suficiente como para entrar en la ventana de generación de petróleo, sin embargo, un calentamiento adicional, provocado por la actividad hidrotermal asociada al derrame de las lavas, podría haber acelerado su maduración térmica, provocando la destilación de hidrocarburos a partir de la materia orgánica primaria. Los hidrocarburos así generados habrían sido colectados y movilizados por fluidos hidrotermales, como lo demuestra la asociación bitumen-clorita-pirita, emplazándose en vesículas y vetillas de las lavas cuando éstas aún estaban en superficie. Estudios en curso, basados en la comparación de las razones isotópicas y en biomarcadores determinados mediante cromatografía de gases, tanto en la materia orgánica primaria de esas calizas, como en el bitumen contenido en las lavas, permitirán confirmar o descartar si las calizas ricas en materia orgánica de la Formación Nantoco fueron la fuente de origen del migrabitumen presente en las lavas.
Si consideramos la notable ocurrencia de lavas ocoíticas con bitumen a lo largo de la cuenca cretácica (por más de 70 km de afloramiento continuo en el área de Copiapó y en afloramientos aislados elongándose en una distancia de más de 900 km, entre Copiapó y San Fernando), debemos aceptar que el emplazamiento del bitumen fue 'dirigido' y 'selectivo' a las lavas ocoíticas. Este razonamiento permite postular que la migración de hidrocarburos tuvo que estar controlada por procesos internos de la cuenca, probablemente por las mismas estructuras que controlaron la erupción de las lavas como coladas de fondo en la cuenca marina de trasarco.
Las relaciones paragenéticas de entrecrecimiento del bitumen respecto a la Clorita II (Tabla 4), que puede ser utilizada como geotermómetro, permiten precisar que los hidrocarburos fueron emplazados en las lavas junto a soluciones hidrotermales de temperatura en el intervalo 190-300°C. En esta fase precipitó parte de la calcopirita y bornita. Posteriormente, y aparentemente relacionado a focos hidrotermales más locales (e.g., aquellos del distrito San Pedro-Los Cóndores), se produjo una fase mineralizante de mayor temperatura (alrededor de los 350°C), responsable de la grafitización, formación de mesofase y eventual removilización del bitumen previo, y a partir de la cual precipitó calcopirita, bornita-calcosina y tetraedrita. Esta fase habría generado también un cierto grado de destilación del bitumen previo, explicando así las inclusiones de crudo registradas en los minerales hidrotermales de ganga formados después que el bitumen migrara a las lavas.
TABLA 4. RELACIONES PARAGENETICAS DEL BITUMEN, MINERALES DE GANGA Y MINERALES METALICOS EN LAS LAVAS OCOITICAS MINERALIZADAS.
Como el bitumen estaba presente en la roca antes del influjo hidrotermal mineralizante, su rol principal fue actuar como reductor y gatillador de la precipitación de sulfuros de Cu. Sin embargo, las evidencias de remobilización o liquidificación de ese bitumen previo, debido al calentamiento producido por un influjo hidrotermal posterior, indica que, por lo menos en los 'centros calientes', pudo haber tenido un rol más activo en el transporte de los metales durante la etapa final de la mineralización.
A partir del análisis geoquímico se puede concluir que el o los magmas parentales de las lavas del horizonte ocoítico del Cretácico Inferior tenían una afinidad calcoalcalina-transicional, rica en potasio. Altas concentraciones de potasio, también, han sido destacadas en rocas volcánicas cretácicas de las Formaciones Veta Negra y Lo Prado, donde las andesitas han llegado a ser clasificadas como shoshonitas (Vergara et al., 1994; Vergara et al., 1995).
Las lavas ocoíticas fueron eruptadas en un sistema de margen continental activo, donde la corteza continental era, considerablemente, más delgada que la que se presenta hoy día en el área de Copiapó y más semejante a la observada en la actualidad en los Andes del Sur, al sur de la latitud 37°S (30 km). El adelgazamiento cortical sugerido por numerosos autores para el Cretácico Inferior, aparece bien documentado en Chile central (Levi y Aguirre, 1981; Åberg et al., 1984; Mpodozis y Allmendinger, 1992; Vergara et al., 1995), donde la erupción de grandes volúmenes de lavas se relaciona con un período fuertemente extensional, responsable de la generación de una 'cuenca marginal abortada'. En ese contexto, las lavas intercaladas en las formaciones Nantoco, Totoralillo y Pabellón representarían la prolongación septentrional de ese sistema. Particularmente para las lavas ocoíticas de la Formación Pabellón, las observaciones de índole estratigráfica señalan que estas lavas se derramaron en un fondo de mar somero, intercalándose en secuencias calcáreas de la fase regresiva final del sistema marino del Cretácico Inferior.
Considerando, además, el espesor promedio del horizonte ocoítico (70 m en el área de Copiapó) y su gran extensión según el eje de la cuenca, es probable, que las lavas ocoíticas hayan sido eruptadas a través de centros alineados a lo largo de fisuras en el piso de la cuenca de trasarco.
La maduración de la materia orgánica en la roca madre (calizas bituminosas de la Formación Nantoco?) se habría visto acentuada por un mayor gradiente térmico debido al adelgazamiento cortical en ese período y la movilización de los hidrocarburos se habría visto favorecida por la circulación de fluidos hidrotermales. Uno de los aspectos más relevantes de la presencia de bitumen en las lavas porfíricas es que, lejos de ser un fenómeno local, se encuentra asociado a la misma litología (lavas porfíricas u 'ocoítas'), en numerosas localidades, prácticamente en toda la extensión de la cuenca del Cretácico Inferior en territorio chileno (Copiapó hasta San Fernando). Esta característica no puede ser pasada por alto al momento de analizar la edad del entrampamiento, por cuanto, necesariamente implica reconocer una cierta 'afinidad' con la roca de caja y no necesariamente una respuesta a un grado favorable de porosidad, ya que en la secuencia cretácica existen variadas litologías más porosas que estas lavas.
El bitumen se emplazó en las lavas transportado por fluidos hidrotermales (190-300°C) como lo demuestran las relaciones texturales de entrecrecimiento o precipitación simultánea con clorita rica en Fe (Clorita II) y pirita. La precipitación de los sulfuros de Cu (calcopirita, bornita, calcosina), aportados por un segundo influjo hidrotermal, se vio favorecida por la presencia del bitumen y de la pirita que actuaron como reductores. Esta fase de mayor temperatura, asociada a centros hidrotermales, provocó la grafitización y formación de mesofase en el bitumen, sugiriendo que, en esta etapa, el bitumen pudo tener un rol más activo en el transporte de los metales y, contribuir así, a un mayor enriquecimiento de la mena como se observa en el sector de Quebrada Los Cóndores (Fig. 1), donde existe una marcada concentración de yacimientos con leyes de Cu que fluctúan entre 1,95 y 5,1%.
La persistencia de la presencia de bitumen en las lavas ocoíticas, no sólo en la región de Copiapó, sino que a lo largo de, prácticamente, toda la cuenca del Cretácico Inferior en Chile, sugiere que el metalotecto lavas ocoíticas-bitumen-sulfuros de Cu podría tener una extensión significativa y, a la vez, sugiere, que la presencia de bitumen podría ser utilizada como una guía exploratoria para nuevos yacimientos de Cu.
Los autores agradecen a L. Aguirre (Universidad de Chile) y F. Camus (CODELCO) por la revisión crítica del manuscrito. Las determinaciones mediante microsonda electrónica fueron realizadas por la colega L. Hernández (Universidad de Concepción, GEA). D. Morata (Universidad de Chile) colaboró gentilmente con la interpretación composicional de las cloritas. Se agradece especialmente a J. Hermosilla, quien aportó datos inéditos de su memoria (en ejecución). Este trabajo fue financiado por CONICYT a través del Proyecto FONDECYT 1970875.
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Manuscrito recibido: Enero 8, 1999; aceptado: Octubre 29, 1999.
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