Geólogo / El incremento en las demandas energéticas en Chile y el mundo y su creciente demanda ha conllevado a la necesidad de buscar distintas alternativas para el desarrollo de nuevas tecnologías. En este contexto nace este estudio en pegmatitas, que por su naturaleza que corresponden a un magma usualmente granítico y altamente diferenciado, suelen estar enriquecidas en elementos incompatibles, entre los que destacan Li, Cs, Be, Ta, Sn, REE, entre otros. Las rocas estudiadas corresponden a una veta pegmatítica en la Región de Aysén, alojada en la Tonalita Puyuhuapi, cercano a la localidad del mismo nombre, en un área que estructuralmente está dominada por el Sistema de Fallas Liquiñe- Ofqui. El objetivo del estudio es caracterizar los fluidos formadores de este tipo de rocas y su evolución, evaluando su potencial enriquecimiento en elementos estratégicos. Las pegmatitas tienen una composición granítica con minerales principales como feldespato gráfico y subhedral, cuarzo subhedral y en menor medida plagioclasa, muscovita y biotita. Un análisis químico de roca total reveló enriquecimientos en Ba, Th y Se con respecto a la composición de la corteza superior. En tanto, datos de LA-ICPMS en cuarzo pegmatítico entregan enriquecimiento en Sc y Cd. Sin embargo, ninguno de estos elementos alcanza concentraciones para extracción económica. El estudio de inclusiones fluidas permitió definir tres etapas principales en la evolución del sistema. En la etapa 1 se habrían formado arreglos de inclusiones fluidas (FIA s) primarias, testigos del fluido mineralizador de estas rocas, en un sistema H2O-NaCl con salinidades del orden de 20% en peso de NaCl, enriquecidas en B y formadas a condiciones de entre 500-560°C y 4900-5800 bar. Luego se habría producido una descompresión de alrededor de 1500 bar generando decrepitación de algunas inclusiones primarias. La etapa 2 habría generado numerosos FIA s secundarios en un sistema H2O-NaCl-CaCl2 con salinidades mayores a 25% en peso de NaCl, enriquecidas en Ba y Sr, formadas en un rango de 278-360°C y 842-3300 bar. La etapa 2 corresponde a la entrada de un fluido carbónico que se mezcló con este fluido secundario, permitiendo así la formación de FIA s en un sistema H2O-NaCl-CO2, a condiciones de 227 a 278°C y 685 a 842 bar. La evolución del sistema culminó en la etapa 3 con un fluido en un sistema H2O-NaCl con salinidades del orden de 20% en peso de NaCl que cortó todos los minerales de las pegmatitas. Dado el bajo enriquecimiento en elementos estratégicos y falta de mineralogía exótica estas rocas no son económicamente rentables. Los fluidos primarios tienen concordancia con esto, revelando un bajo enriquecimiento

El yacimiento de El Valle-Boinás está situado a unos 45 Km de Oviedo, en el occidente de Asturias, dentro del Cinturón de oro del Río Narcea, uno de los más importantes distritos auríferos que existen en el NO de la Península Ibérica. Geológicamente, el cinturón se encuentra en la Zona Cantábrica, al oeste de la Región de Pliegues y Mantos, en el límite con el Antiforme del Narcea, y abarca una estrecha franja de unos 45 Km de largo que se extiende en dirección NE-SO. El cinturón está constituido por una serie de pliegues longitudinales que afectan a materiales de edad paleozoica, comprendidos entre la Formación Láncara (Cámbrico medio) y la Formación Candás (Devónico superior), y está cortado por una red de fracturas de diferentes magnitudes, similar a la que afecta al resto de la Zona Cantábrica. Esta red de fracturas comprende tres sistemas principales, de direcciones E-O a ONO-ESE, NO-SE y NE-SO, y llevan asociados una serie de cuerpos graníticos.El yacimiento de El Valle-Boinás está directamente relacionado con el stock de Boinás, el cual está formado por rocas con tres facies graníticas diferentes que van desde cuarzomonzonitas a monzogranitos. Tienen una afinidad de subalcalinas a calcoalcalinas, hiperpotásicas y metaluminosas en el límite con el campo de las peraluminosas, al igual que el resto de los intrusivos del Cinturón. Las rocas del stock de Boinás se caracterizan por una relación (Fe2O3/Fe2O3+FeO) baja a muy baja, y por un alto contenido en Rb, lo que indica contaminación cortical. El encajante del granitoide de Boinás está formado por los materiales carbonatados de la Formación Láncara y por los materiales siliciclásticos de la Formación Oville. La edad de la intrusión es de 300+-5 Ma y generó un metamorfismo de contacto de grado medio a bajo, y un importante metasomatismo que dio lugar a corneanas biotíticas y piroxénicas en las rocas pelíticas y a una mineralización de tipo skarn en el encajante carbonatado.Se han definido dos tipos de skarn: un skarn magnésico formado sobre el miembro inferior dolomítico, rico en materia orgánica, de la Formación Láncara, y uno cálcico formado preferentemente sobre el miembro superior calcáreo. El primer tipo de skarn consiste en una alternancia de skarn diopsídico (Hd4-28) y skarn olivínico (Fo73-91), aumentando la proporción en piroxeno hacia el contacto con la roca ígnea, mientras que hacia las zonas más distales aparecen niveles de tremolita (Tr>93) y flogopita. Durante la retrogradación de este skarn se formaron serpentina, tremolita, flogopita, cuarzo, calcita, feldespato potásico, clorita y apatito, junto con minerales metálicos como calcopirita, pirrotina, bornita, magnetita, pirita, marcasita y arsenopirita principalmente. En menor proporción se encuentran wittichenita, bismuto nativo, bismutinita y eléctrum. El skarn forsterítico normalmente se encuentra muy serpentinizado, y tiene también tremolita, flogopita, magnetita y sulfuros, lo que le da un color negro.El skarn cálcico consiste principalmente en granate (Adr20-100), piroxeno (Hd3-97), wollastonita, y vesuvianita en menor proporción. Los minerales de retrogradación son fundamentalmente epidota (Ps22-42), anfíbol (Tr20-58), cuarzo, calcita, feldespato potásico, babingtonita, clorita, adularia, fluorapofilita, datolita, prehnita, titanita y apatito. La mineralización de elementos metálicos consiste en calcopirita, bornita, pirrotina, pirita, arsenopirita, calcosina, esfalerita, magnetita y marcasita, además de wittichenita, telururos de Ag y Au, eléctrum como accesorios. El fluido formador del skarn fue predominantemente magmático, como evidencia el estudio de isótopos estables. Éste se caracterizó por tener una composición compleja (principalmente Na, K, Ca, Mg y Fe y en menor proporción Cu, Zn, Li, B, y Pb) y una alta salinidad (hasta el 64 % en peso de (NaCl+KCl)eq). La formación del skarn tuvo lugar a unas temperaturas máximas comprendidas entre 600 y 700 ºC, y una presión de confinamiento en torno a 1 Kbar, equivalente a una profundidad de entre 3 y 5 Km. La temperatura mínima del comienzo del estadio de retrogradación fue de aproximadamente 450 ºC. El estudio de inclusiones fluidas puso de manifiesto la existencia de un proceso de desmezcla que dio lugar a la formación de dos fluidos de composiciones diferentes, un fluido acuoso rico en sales (hasta el 57 % de (NaCl+KCl)eq) que evoluciona por pérdida de cationes y mezcla con aguas meteóricas hacia un fluido de baja salinidad (entre el 0,3 y el 6,2 % en NaCleq), y un fluido rico en volátiles, y de baja salinidad (entre La última etapa de retrogradación es la más importante en lo que respecta a la mineralización de Au y desde el punto de vista económico. El oro se encuentra en forma de eléctrum (entre el 50 y el 10 % de Ag) y preferentemente asociado a los sulfuros de cobre, calcopirita, bornita y calcosina, adosado a los bordes de grano de estos minerales o rellenando huecos y fracturas en los sulfuros y en los minerales de la ganga. Normalmente está asociado a otros minerales accesorios como telururos de oro y plata, bismutinita, bismuto nativo y wittichenita. La geoquímica de elementos metálicos muestra una fuerte correlación positiva entre Cu y Ag, mientras que la correlación entre estos elementos y el Au es más errática. Después de una intensa erosión, y durante los episodios distensivos pre-mesozoicos, el yacimiento fue afectado por fallas de tipo dip-slip y la reactivación de estructuras previas. Estos procesos distensivos provocaron la intrusión de diques de carácter subvolcánico (entre 284+-8 y 272+-5 Ma, y entre 255+-5 y 233+-10 Ma), y la aparición de un hidrotermalismo tardío con desarrollo de importantes silicificaciones en la parte superior del yacimiento y una mineralización de cuarzo, carbonato y sulfuros sobreimpuesta al skarn. El estudio de inclusiones fluidas dio, para estos procesos unas temperaturas comprendidas entre 150 y 250 ºC, y unas presiones de < 0,2 Kbars. La geoquímica de elementos metálicos muestra en estas zonas silicificadas un marcado enriquecimiento en Hg, Pb, Sb, As, y un aumento de Au y Ag. Finalmente, durante la orogenia Alpina tuvo lugar una nueva deformación del yacimiento, con desarrollo de brechas y removilización parcial de las mineralizaciones.

En este estudio se caracterizó la composición geoquímica de las aguas subterráneas del yacimiento de Mantos Blancos, comparándola con datos previamente publicados de las aguas subterráneas del yacimiento Spence. Se compararon los totales de sólidos disueltos y se observaron las relaciones geoquímicas entre los iones mayoritarios de ambas aguas. Se realizó una comparación de los valores de salinidad de las inclusiones fluidas de Mantos Blancos con los obtenidos de las inclusiones fluidas de Spence, además de la confrontación de estos valores con los adquiridos en la geoquímica de las aguas de los yacimientos mencionados anteriormente. Se determinó que las aguas subterráneas de Mantos Blancos presentan una variación importante en salinidad, además de la existencia de 2 miembros extremos, Miembro Terminal Salino y Miembro Terminal Diluido. Estas aguas subterráneas resultaron ser bastante similares a las aguas de Spence. Además se puede apreciar la existencia de una correlación entre las salinidades de las aguas subterráneas y las de las inclusiones fluidas de ambos yacimientos, denotando una génesis común. Gracias a la correlación de las aguas subterráneas de Mantos Blancos con las aguas de Spence se puede sugerir una procedencia profunda para las aguas que dieron origen a las atacamitas (ej. “deep formation waters”), consistente con la hipótesis de Cameron y otros del “tectoning pumping”.