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Sillitoe 2010 traducido
Introducción a la geología (Universidad Nacional Andrés Bello)
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Sistemas de pórfido cuprífero.
Abstracto
Los sistemas de pórfido de Cu alojan algunos de los tipos de mineralización más ampliamente
distribuidos en los límites de las placas convergentes, incluyendo depósitos de pórfido
centrados en intrusiones; Skarn, sustitución de carbonatos y depósitos de Au alojados en
sedimentos en ubicaciones cada vez más periféricas; Y depósitos epitermales superyacentes de
alta e intermedia sulfidización. Los sistemas comúnmente definen cinturones lineales, algunos
cientos de kilómetros de largo, así como ocurren menos comúnmente en aislamiento
aparente. Los sistemas están estrechamente relacionados con los plutones compuestos
subyacentes, en profundidades de 5 a 15 km, que representan las cámaras de suministro de
los magmas y fluidos que forman las poblaciones verticalmente alargadas (> 3 km) o los
enjambres de dique y la mineralización asociada. Los plutones pueden erupcionar rocas
volcánicas, pero generalmente antes de la iniciación de los sistemas. Comúnmente, varias
existencias discretas se emplazan en y por encima de las zonas del techo del plutón, dando
como resultado agrupaciones o alineaciones estructuralmente controladas de sistemas de Cu
porfıricos. La reología y la composición de las rocas huésped pueden influir fuertemente en el
tamaño, grado y tipo de mineralización generados en los sistemas de Cu pórfido. Los sistemas
individuales tienen una vida útil de ~ 100.000 a varios millones de años, mientras que los
grupos de depósito o alineaciones, así como correas enteras pueden permanecer activos
durante 10 m.y. o más largo.
La alteración y mineralización en los sistemas de Cu pórfido, que ocupan muchos kilómetros
cúbicos de roca, se zonifican hacia fuera de las poblaciones o enjambres de dique, que
normalmente comprenden varias generaciones de intrusiones de pórfido intermedio a félsico.
Los depósitos de pórfido de Cu ± Au ± Mo están centrados en las intrusiones, mientras que las
rocas caja de carbonato comúnmente hospedan skarns Cu-Au proximales, Zn-Pb y / o Au skarn
menos distales y, más allá del skarn, O depósitos de Zn-Pb-Ag ± Au, y / o depósitos de Au
alojados en sedimentos (distales-diseminados). La mineralización periférica es menos visible
en las rocas caja no carbonatadas, pero puede incluir venas y mantos de metal base o de Au.
Los depósitos epitermales de alta sulfuración pueden producirse en litocapas por encima de
los depósitos de cobre pórfido, donde los sedimentos masivos de sulfuro tienden a
desarrollarse en estructuras de alimentación más profundas y depósitos diseminados ricos en
Au ± Ag en los 500 m más o menos. Menos comúnmente, la mineralización epitermal
intermedios de sulfuración, principalmente las venas, pueden desarrollarse en las periferias de
los litocapas.
La alteración-mineralización en los depósitos de Cu pórfido se zonifica hacia arriba a partir de
la parte estéril, cálcico sódico temprano a través de minerales potencialmente de grado
potásico, clorito-sericita y sericita, a argílico avanzado, el último de estos constituyendo las
litocapas, que puede alcanzar> 1 Km de espesor si no se ve afectada por erosión significativa.
Los conjuntos de calcopirita ± bornita de bajo estado de sulfuración son característicos de las
zonas potásicas, mientras que los sulfuros superiores de sulfuración se generan
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progresivamente hacia arriba en consonancia con la disminución de la temperatura y
concomitantes mayores grados de alteración hidrolítica, culminando en pirita ± enargita ±
covelina en las partes superficiales de los litocapas. La mineralización de Cu pórfido ocurre en
una secuencia distintiva de vetas portadoras de cuarzo, así como en forma diseminada en la
roca alterada entre ellos.
Las brechas magmático-hidrotermales pueden formarse durante la intrusión de pórfido,
algunas de las cuales contienen mineralización de alto grado debido a su permeabilidad
intrínseca. En contraste, la mayoría de las brechas freatomagmáticas, que constituyen sistemas
maar-diatrema (cráter volcánico – chimenea volcánico rellenado por brechas), están
pobremente mineralizadas tanto en los niveles de Cu pórfido como en litocapas,
principalmente porque muchos de ellos se formaron tarde en la evolución de los sistemas.
Los sistemas de Cu pórfido se inician por inyección de magma oxidado saturado con S y fluidos
acuosos ricos en metales de las cúpulas en la parte superior de los plutones parentales
subyacentes. La secuencia de eventos de alteración-mineralización trazados anteriormente es
principalmente una consecuencia del enfriamiento progresivo de rocas y fluidos, de> 700 ° a
<250 ° C, causado por la solidificación de los plutones parentales subyacentes y la propagación
hacia abajo de la transición litostático-hidrostática. Una vez que los magmas plutónicos se
estancan, la alta temperatura, generalmente hipersalina en dos fases, líquida y vapor,
responsable de la alteración potásica y mineralización contenida en profundidad y temprana
superposición avanzada de la alteración argílica, respectivamente, cede, a 350 ° C, Fase, de
baja a moderada, que causa la alteración sericita-clorita y sericítica y la mineralización
asociada. Este mismo líquido también provoca la mineralización de las partes periféricas de los
sistemas, incluyendo las litocapas superpuestos. El progresivo declive térmico de los sistemas
combinado con la degradación de la paleosuperficie sinmineral da lugar a la sobreimpresión
característica (telescópica) y a la reconstitución parcial a total de los tipos más antiguos de
alteración-mineralización. El agua meteórica no es necesaria para la formación de esta
secuencia de alteración-mineralización, aunque su entrada tardía es común.
Muchas características de los sistemas de Cu pórfido en todas las escalas deben tenerse en
cuenta durante la planificación y ejecución de programas de exploración de metales preciosos
y de base en entornos de arco magmático. En las escalas regionales y distrital, la ocurrencia de
muchos depósitos en cinturones, dentro de los cuales los racimos y los alineamientos son
prominentes, es un concepto de exploración potente una vez que se conocen uno o más
sistemas. En la escala de los depósitos, particularmente en el ambiente pórfido de Cu, las
características tempranas formadas comúnmente, pero de ninguna manera siempre, dan lugar
a los mejores cuerpos de mineral. Las sobreimpresiones de alteración tardía pueden causar
agotamiento parcial o eliminación completa de Cu y Au, pero también puede producirse una
concentración de metal. El reconocimiento de los tipos de depósitos de mineral único, ya sea
económico o no, en sistemas de cobre pórfido puede ser empleado directamente en
combinación con la alteración y los conceptos de zonificación de metales para buscar otros
tipos de depósitos relacionados, aunque no todos los permitidos por el modelo
probablemente estarán presentes en La mayoría de los sistemas. El nivel de erosión es un
control convincente de los tipos de depósitos que pueden ser preservados y, por la misma
razón, de aquellos que se pueden anticipar en profundidad. Los tipos de depósitos más distales
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en todos los niveles de los sistemas tienden a ser visualmente los más sutiles, lo que puede
resultar en que se les eche de menos debido a la sombra de más prominente-alteraciónmineralización.
Introducción
Los sistemas de pórfidos Cu se definen como grandes volúmenes (10-> 100 km3) de rocas
alteradas hidrotermalmente centradas en poblaciones de pórfido de Cu que también pueden
contener skarn, sustitución de carbonato, sedimentación y alta y media sulfuración base
epitermal y mineralización de metales preciosos. Junto con los batolitos calco-alcalinos y las
cadenas volcánicas, son las características de los arcos magmáticos construidos sobre las zonas
activas de subducción en los márgenes de las placas convergentes (Sillitoe, 1972; Richards,
2003), aunque una minoría de estos sistemas ocupan posiciones postcolisionales y tectónicas
que se desarrollan después Cesa la subducción (por ejemplo, Richards, 2009). Las partes más
profundas de los sistemas de Cu pórfido pueden contener depósitos pórfidos Cu ± Mo ± Au de
diferentes tamaños (<10 millones de toneladas métricas [Mt] -10 mil millones de toneladas
métricas [Gt]) así como Cu, Au y / o skarns Zn <1 Mt-> 1 Gt), mientras que sus partes más
superficiales pueden albergar cuerpos epitermales de Au + Ag + Cu de alta y media sulfuración
(<1 Mt-> 1 Gt). Los sistemas de Cu de pórfido se generaron en todo el mundo desde el
Arqueano, aunque los ejemplos de Meso-Cenozoico son más abundantemente preservados
(por ejemplo, Singer et al., 2008, Fig. 1), probablemente porque los terrenos de arco más
jóvenes son normalmente los menos erosionados (2005, Kesler y Wilkinson, 2006, Wilkinson y
Kesler, 2009).
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Los sistemas de Cu del pórfido actualmente suministran casi las tres cuartas partes del Cu del
mundo, la mitad del Mo, quizá una quinta parte del Au, la mayoría del Re, y cantidades
menores de otros metales (Ag, Pd, Te, Se, Bi, Zn, y Pb). Los sistemas también contienen
recursos importantes de estos metales, así como las concentraciones de Cu (203 Mt: Los
Bronces-Río Blanco, Chile central, AJ Wilson, escritura comun., 2009) y Mo (2,5 Mt: El
Teniente, Chile central, Camus, 2003), y el segundo más grande de Au (129 Moz: Grasberg,
incluyendo skarn contiguo, Indonesia, J. MacPherson, writ.). Los depósitos de cobre pórfido
hipogénico (mucho Cu y menor Au) típico tienen calidades promedio de 0,5 a 1,5 por ciento de
Cu, <0,01 a 0,04 por ciento de Mo y de 0,0 × a 1,5 g / t de Au, aunque unos pocos depósitos de
"Au solo" tienen tenores de 0,9 a 1,5 g / T pero poco Cu (<0,1%). El Cu y, en algunos lugares, el
contenido de Au de skarns son típicamente más altos todavía. Por el contrario, los grandes
depósitos epitermales de alta sulfuración (alto Au y muy poco Cu) tienen un promedio de 1 a 3
g / t de Au pero tienen sólo menor Cu o nulo recuperable, comúnmente como resultado de la
eliminación supergena.
Este artículo orientado al campo revisa la geología de los sistemas de Cu de pórfido a escala
regional, de distrito y de depósito. El modelo geológico resultante se utiliza entonces como
base para una breve síntesis de la génesis Cu de pórfido y la discusión de las directrices de
exploración. Los depósitos y perspectivas utilizados como ejemplos a lo largo del texto se
localizan y se caracterizan adicionalmente en la Figura 1. Los resultados económicamente
importantes de la oxidación y enriquecimiento de supergenos en sistemas de Cu pórfido han
sido tratados en otro lugar (Sillitoe, 2005, y referencias en el mismo).
Características de Escala Regional y de Distrito.
Cinturones y provincias
Los sistemas de Cu de pórfido muestran una marcada tendencia a aparecer en cinturones
lineales, típicamente orógenos-paralelos, que varían desde unas pocas decenas hasta cientos e
incluso miles de kilómetros de largo, como lo demuestran los Andes de Suroeste Occidental
(Sillitoe y Perelló, 2005; 2) y el cinturón Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie de Rumania, Serbia
y Bulgaria (Jankovic, 1977; Popov et al., 2002). Las densidades de depósito alcanzan
comúnmente 15 por 100.000 km2 de terrenos permisivos expuestos (Singer et al., 2005). Cada
correa corresponde a un arco magmático de dimensiones generales similares. Una o más
correas subparalelas constituyen porciones de cobre pórfido o epitermal, varias de las cuales
dan lugar a anomalías a escala global para Cu (p. Ej., Norte-Chile-sur del Perú, suroeste de
América del Norte) o Au (norte de Perú). A pesar de la ubicuidad de los cinturones de Cu
pórfido, los depósitos mayores también pueden ocurrir aisladamente o por lo menos como
distantes de los cinturones y provincias coherentes (por ejemplo, Pebble en Alaska, Butte en
Montana y Bingham en Utah, Sillitoe, 2008). Pueblo Viejo en la República Dominicana (Figura
1) es el mejor ejemplo de un mayor, aislado de alta sulfuración epitermal Au depósito, aunque
no se conoce actualmente porfido Cu contraparte.
Los cinturones de pórfido de Cu se desarrollaron durante épocas metalogénicas bien definidas,
con dataciones isotópicas que muestran una duración típica de 10 a 20 Ma. Cada época pórfida
de Cu está estrechamente ligada a un evento magmático equivalente al tiempo. Nuevamente,
los Andes (Sillitoe y Perelló, 2005), el suroeste de América del Norte (Titley, 1993; Barra et al.,
2005) y el cinturón Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie (Zimmerman et al. Los cinturones de Cu
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pórfido
individualmente están
espacialmente
separados en lugar de
superpuestos entre sí,
reflejando la
migración del arco
como resultado del
endurecimiento o la
disminución de losas
subducidas entre las
épocas magmatometalogénicas
individuales (por
ejemplo, Sillitoe y
Perelló, 2005). Los
procesos de erosión
por subducción y
acreción de terrenos
en los márgenes
convergentes pueden
ayudar con la
migración de los arcos
hacia el suelo o hacia
la trinchera y
contenían cinturones
de Cu pórfido (por
ejemplo, von Huene y
Scholl, 1991). Sin
embargo, se pueden
superponer varios
arcos portadores de
Cu de pórfido
temporalmente
discretos: cinco desde
~ 45 Ma en el cinturón
de Chagai, Pakistán
(Perelló et al., 2008).
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Ajustes tectónicos
Los sistemas de Cu de pórfido se generan principalmente en entornos de arco magmático
(incluyendo trasarco) sometidos a un espectro de regímenes de estrés a escala regional, que
van aparentemente de moderadamente extensional a deslizamiento oblicuo a contraccional
(Tosdal y Richards, 2001). Los ajustes fuertemente extensionales, caracterizados por el
magmatismo bimodal basáltico-riolítico, carecen de sistemas de Cu porfídicos significativos
(Sillitoe, 1999a, Tosdal y Richards, 2001). El régimen de estrés depende, entre otros factores,
de si hay avance de zanja o retroceso y el grado de oblicuidad del vector de convergencia de
placas (Dewey, 1980). Sin embargo, existe una relación empírica prominente entre los
ambientes ampliamente contraccionales, marcados por el engrosamiento de la corteza, el
levantamiento superficial y la exhumación rápida, y grandes depósitos de cobre pórfido de
hipogénesis de alto grado, como ejemplifica la última provincia del Cretácico al Paleoceno en
América del Norte, Eoceno medio a Oligoceno temprano (Fig. 2) y cinturones del Mioceno
tardío a Plioceno de los Andes centrales, cinturón medio de Irán del Mioceno y cinturones en
Nueva Guinea y Filipinas del Plioceno (Sillitoe, 1998; Et al., 2002, Perelló et al., 2003a, Cooke et
al., 2005, Rohrlach y Loucks, 2005, Sillitoe y Perelló, 2005, Perelló, 2006). También se forman
depósitos epitermales grandes de alta sulfuración en la parte superior de las secciones de
corteza tectónica, aunque no junto con los depósitos de cobre pórfido gigante (Sillitoe y
Hedenquist, 2003). Se puede especular que la compresión de la corteza ayuda al desarrollo de
grandes cámaras de magma de la parte media y alta de la corteza (Takada, 1994) capaces de
fraccionar eficientemente y generar y liberar fluidos magmáticos, especialmente en épocas de
rápido levantamiento y erosión (Sillitoe, 1998) Eventos que pueden presagiar el inicio de la
relajación del estrés (Tosdal y Richards, 2001; Richards, 2003, 2005; Gow y Walshe, 2005). Los
cambios en el régimen de estrés cortical son considerados por algunos como tiempos
especialmente favorables para el pórfido Cu y la generación de depósitos epitermal de alta
sulfuración (por ejemplo, Tosdal y Richards, 2001), con Bingham y Bajo de la Alumbrera,
Argentina, aparentemente ocupando Tal nicho tectónico (Presnell, 1997, Sasso y Clark, 1998,
Halter et al., 2004, Sillitoe, 2008). Las fallas y las intersecciones de fallas están invariablemente
involucradas, en mayor o menor grado, en la determinación de los sitios y geometrías
formacionales de los sistemas de Cu del pórfido y sus partes constitutivas. Los sistemas de
fallas intra-arco, tanto antes como durante el magmatismo y la generación de Cu pórfido, son
localizadores particularmente importantes, como ejemplifica el sistema de fallas de Domeyko
durante el desarrollo del Eoceno medio preeminente al cinturón oligoceno temprano del norte
de Chile (Sillitoe y Perelló, 2005 , Y referencias en el mismo, Fig. 2). Algunos investigadores
enfatizan en la importancia de las intersecciones entre las zonas o lineamientos de fallas
transversales de los continentes y las estructuras de arco paralelo para la formación de Cu de
pórfido, con los lineamientos Archibarca y Calama-El Toro del norte de Chile (Richards et al.
Lachlan Transverse Zone de Nueva Gales del Sur (Glen y Walshe, 1999), características
comparables en Nueva Guinea (Corbett, 1994, Hill et al., 2002), y el mucho más amplio (160
km) lineamento de Texas del suroeste de Norteamérica (Schmitt, 1966) son ejemplos
frecuentemente citados. Estas características transversales, posiblemente reflejando las
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estructuras subterráneas subyacentes, pueden facilitar el ascenso de los volúmenes de magma
relativamente pequeños involucrados en sistemas de Cu porfídicos (por ejemplo, Clark, 1993,
Richards, 2000).
Enjambre de depósitos y alineaciones
A escala distrital, los sistemas de Cu pórfido y sus depósitos contiguos tienden a presentarse
como agrupaciones o alineaciones que pueden alcanzar de 5 a 30 km de longitud,
respectivamente. Los grupos son agrupaciones ampliamente equidimensionales de depósitos
(por ejemplo, el distrito de Globe-Miami, Arizona, Fig. 3a), mientras que las alineaciones son
órdenes de depósitos lineales orientados o paralelos o transversales a los arcos magmáticos y
sus correas de Cu pórfido coincidentes. Las alineaciones de arco-paralelo pueden ocurrir a lo
largo de las zonas de falla intra-arco, como ejemplifica el distrito de Chuquicamata, norte de
Chile (Figura 3b), mientras que las zonas o lineamientos de falla de arco cruzado controlan los
alineamientos arco-transversales, como en Cadia, New South Wales Fig. 3c) y Oyu Tolgoi,
distritos de Mongolia (Fig. 3d).
Independientemente de si los sistemas pórfidos de Cu y los depósitos contiguos definen
grupos o alineaciones, sus distribuciones superficiales se toman para reflejar las extensiones
aritméticas de los plutones parentales subyacentes o de las cúpulas sobre sus techos. Dentro
de los grupos y alineaciones, la distancia (100s-1,000s m) entre depósitos individuales (por
ejemplo, Sillitoeand Gappe, 1984) e incluso sus formas de huella pueden variar enormemente,
como se observa en los distritos de Chuquicamata y Cadia (Figura 3b, c).
Los grupos o alineamientos de sistemas de Cu pórfido pueden mostrar una extensión de
edades formacionales, que alcanzan hasta 5 m.y. En los distritos de Chuquicamata (Long y Teal,
2005), pero podría ser de ~ 18 m.a., aproximadamente, en los distritos de Chuquicamata
(Ballard et al., 2001; Rivera y Pardo, 2004; Campbell et al., 2006) y Yanacocha. En el distrito de
Cadia (Wilson et al., 2007). Esta situación implica que los plutones parentales subyacentes
tienen períodos de vida prolongados, aunque intermitentes en algunos casos, con la formación
de Cu de pórfido teniendo lugar sobre ellos en diferentes lugares a lo largo del tiempo.
Relaciones plutón-pórfido
Se observan relaciones variadas entre los sistemas de Cu pórfido y los plutones precursores,
que son típicamente intrusiones equigranulares multifásicas, comúnmente de dimensiones
batolíticas y composiciones dioríticas a graníticas; No sólo están espacialmente, sino también
temporalmente y probablemente relacionados genéticamente con el pórfido Cu y la formación
de epitermal supraycente (figura 4). Los plutones precursores pueden actuar como huéspedes
en un solo depósito, como en Mount Polley, Columbia Británica (Fraser et al., 1995); Una
alineación de depósitos coalescentes, como en el distrito de Los Bronces-Río Blanco (Fig. 5a); O
grupos de dos o más depósitos discretos, como en el complejo intrusivo de El Abra, en el norte
de Chile (Figura 5b) y en el batolito de Guichon Creek, en el distrito de Highland Valley,
Columbia Británica (Figura 5c). Los plutones precursores y las existencias de Cu pórfido están
típicamente separados por intervalos de tiempo de 1 a 2 m.y. O menos (por ejemplo, Dilles y
Wright, 1988, Casselman et al., 1995, Mortensen et al., 1995, Dilles et al., 1997, Deckart et al.,
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2005, Campbell et al., 2006). Muchos sistemas de Cu pórfido, en particular aquellos que sólo
están poco expuestos, carecen de plutones precursores conocidos, probablemente porque se
encuentran a profundidades inaccesibles (Fig. 4).
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Fig. 3. Ejemplos de grupos de pórfidos de Cu y alineaciones de varios tamaños y en diferentes
orientaciones con respecto a los ejes de los arcos magmáticos contemporáneos. a. El grupo de
distritos Globe-Miami, Arizona, se encuentra en el arco del tercer ciclo terciario (Laramide)
(después de Creasey, 1980), y la distribución espacial es parcialmente el resultado del
tectonismo extensional del terciario medio (Wilkins y Heidrick, 1995; 2008). segundo.
Chuquicamata, al norte de Chile alineado paralelamente al eje central del arco EocenoOligoceno temprano (después de Rivera y Pardo, 2004, S. Rivera, escritura comun., 2009), con
la distribución espacial posiblemente parcialmente el resultado de la huelga post-minera
sinistral (Brimhall et al., 2006). do. Distrito de Cadia, Nueva Gales del Sur, Australia, alineado
oblicuo con el eje del arco Ordoviciano (según Holliday et al., 2002). re. Oyu Tolgoi, Mongolia
alineado casi perpendicular al eje del arco del Devónico tardío (después de Khashgerel et al.,
2008). Pórfido de Cu y otros contornos de depósitos proyectados a la superficie donde no
expuestos. Observe la diferencia de escala entre c y a, b, y d.
Fig. 4. Relaciones espaciales entre las reservas de Cu de pórfido, el plutón subyacente, las rocas
volcánicas comagmáticas y la litocapa (cubierta con alteración argílica avanzada). El plutón
precursor es multifásico, mientras que el plutón parental se muestra como un solo cuerpo en el
que las líneas punteadas concéntricas marcan su progresiva consolidación hacia adentro. Las
fases temprana, intermineral y mineral tardía de las reservas de Cu pórfido, que abarcan el
intervalo durante el cual se forman los depósitos de pórfido de Cu, se originan a partir de
profundidades cada vez mayores en la cámara parental que cristaliza progresivamente. La
secuencia volcánica es un estratovolcán (pero podría ser un complejo de cúpula) y se ha
erosionado parcialmente antes de la formación de Cu porfídico. La litocapa afecta a la pila
volcánica, así como las partes más altas de las rocas subyacentes. Obsérvese que las rocas
subvolcánicas del sótano alojan gran parte del depósito de Cu pórfido a la izquierda, mientras
que la de la derecha está principalmente encerrada por dos fases del plutón precursor.
Inspirado por Sillitoe (1973), Dilles (1987), Tosdal y Richards (2001), Casselman et al. (1995), y
Dilles y Proffett (1995).
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*Lithocap: cubierta con alteración argílica avanzada.
Los plutones precursores se consideran como los sitios de cristalización de los magmas máfico
a félsico mediados a los superiores de los depósitos más profundos antes de que se
desarrollaran los sistemas de Cu pórfido (véase Richards, 2003). Los plutones precursores de
los afloramientos normalmente representan las partes más superficiales y poco consolidadas,
en lugar de los volúmenes de magma a partir de los cuales se derivaron los fluidos para la
generación de Cu porfídico (Figura 4). Estas cámaras de magma parental, también
representadas por plutones similares equimoscentes a débilmente porfiríticos, no están
expuestas en los sistemas de Cu pórfido, a menos que el tectonismo extensional
posmineralizante causara profunda inclinación y desmembramiento de los sistemas,
reconstruido en el distrito de Yerington, Nevada (Dilles, 1987; Proffett, 1995) y en otros
lugares (Seedorff et al., 2008).
Conexiones volcánicas
Los sistemas de Cu de pórfido pueden asociarse espacialmente con rocas comagmáticas,
cálcoalcalinas, o menos comun, rocas volcanicas alcalinas, normalmente de composición
intermedia a félsica (Sillitoe, 1973, figura 4), que generalmente son erupcionadas
subaerialmente de 0,5 a 3 m.a. Antes de la intrusión y mineralización de las poblaciones, así
como documentadas en el Bingham (Waite et al., 1997), Farallón Negro, Argentina (Sasso y
Clark, 1998; Halter et al., 2004), Yerington (Dilles y Wright, 1988; Y Proffett, 1995), Tampakan,
Filipinas (Rohrlach y Loucks, 2005) y Yanacocha (Longo y Teal, 2005). Sin embargo, la erosión
que conlleva el deshinchamiento de los depósitos de cobre pórfido también degrada
gravemente las formas de relieve volcánicas (por ejemplo, el distrito de Farallón Negro) y,
comúnmente, elimina por completo los productos eruptivos, al menos en las vecindades
generales de los propios depósitos. Sin embargo, en algunas localidades, incluyendo el pórfido
de Marte de poca profundidad formado por Au, en el norte de Chile (Vila et al., 1991), un
estratovolcán comagmático andesítico todavía está parcialmente preservado, incluyendo
partes de sus pendientes de deposición inferiores no modificadas. A pesar de su menor
potencial de preservación, los centros volcánicos de menor volumen, los complejos de cúpula
de flujo y los sistemas de maar-diatreme (por ejemplo, el distrito de Mankayan, Filipinas y
Grasberg, Sillitoe y Angeles, 1985, MacDonald y Arnold, 1994, I. Kavalieris, , 1999), pueden ser
reconocibles en las partes poco profundas de los sistemas de Cu pórfido. Obviamente, las
formas de relieve volcánicas están mejor conservadas en el ambiente epitermal de mayor
sulfuración superficial sobre los depósitos de Cu pórfido (por ejemplo, complejos de cúpula de
flujo en Yanacocha, Turner, 1999, Longo y Teal, 2005, por ejemplo, Figura 6). El volcanismo
explosivo catastrófico, particularmente la formación de caldera de flujo de ceniza, es
normalmente incompatible con el pórfido síncrono Cu y la formación de depósitos epitermales
suprayacentes de Au, debido a que los volátiles magmáticos se disipan durante las
voluminosas erupciones piroclásticas en lugar de ser retenidos y enfocados de manera
conducente a la formación de mineral , 1980, Pasteris, 1996, Cloos, 2001, y Richards, 2005). Sin
embargo, las calderas pueden influir en la localización de los sistemas de Cu de pórfido no
genéticamente relacionados, como por ejemplo, El Salvador, norte de Chile, Cornejo et al.,
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1997. Existe una fuerte sugerencia de que el volcanismo comagmático puede ser inhibido en
algunos cinturones de Cu pórfido mayor como resultado de su configuración tectónica
contractiva característica, como en el Eoceno medio al cinturón Oligoceno temprano del norte
de Chile, debido a la tendencia a la acumulación de magma subsuperficial en el Ausencia de
fallas extensional ampliamente desarrolladas (Mpodozis y Ramos, 1990). La misma situación es
también aparente en varios depósitos gigantes de Au de epitermal de alta sulfuración
generados en la corteza espesada durante el levantamiento tectónico, como Pascua-Lama y
Veladero, norte de Chile-Argentina, donde la casi ausencia de volcanismo contemporáneo es
más segura (Bissig et al Charchaflié et al., 2007) dado el nivel de erosión mucho más
superficial, incluyendo la preservación parcial de la paleosurface (véase más adelante).
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FIG. 5. Ejemplos de depósitos de cobre pórfido dentro y cerca de plutones precursores. a. Los
Bronces-Río Blanco dominaron las tendencias de los depósitos dominantes a través del batolito
de San Francisco, en el centro de Chile (después de Serrano et al., 1996; J.C. Toro, writ.
Commun., 2007). segundo. El Abra y Conchi Viejo en el complejo intrusivo de El Abra, en el
norte de Chile (según Dilles et al., 1997). do. Grupo de depósito de Highland Valley en el
batholito de Guichon Creek, Columbia Británica (según Casselman et al., 1995). Obsérvese las
posiciones variables de los depósitos con respecto a los plutones expuestos, pero su
confinamiento a fases félsicas tardías. Las escalas son diferentes.
Influencias del Wall-rock
Los sistemas de Cu pórfido están alojados en una variedad de rocas ígneas, sedimentarias y
metamórficas (por ejemplo, Titley, 1993), dando la impresión inicial de que las rocas de la
pared desempeñan un papel no influyente. Sin embargo, cada vez es más claro que ciertas
unidades litológicas pueden mejorar el desarrollo del grado tanto en el Cu pórfido como en los
tipos de depósito relacionados. Las secuencias masivas de carbonato, particularmente donde
el mármol se desarrolla cerca de contactos intrusivos, y otras rocas de grano fino fracturadas,
tienen la capacidad de actuar como sellos relativamente impermeables alrededor y / o por
encima de los depósitos de cobre pórfido, dando lugar a una formación de mineral de alto
grado (por ejemplo, Grasberg, Sillitoe, 1997). Por otra parte, las intrusiones de pórfido de
pequeño volumen y los fluidos magmáticos asociados no penetran eficazmente en los
paquetes rocosos de baja permeabilidad, lo que conduce al desarrollo aparentemente
infrecuente de depósitos ciegos de alto grado, como en Hugo Dummett en el distrito de Oyu
Tolgoi (Kirwin et al. , 2003, 2005) y Ridgeway en el distrito de Cadia (Wilson et al., 2003). Los
depósitos epitermales de alta sulfuración pueden ser igualmente ciegos, debajo de una
secuencia gruesa de piedra caliza en el caso de Pueblo Viejo (Sillitoe et al., 2006).
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Fig. 6. Anatomía de un sistema de Cu de pórfido telescópico que muestra las interrelaciones
espaciales de un depósito de pórfido Cu ± Au ± Mo situado en el centro en un material pórfido
multifásico y sus rocas huésped inmediatas; Skarn proximal y distal periférico, sustitución de
carbonato (chimenea-manto) y depósitos sedimentales (diseminados distales) en una unidad
de carbonatos y venas subepitermales en rocas no carbonatadas; Y sobreponiéndose a los
depósitos epitermales de sulfuración alta e intermedia en y al lado del medio litocap. La
leyenda explica la secuencia temporal de los tipos de roca, con el stock de pórfido anterior a la
colocación de maardiatreme, que a su vez superpone el desarrollo de lithocap y la bretaciación
freática. Sólo excepcionalmente los sistemas individuales contienen varios de los tipos de
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depósito ilustrados, como se discute en el texto (ver Tabla 3). A pesar de la afirmación de que
las caricaturas de este tipo (incluyendo la Fig. 10) añaden poco a la comprensión del pórfido Cu
genesis (Seedorff y Einaudi, 2004), encarnan las relaciones observadas en el campo y, por lo
tanto, ayudan al explorador. Modificado de Sillitoe (1995b, 1999b, 2000).
Fig. 6. Anatomía de un sistema de Cu de pórfido telescópico que muestra las interrelaciones
espaciales de un depósito de pórfido Cu ± Au ± Mo situado en el centro en un material pórfido
multifásico y sus rocas huésped inmediatas; Skarn proximal y distal periférico, sustitución de
carbonato (chimenea-manto) y depósitos sedimentales (diseminados diseminados) en una
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unidad de carbonatos y venas subepitermales en rocas no carbonatadas; Y sobreponiéndose a
los depósitos epitermales de sulfuración alta e intermedia en y al lado del medio litocap. La
leyenda explica la secuencia temporal de los tipos de roca, con el stock de pórfido anterior a la
colocación de maardiatreme, que a su vez superpone el desarrollo de lithocap y la bretaciación
freática. Sólo excepcionalmente los sistemas individuales contienen varios de los tipos de
depósito ilustrados, como se discute en el texto (ver Tabla 3). A pesar de la afirmación de que
las caricaturas de este tipo (incluyendo la Fig. 10) añaden poco a la comprensión del pórfido Cu
genesis (Seedorff y Einaudi, 2004), encarnan las relaciones observadas en el campo y, por lo
tanto, ayudan al explorador. Modificado de Sillitoe (1995b, 1999b, 2000).
Las unidades litológicas ferrosas ricas en Fe también parecen favorecer la mineralización de Cu
porfídico de alta calidad (por ejemplo, Ray y Mineral Park, Arizona, Phillips et al., 1974,
Wilkinson et al., 1982), presumiblemente debido a su capacidad para precipitar efectivamente
el Cu transportado en Fluidos magmáticos oxidados (ver abajo). Es una improbable
coincidencia que al menos la mitad del mineral en tres de los depósitos de Cu de pórfido
hipogénico de grado más alto esté alojado en estas rocas: un complejo de gabro-diabasabasalto en El Teniente (Skewes et al., 2002), un complejo proterozoico En Resolution, Arizona
(Ballantyne et al., 2003), y una secuencia de basalto toleiticos en el distrito de Oyu Tolgoi
(Kirwin et al., 2005).
La mineralización en otras partes del pórfido Los sistemas de Cu pueden estar aún más
profundamente influenciados por el tipo de roca. El skarn proximal y distal, el reemplazo de
carbonatos y los tipos de mineralización alojados en sedimentos dependen obviamente de la
presencia de rocas carbonatadas reactivas, en particular las unidades de lecho fino, unidades
limosas. Los depósitos epitermales de gran tonelaje y alta sulfuración son favorecidos por los
paquetes de roca permeables, comúnmente de origen piroclástico o epiclástico (por ejemplo,
Yanacocha, Longo y Teal, 2005), aunque también pueden resultar receptivas donde se
fracturan extensamente (por ejemplo, granitoide en Pascua-Lama, Chouinard et al., 2005).
Características de la escala de depósitos
Existencias de pórfidos y diques
Los depósitos de cobre pórfido se centran en las intrusiones de pórfido que van desde rangos
verticales, parecidas a los enchufes (Fig. 6), circulares a alargadas en plan, a través de sistemas
de diques a cuerpos pequeños e irregulares. Las poblaciones y diques suelen tener diámetros y
longitudes, respectivamente, de ≤ 1 km. Sin embargo, las intrusiones de pórfido mucho más
grandes actúan como huéspedes en lugares, como la población alargada de 14 km de longitud
en Chuquicamata-Radomiro Tomic (por ejemplo, Ossandón et al., 2001, Fig. 3b) y los 4 km de
largo, dique <50-m de ancho en Hugo Dummett (Khashgerel et al., 2008, Fig. 3d). La minería y
la perforación profunda en algunos grandes depósitos de cobre pórfido muestran que las
intrusiones mineralizadas tienen una extensión vertical de más de 2 km (por ejemplo,
Chuquicamata y Escondida, norte de Chile y Grasberg) y, basándose en la evidencia de los
sistemas inclinados, (Dilles, 1987, Seedorff et al., 2008, Fig. 6). El tamaño de las poblaciones no
parece tener ninguna relación obvia con el tamaño de los depósitos de Cu de pórfido asociados
y sus contenidos de Cu (ver Seedorff et al., 2005).
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Por ejemplo, el recurso de 12.5-Gt en Chuquicamata-Radomiro Tomic está confinado a la
población de 14 km de largo mencionada anteriormente (Ossandón et al., 2001; Camus, 2003),
mientras que tal vez sólo aproximadamente el 20% El depósito de Teniente y <10 por ciento
del yacimiento de 1,5-Gt El Abra están alojados en las intrusiones de pórfido (Camus, 1975,
Ambrus, 1977). Las partes distales de los sistemas de Cu pórfido, más allá de los depósitos de
cobre pórfido, carecen de intrusiones de pórfido o contienen sólo diques relativamente
menores (por ejemplo, el dique Virgin en el distrito de Copper Canyon, Nevada, y el distrito de
Yerington, Wotruba et al 1988, Dilles y Proffett, 1995). Las intrusiones de pórfido relacionadas
con Cu comprenden fases múltiples (Kirkham, 1971; Gustafson, 1978), que fueron colocadas
inmediatamente antes (pórfidos tempranos), durante (pórfidos interminerales), cerca del final
de (pórfidos minerales tardíos) y después (pórfidos postminerales ) Los eventos de alteración y
mineralización (Fig. 6). Por ejemplo, en Bajo de la Alumbrera (Proffett, 2003), cinco en
Yerington (Proffett, 2009) y cuatro en Bingham (Redmond et al., 2001) muestran mapas de
siete fases. Los pórfidos inmediatamente preminerales y sus rocas hospedantes contiguas
contienen la mineralización de mayor grado en la mayoría de los depósitos, aunque
excepcionalmente la fase más temprana puede estar pobremente mineralizada (por ejemplo,
Grasberg, MacDonald y Arnold, 1994). Los pórfidos interminerales suelen ser menos
mineralizados a medida que se hacen progresivamente más jóvenes, y las fases tardía y
postmineral son estériles. Los cuerpos de pórfido tempranos no se destruyen cuando se
introducen en fases posteriores, sino que se separan simplemente, causando la inflación total
del paquete de roca como ocurriría durante el emplazamiento de dique ordinario. Para
distinguir las edades relativas de las intrusiones de pórfido se utilizan varios criterios, además
de los contenidos y relaciones de metales (Cu / Au / Mo) y la intensidad de veteado, alteración
y mineralización: las fases más jóvenes trincan las vetas, se enfrían y contienen Xenolitos de las
fases más viejas (Fig. 7, Sillitoe, 2000). Comúnmente, los xenolitos son en gran medida
asimilados por las fases más jóvenes, dejando sólo las vetas de cuarzo contenidas,
químicamente más refractarias que el pórfido del huésped, como "flotantes" (Fig. 7). Los
xenolitos de la roca caja en las partes marginales de algunas intrusiones de pórfido pueden ser
suficientemente abundantes para constituir brechas de intrusión. Los contactos superiores de
algunas intrusiones de Cu pórfido se caracterizan por texturas de solidificación
unidireccionales (USTs): capas alternadas y crenuladas de cuarzo y aplítido y / o pórfido de
aplita producidos como resultado de fluctuaciones de presión en la transición de condiciones
magmáticas a hidrotermales (por ejemplo, Kirkham y Sinclair, 1988, Garwin, 2002, Lickfold et
al., 2003, Cannell et al., 2005, Kirwin, 2005). Sin embargo, los UST no se desarrollan de forma
consistente y, por tanto, no proporcionan un medio fiable para subdividir las fases de intrusión
de pórfido Cu. Las intrusiones de pórfido en los depósitos de cobre pórfido son exclusivamente
de tipo I y de afiliación en la serie de magnetita (Ishihara, 1981), y típicamente metaluminosas
y calco-alcalinas medios en K, pero también pueden ser calco-alcalinos altos en K
(shoshoníticas) o alcalinas (Véase Seedorff et al., 2005, para más detalles). Abarcan una gama
de composiciones de diorita calco-alcalina y diorita de cuarzo a granodiorita a monzonita de
cuarzo (monzogranita), y diorita alcalina a través de monzonita hasta, rara vez, sienita (por
ejemplo, Galore Creek, Columbia Británica, Enns et al.
*Aplita: Hipabisal, composición más frecuente = granito
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Los depósitos de Cu pórfido ricos en Mo están normalmente ligados a las intrusiones más
félsicas, mientras que los depósitos de Cu pórfido ricos en Au tienden a estar relacionados con
los miembros finales más máficos, aunque intrusiones tan félicas como la monzonita de cuarzo
también pueden albergar ejemplos ricos
en Au (por ejemplo, Mamut, Malasia Oriental, Kósaka y Wakita, 1978). Sin embargo, los
depósitos de pórfido pobre en Cu parecen estar presentes exclusivamente en asociación con
diorita calcalcalina y porfıdos de diorita de cuarzo (por ejemplo, Vila y Sillitoe, 1991).
FIG. 7. Relaciones transversales esquemáticas entre las fases tempranas (inmediatamente
preminerales), interminerales y de pórfido mineral tardío en las reservas de Cu pórfido y sus
rocas caja. El truncamiento de vena, los xenólitos de vena de cuarzo, los contactos refrigerados
y los fenocristales alineados con flujo, así como las variaciones de textura, grado y relación de
metal pueden indicar los contactos de pórfido, aunque generalmente no todos están presentes
en el mismo contacto. Las primeras A, B y finales D se explican en el texto y en la figura 13.
Obsérvese que las vetas tempranas de A son más abundantes en el pórfido temprano, menos
abundantes en el pórfido intermineral temprano y ausentes de las dos fases posteriores de
pórfido. El pórfido de mineral tardío carece de vetas y muestra sólo alteración propilítica.
Modificado de Sillitoe (2000).
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*Textura aplitica: En ella todos los cristales tienen aprox. el mismo tamaño, aunque son
menores que los que se forman en rocas plutonicas.
Las intrusiones de pórfido contienen cantidades variables de fenocristales, que incluyen
típicamente hornblenda y / o biotita, y granos finos, comúnmente aplítica, dando lugar a
texturas abiertas a atestadas. La textura aplítica distintiva de la masa de tierra se atribuye al
enfriamiento por presión durante el ascenso rápido y la consiguiente pérdida volátil (Burnham,
1967). Las fases de pórfido en algunos depósitos individuales pueden tener claras diferencias
de composición (por ejemplo, Bajo de la Alumbrera, Proffett, 2003) y / o texturas ígneas
características (por ejemplo, El Salvador, Gustafson y Hunt, 1975); Sin embargo,
particularmente en muchos depósitos de Au y Cu-Au de pórfido, las diferentes fases son
comúnmente sólo sutilmente diferentes o casi idénticas. Además, la obliteración de la textura
es común en las fases de pórfido temprano altamente alteradas, haciéndolas difíciles de
distinguir de las rocas volcánicas de la pared en algunos depósitos (por ejemplo, Galore Creek y
Hugo Dummett).
La datación isotópica, utilizando el método del zirconio U-Pb, sugiere que las intrusiones de
pórfido multifásico en sistemas de Cu pórfido se pueden ensamblar en tan sólo 80.000 años
(Batu Hijau, Indonesia, Garwin, 2002), pero el proceso suele tardar mucho más. El
emplazamiento de las poblaciones de pórfido en muchos yacimientos centrales andinos tomó
de 2 a 5 my, lo que implicó que un tiempo apreciable (0,5-1,5 my) transcurrió entre el
emplazamiento de las fases componentes (por ejemplo, Ballard et al., 2001, Maksaev et al.,
2004 Padilla-Garza et al., 2004, Jones et al., 2007, Perelló et al., 2007, Harris et al., 2008).
Además, parece que no existe una relación evidente entre el tamaño de los depósitos de cobre
pórfido y la duración de la actividad intrusiva, siendo este último el parámetro principal que
define la vida hidrotermal total de los sistemas de Cu pórfido. La geocronología detallada de
las partes de alta sulfuración de algunos sistemas de Cu pórfido también sugiere períodos de
vida extendidos, 1 a> 1,5 m.y. En Cerro de Pasco y Colquijirca, en el centro del Perú (Bendezú
et al., 2008; Baumgartner et al., 2009). Sin embargo, estos intervalos de vida son órdenes de
magnitud más largos que los tiempos teóricamente modelados requeridos para la
consolidación de intrusiones de pórfido individuales (<40.000 años, Cathles, 1977, Cathles et
al, 1997), pórfido de formación de mineral de Cu (<100.000 años) Al., 2005), o eventos de
alteración potásica mayor (<2,000 años, Shinohara y Hedenquist, 1997, Cathles y Shannon,
2007).
Diatremes ( Diatrema, tubo volcánica rellenada por brecha)
Los diatremes, respiraderos volcánicos que crecen hacia arriba, generados principalmente por
la actividad eruptiva freatomagmática, están extendidos en sistemas de Cu pórfido (Sillitoe,
1985), incluyendo sus partes epitermales superficiales (por ejemplo, Yanacocha, Turner, 1999,
Fig. Los diatremes, comúnmente ≥1 km en el diámetro cercano a la superficie y hasta por lo
menos 2 km en extensión vertical (por ejemplo,> 1,8 km conservados en el Bradern diatreme,
El Teniente, Howell y Molloy, 1960; Camus, 2003) Que se manifiesta en la paleosuelo por
volcanes maar (volcan de bajo relieve, eupciones someras) : cráteres efímeros llenos de lago
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rodeados por anillos de toba (Fig. 6). Las brechas de los diatremas tienen una textura
distintiva, en la que los clastos ampliamente separados, típicamente de tamaño centimétrico,
están dominados por una matriz de arcilla que contiene un componente tufáceo (toba)
andesítico a dáctico (Tabla 1), este último comúnmente difícil de reconocer cuando la
alteración es intensa. La naturaleza pobremente litificada, friable y la matriz rica en arcilla de
muchas brechas de diatreme dan lugar a una topografía recesiva y poca o ninguna exposición
superficial. Una expresión topográfica positiva sólo se produce cuando los tapones de pórfido
estériles, posteriores a posminerales penetran las brechas del diatreme (por ejemplo, Dizon y
Guinaoang, Filipinas y Batu Hijau, Sillitoe y Gappe, 1984, Garwin, 2002, Fig. 6 ).
Muchos diatremes son adiciones de la fase tardía a los sistemas del Cu del pórfido, en los
cuales comúnmente posterior y cortan o ocurren junto con la mineralización del Cu del pórfido
en la profundidad (Howell y Molloy, 1960, Sillitoe y Gappe, 1984, Perelló y otros, Garwin,
2002), pero se superponen con eventos de alta sulfidación a niveles más bajos de epitermo
(por ejemplo, Dizon, Fig. 6). Los diatremes, particularmente sus zonas de contacto, pueden
localizar parte de la mineralización de Au de alta sulfuración (por ejemplo, Wafi-Golpu, Papua
Nueva Guinea, Fig. 6). Sin embargo, en una minoría de casos, los diatremas (o Grasberg, Galore
Creek y Boyongan- Bayugo, Filipinas, MacDonald y Arnold, 1994, Enns et al., 1995, Braxton et
al., 2008) o depresiones llenas de toba presumiblemente Alimentados por uno o más
diatremes subyacentes (por ejemplo, Resolution) son características tempranas que actúan
como rocas de pared receptivas a la alteración principal y mineralización.
Brechas magmáticas-hidrotermales y freáticas.
Las brechas hidrotermales más comunes en las partes más profundas de los sistemas de Cu
pórfido son de tipo magmático-hidrotérmico, los productos de liberación de fluidos
magmáticos sobrepresionados (Sillitoe, 1985). Muchos depósitos de Cu de pórfido contienen
volúmenes menores (5-10%) de brecha magmático-hidrotermal (Fig. 6); Sin embargo, incluso
los grandes depósitos pueden ser libres de brechas, como en Chuquicamata (Ossandón et al.,
2001), o brecha dominada, como ejemplificado por> 5 Gt de brecha de mineral en Los
Bronces-Río Blanco (Warnaars et al. 1985, Serrano et al., 1996, Fig. 5a). Las brechas
magmático-hidrotermales exhiben una variedad de texturas (Tabla 1), que dependen
principalmente de la forma y composición del clasto, de la relación clasto / matriz, de la
constitución de la matriz / cemento y del tipo de alteración. Se distinguen de las brechas de
diatreme phreatomagmatic por varias características (Tabla 1), particularmente la ausencia de
material tuffaceous (tuba). Los clastos de la brecha se pueden fijar en la matriz de la harina de
roca, cemento hidrotermal, material ígneo de grano fino, o alguna combinación de los tres. Las
matrices ígneas tienden a ser más comunes en profundidad cerca de la fuente magmática,
donde el término brecha ígnea se aplica apropiadamente (por ejemplo, Hunt et al., 1983, Fig.
8).
Las brechas magmático-hidrotermales, que generalmente ocupan cuerpos empinados, con
forma de pipa o irregulares, son comúnmente interminerales en el tiempo como resultado de
ser generados en estrecha asociación con fases de pórfido intermineral (Figuras 6, 8). Por lo
tanto, muchas de las brechas sobrescriben patrones de alteración-mineralización preexistentes
y tipos de vetas (por ejemplo, Red Mountain, Arizona, Quinlan, 1981), que se incorporan como
clastos. Las brechas tempranas pueden mostrar alteración potásica y tener cementos de
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biotita, magnetita y calcopirita, mientras que las posteriores son comúnmente sericitizadas y
contienen cuarzo, turmalina, especularita, calcopirita y / o pirita como minerales cementantes.
La brecha sericitizada puede cambiar hacia abajo a la brecha alterada por potasio (por
ejemplo, Los Bronces-Río Blanco, Vargas et al., 1999, Frikken et al., 2005, Fig. 8). Los
contenidos metálicos de algunas brechas magmático-hidrotermales pueden ser más altos que
los de la mineralización de pórfido Cu, que refleja su alta permeabilidad intrínseca. En
contraste con los diatremes, las brechas magmático-hidrotermales son normalmente ciegas y
no penetran en el entorno epitermal superpuesto, mientras que hacia abajo se desvanecen
gradualmente como resultado de mayores relaciones clast / matriz ± cemento, en lugares
acompañados de vainas de grano grueso pegmatoidal , Minerales potásicos que representan
sitios antiguos de acumulación de vapor (por ejemplo, Los Pelambres, Chile central, Perelló et
al., 2007, Fig. 8).
Varios tipos de brechas freáticas (meteórico-hidrotermal) se observan ampliamente en los
sistemas de Cu pórfido; Pueden ser simplemente subdivididos en diques de guijarros y, poco
comúnmente, cuerpos más grandes resultantes de la intermitencia de agua subterránea
relativamente fría al aproximarse al magma, típicamente los diques de pórfido mineral tardío;
Y los cuerpos escarpados, tabulares a irregulares desencadenados por la acumulación de
presión de vapor bajo capas impermeables, comúnmente resultantes del auto-sellado por
silicificación (Sillitoe, 1985). Por lo tanto, los diques de guijarros muestran transiciones hacia
abajo a las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Tintic, Utah y Toquepala, Perú meridional,
Farmin, 1934, Zweng y Clark, 1995), mientras que las brechas provocadas por el confinamiento
de fluidos no se forman normalmente cerca de cuerpos intrusivos . Los diques de guijarros y
las brechas conexas se limitan principalmente a los depósitos de cobre pórfido, incluidas sus
partes marginales, mientras que la brecha inducida por el confinamiento de fluidos tipifica el
ambiente epitermal de alta sulfuración (Figura 6). Allí, la distinción de las brechas de diatreme
phreatomagmatic puede ser difícil debido a la obliteración de la textura causada por la intensa
alteración argilosa avanzada (por ejemplo, Pascua-Lama).
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FIG. 8. Representación esquemática de un cuerpo de brecha magmático-hidrotermal grande
genéticamente ligado al vértice de una intrusión de pórfido intermineral. La mineralización de
la alteración se divide en zonas de argilico avanzado (con pirita-enargita) en la parte superior a
través de la zona sericítica (con pirita superficial y calcopirita profunda) hasta potásica (con
magnetita calcopirita ± bornita) en la parte inferior, donde la brecha puede ser casi
imperceptible y pegmatoidal Vainas son comunes. Inyección de grano fino, la matriz ígnea
define la brecha ígnea cerca de la base del cuerpo. Todo el cuerpo de la brecha se sometió
inicialmente a una alteración potásica antes de la sobreimpresión parcial por agrupaciones
aritméticas sericíticas y, posteriormente, avanzadas, como documentado por la localización de
magnetita remanente y muscovita después de la biotita de grano grueso en el cemento a la
brecha sericitizada.
Las brechas férticas, ejemplificadas por los diques de guijarros, normalmente contienen
poblaciones de clastos polimíticos colocadas en matrices fangosas de harina de roca (Tabla 1).
El transporte vertical del clasto puede ser apreciable (por ejemplo,> 1 km en Tintic, Morris y
Lovering, 1979). Las brechas son típicamente características de última etapa y, por lo tanto,
inalteradas y estériles. En contraste, el transporte de clast en las brechas freaticas producido
por el confinamiento de fluido en el ambiente de alta sulfidacion es mas restringido, con
muchos de los clastos que se derivan localmente de los propios sellos y, por lo tanto,
compuestos normalmente de roca silicificada. Aunque la harina de roca puede ocurrir entre los
clastos, el cuarzo, la calcedonia, la alunita, barita, pirita y la enargita también se observan
extensamente como cementación de minerales. Estas brechas freáticas hospedan el mineral
en muchos depósitos de Au ± Ag ± Cu de alta sulfuración (por ejemplo, Choquelimpie, norte de
Chile, Gröpper et al., 1991).
En contraste con las brechas magmático-hidrotermales y los diques de guijarros en el nivel de
Cu pórfido, estas brechas férreas en el ambiente de alta sulfuración pueden alcanzar el
paleosuelo, donde las erupciones hidrotermales resultan en acumulación de brechas
subaeriales como delantales alrededor de las aberturas eruptivas (eg Hedenquist and Henley,
1985, Fig. 6).
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Los núcleos centrales más profundos de los sistemas de Cu pórfido están ocupados por
depósitos de Cu pórfido, en los que las geometrías de la zona del mineral dependen
principalmente de la forma total del complejo hospedero o complejo de diques, de los sitios de
deposición de los sulfuros portadores de cobre y de las posiciones de cualquier intrusión de
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pórfido tardío, bajo y sub-grado y diatremes. Las formas de muchos depósitos de Cu pórfido
imitan a las de sus intrusiones del huésped; Por lo tanto, las existencias cilíndricas típicamente
alojan cuerpos de mineral cilíndricos (Figura 6), mientras que los diques lateralmente extensos
dan lugar a cuerpos de mineral con formas estrechas y alargadas similares (por ejemplo, Hugo
Dummett; Khashgerel et al., 2008). Muchos depósitos de Cu de pórfido se forman como
cuerpos verticalmente extensos, que se convierten en grados progresivamente más bajos
tanto hacia fuera como hacia abajo, mientras que otros tienen una forma parecida a una
campana o tapa debido a que poco Cu se precipitó internamente en profundidad (Ballantyne
et al. 2003). Las copas de los cuerpos minerales tienden a ser relativamente abruptas y
controladas por los ápices de las existencias de vetas de cuarzo (véase más adelante). La
forma de cualquier cuerpo de mineral de cobre pórfido puede sufrir modificaciones
significativas como resultado del emplazamiento de volúmenes de roca tardío a postmineral
(por ejemplo, Fig. 5a), como se ejemplifica por los núcleos de bajo grado causados por el
emplazamiento interno de fases de pórfido de último minuto (por ejemplo, Santo Tomás II,
Filipinas, Sillitoe y Gappe, 1984) y, mucho menos comúnmente, los diatémeos de latestage
(por ejemplo, El Teniente, Howell y Molloy, 1960, Camus, 2003). Algunos depósitos, en lugar
de morir gradualmente (por ejemplo, El Salvador, Gustafson y Quiroga, 1995) o bastante
abruptamente (por ejemplo, H14-H15 en Reko Diq, Pakistán) en profundidad, tienen bases
afiladas como resultado del truncamiento Por intrusiones en el último minuto (por ejemplo,
Santo Tomás II, Sillitoe y Gappe, 1984). La coalescencia de depósitos de Cu de pórfido
estrechamente espaciados aumenta el potencial de tamaño (por ejemplo, H14-H15 en Reko
Diq; Perelló et al., 2008).
El desarrollo de la roca caja junto con los depósitos de cobre pórfido es más común cuando las
rocas carbonatadas receptivas están presentes (Fig. 6). Los tipos de depósito incluyen los skarn
proximales de Cu ± Au y, menos comúnmente, distales de Au y / o Zn-Pb (por ejemplo,
Meinert, 2000; Meinert et al., 2005); Más distal, reemplazo de carbonato (chimenea-manto),
cuerpos de sulfuros masivos dominados por Cu (por ejemplo, distrito Superior, distrito de
Arizona y Sepon, Laos [9], Paul, Knight, 1995) Comúnmente, Zn, Pb, Ag ± Au (por ejemplo,
Recsk, Hungría, Kisvarsanyi, 1988) más allá del frente skarn (Figura 6); Y, poco frecuente, las
concentraciones de Au en los márgenes de los sistemas (por ejemplo Barneys Canyon y Melco,
distrito de Bingham, Babcock et al., 1995; Gunter y Austin, 1997; Cunningham et al., 2004,
figura 9a). La continuidad entre algunos de estos depósitos de roca carbonada es posible; Por
ejemplo, transiciones de Cu-Au proximal a skarn de Au distal en el distrito de Copper Canyon
(Cary et al., 2000) y skn de Zn-Pb-Cu-Ag distal a Zn-Pb-Ag de reemplazo de carbonato en
Groundhog, Distrito Central , Nuevo México (Meinert, 1987). Todos estos tipos de mineral de
roca carbonada son reemplazos de lechos receptivos, comúnmente debajo de unidades de
roca relativamente impermeables (por ejemplo, Titley, 1996) y, por lo tanto, tienden a estar
unidos a estratos, aunque también se enfatiza ampliamente el control de fallas de alto y bajo
ángulo (P. Ej., Skarns proximales en Ok Tedi, Papua Nueva Guinea y Antamina, Perú central,
Rush y Seegers, 1990, Love et al., 2004). La formación de mineral distal en los sistemas
pórfidos de Cu es menos común en las rocas ígneas o siliciclásticas de la roca caja, dentro de
los halos propilíticos, donde tienden a desarrollarse vetas subepitermales de Zn-Pb-Cu-Ag ± Au
subepitermales de importancia económica actualmente limitada. Por ejemplo, Mineral Park,
Eidel et al., 1968 y Los Bronces-Río Blanco, Figuras 5a, 6). Sin embargo, pueden ocurrir cuerpos
de mineral de tonelaje más grande donde existen rocas de pared permeables, como se
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ejemplifica por los mantos apilados en Au y los topes de flujo andesítico amigdaloidal y
brecciado en Andacollo, Chile (Reyes, 1991).
En el ambiente de litocap, típicamente localizado arriba, son más extensos que los depósitos
de cobre pórfido, y comúnmente sobreimpuestos, (figura 6, véase más adelante), son
característicos los depósitos epitermales de alta sulfuración, Au, Ag y / o Cu; Sin embargo, las
partes conservadas de muchos litocaps son esencialmente estériles. Los depósitos de alta
sulfuración de nivel más profundo, los cordones de metal de base de Cordilleran de Einaudi
(1982), tienden a ser caracterizados por sulfuros masivos, comúnmente ricos en los sulfosales
de Cubearing (enargita, luzonita y / o famatinita). Ocurren comúnmente como vetas tabulares
sobreimpresas de depósitos de Cu porfídicos, como las de Butte (Meyer et al., 1968),
Escondida (Ojeda, 1986), Chuquicamata (Ossandón et al., 2001) y Collahuasi, norte de Chile
(Masterman et al , 2005, Fig. 6). Alternativamente, hasta varios kilómetros más allá de los
depósitos de porfido de Cu, comprenden reemplazos estructuralmente controlados y brechas
hidrotermales, ya sea en rocas volcánicas como Lepanto en el distrito de Mankayan (García,
1991; Hedenquistet al., 1998), Nena en el distrito de Frieda River, Papua Nueva Guinea (Espi,
1999), y Chelopech, Bulgaria (Chambefort y Moritz, 2006) o, donde los litocaps inciden sobre
las rocas carbonatadas, como depósitos como Smelter en el sector de Marcapunta en
Colquijirca (Vidal y Ligarda, 2004; Bendezú y Fontboté, 2009). En contraste, un tonelaje mucho
más grande, los orificios de Au ± Ag diseminados son más típicos de las partes más
superficiales (<500 m) de lithocaps (Sillitoe, 1999b), como ejemplificado por Yanacocha
(Harvey et al., 1999) y Pascua-Lama (Chouinard Et al., 2005), aunque un desarrollo mucho más
profundo de los depósitos de Cu-Au diseminados es también relativamente común (por
ejemplo, Tampakan, Rohrlach et al., 1999).
Los depósitos de metales preciosos epitermal de sulfidación intermedia, que contienen Zn-PbAg ± Cu ± Au, así como carbonatos, rodonita y cuarzo portadores de Mn, se producen junto
con litocaps pero típicamente separadas espacialmente de los cuerpos de alta sulfuración
como se observa en el caso de Los sistemas de vetas de Victoria y Teresa en Lepanto (Claveria,
2001, Hedenquist et al., 2001) y en el distrito de Collahuasi (Masterman et al., 2005). Sin
embargo, en el plano local, los tipos de mineralización de sulfuración intermedia y de Cor
dilleran y de mineralización de alta sulfuración diseminados muestran relaciones de
mineralogía de transición, como lo demuestran las denominadas vetas de la Etapa Principal en
Butte (Meyer et al., 1968) Aand Link Au en Wafi-Golpu (Leach, 1999, Ryan y Vigar, 1999).
Las vetas epitermales de sulfuración intermedia son las contrapartes de poca profundidad (<1
km paleodepth) de las vetas Zn-Pb-Cu-Ag ± Au situadas a lo largo de los depósitos de cobre
pórfido, pero no es evidente la conexión directa entre los dos tipos ). Los reemplazos de piritaenargita de alta sulfuración en rocas carbonatadas también son localmente transicionales
hacia fuera a través de un mineral de Zn-Pb-Ag de alta a media sulfuración, un continuo
observado en los distritos Tintic y Colquijirca (Lindgren y Loughlin, 1919; Bendezú et al. 2003,
Bendezú y Fontboté, 2009).
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FIG. 9. Ejemplos de zonificación de metales bien desarrollada centrada en depósitos de Cu
pórfido. a. Bingham, Utah, donde el depósito pórfido de Cu-Au-Mo es seguido sucesivamente
por el skarn Cu-Au, el Zn-Pb-Ag-Au sustituido por carbonato y el sedimento distal alberga
depósitos de Au, este último explotado anteriormente en Barneys Canyon y Melco (Después de
Babcock y col., 1995). segundo. Mineral Park, Arizona, donde el sistema de vetas marcado por
el noroeste, centrado en el depósito de Cu-Mo pórfido, se divide en zonas desde Cu a Pb-Zn
hasta Au-Ag (según Lang y Eastoe, 1988). do. Sepon, Laos, donde dos centros de Mo-Cu pórfido
sub-económico marcados por las existencias de vetas de cuarzo son zonificados hacia afuera a
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través de la sustitución de carbonato Cu a los depósitos de Au alojados en sedimentos sin
ninguna zona Zn-Pb-Ag intermedia (resumida de RH Sillitoe, 1999). Observe los radios grandes
(hasta 8 km) de algunos sistemas. Las escalas son diferentes.
Alteración-mineralización zonificación en pórfido Depósitos de CuLos depósitos de cobre de
pórfido muestran un patrón de zonificación de alteración-mineralización consistente, a gran
escala, que comprende, centralmente desde la parte inferior hacia arriba, varios de sodiocálcico, potásico, clorita-sericita, sericítico y argílico avanzado (Meyer y Hemley, 1967; Tabla 2,
Figuras 10, 11). La alteración clorítica y propilítica se desarrolla distalmente en niveles
superficiales y profundos, respectivamente (Fig. 10). Igualando la alteración clorito-sericita-el
nombre abreviado utilizado por Hedenquist et al. (1998) para la sericita-clorito de arcilla (SCC)
de Sillitoe y Gappe (1984) con el tipo argílico intermedio de baja temperatura de Meyer y
Hemley (1967) (por ejemplo, Hedenquist et al., 1998; 2005, Bouzari y Clark, 2006) causa
confusión y probablemente debería ser descontinuado. Phyllic (Lowell y Guilbert, 1970) y
sericitic son sinónimos.
La secuencia de zonificación alteración-mineralización afecta típicamente a varios kilómetros
cúbicos de roca (p. Ej., Lowell y Guilbert, 1970, Beane y Titley, 1981), aunque la alteración
arcillosa sericítica y particularmente avanzada está mucho menos desarrollada en los
depósitos de cobre pórfido asociados a los alcalinos Eg, Burnham, 1979).
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FIG. 10. Esquema de zonificación de alteración-mineralización generalizada para depósitos de
Cu pórfido telescópico, basado en la plantilla geológica y de tipo de depósito presentada en la
Figura 6. Obsérvese que los tipos de alteración-mineralización superficiales sobrescriben
sistemáticamente los más profundos. Los volúmenes de los diferentes tipos de alteración varían
notablemente de un depósito a otro. La alteración sericítica puede proyectarse verticalmente
hacia abajo como un anillo que separa las zonas potásica y propilítica, así como cortar la zona
potásica centralmente como se muestra. La alteración sericitica tiende a ser más abundante en
los depósitos de Cu-Mo pórfido, mientras que la alteración clorito-sericita se desarrolla
preferentemente en los depósitos de Cu-Au pórfido. La alteración-mineralización en el lithocap
es generalmente mucho más compleja que la mostrada, particularmente donde el control
estructural es primordial. Ver texto para más detalles y la Tabla 2 para detalles de alteraciónmineralización. Modificado de Sillitoe (1999b, 2000).
FIG. 11. Esquema de zonificación de alteración-mineralización generalizada para un sistema de
Cu pórfido no telescopico, enfatizando la brecha apreciable y comúnmente estéril que existe
entre el litocap y el stock de pórfido subyacente. Leyenda como en la figura 10.
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FIG. 12. Representación esquemática de la secuencia de alteración-mineralización generalizada
en los sistemas de Cu pórfido en relación con el paleosuelo y la vida útil del sistema. La
secuencia, desde potasica con propilitica en la periferia (prop) a través de clorita-sericita y
sericita a argílica avanzada, es el resultado de la acidez creciente como consecuencia de la
disminución de la temperatura de los fluidos hidrotermales. Un aumento paralelo en el estado
de sulfuración de los fluidos da lugar a cambios en el conjunto de sulfuros de la calcopirita (cp)
-bornita (bn), a través de calcopirita-pirita (py) y pirita-bornita, a pirita-enargita (en) o piritaCovellita (cv), tal como se trazó para varios depósitos de Einaudi et al. (2003). Obsérvese la
ausencia de sulfuros portadores de cobre de la zona argílica temprana, de alta temperatura
avanzada. Modificado de Sillitoe (2000).
Las asociaciones de minerales opacos especıficos son partes intrınsecas de cada tipo de
alteración (Tabla 2, Figura 12) debido al enlace directo entre el estado de sulfuración, el
control principal sobre los ensamblajes de sulfuro y el pH de la solución, un control principal
del tipo de alteración (Barton y Skinner, 1967, Meyer y Hemley, 1967, Einaudi et al., 2003, Fig.
12). El estado de sulfuración, función de S fugacidad y temperatura, cambia de bajo a
intermedio a alto cuando la temperatura disminuye (Barton y Skinner, 1967; Einaudi et al.,
2003). En general, los tipos alteración-mineralización se hacen progresivamente más jóvenes
hacia arriba (Figura 12), con el resultado de que las zonas de alteración-mineralización más
superficiales invariablemente se sobreimprimen y, al menos en parte, reconstruyen las más
profundas.
La alteración sódico-cálcica, comúnmente de magnetita (Tabla 2), es normalmente bastante
mal preservada en profundidad en algunos depósitos de Cu pórfido, comúnmente en las rocas
de pared inmediata a las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Panguna, Papua Nueva Guinea y
El Teniente, Ford, 1978, Cannell et al., 2005), una posición que puede dar lugar a confusión con
la alteración propilítica (Fig. 10). Sin embargo, también caracteriza las zonas situadas en el
centro de algunas existencias de Cu de pórfido (por ejemplo, Koloula, Islas Salomón e Isla
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Copper, Columbia Británica; Chivas, 1978; Perelló et al., 1995; Arancibia y Clark, 1996). La
alteración sódico-calcica es típicamente sulfuro y pobre en metal (excepto Fe como magnetita)
pero puede albergar mineralización en depósitos de Cu pórfido ricos en Au (por ejemplo,
Nugget Hill, Filipinas), en algunos de los cuales híbridos potásicos-calcicos (biotita actinolitaMagnetita) son también comunes (por ejemplo, Santo Tomás II, Ridgeway y Cotabambas, sur
de Perú, Sillitoe y Gappe, 1984; Wilson et al., 2003; Perelló et al., 2004a).
Grandes partes de muchos depósitos de Cu pórfido (por ejemplo, Lowell y Guilbert, 1970,
Titley, 1982), especialmente profundamente formados (por ejemplo, Butte y Rusk et al., 2004,
2008a) o ejemplos relativamente erosionados como El Abra (Ambrus, 1977). , Dean et al.,
1996) y Gaby (Gabriela Mistral), en el norte de Chile (Camus, 2001, 2003), se componen
predominantemente de alteraciones potásicas, que se clasifican marginalmente en zonas
propilíticas generalmente débilmente desarrolladas. Biotita es el mineral de alteración
predominante en intrusiones de pórfido relativamente máfico y rocas hospedadoras, mientras
que el feldespato K en rocas más félsicas, configuraciones granodioriticas a cuarzo monzonicas.
La plagioclasa sódica puede ser un mineral de alteración en ambos escenarios. Localmente, el
desprendimiento de cuarzo-K-Na-feldespato de textura destructiva sobreimprime y destruye
los conjuntos potásicos más típicos (por ejemplo, Chuquicamata, Ossandón et al., 2001). El
mineral de calcopirita ± bornita en muchos depósitos de cobre pórfido se limita en gran parte a
las zonas potásicas (cuadro 2, figura 12), con uno o más centros ricos en bornitas que
caracterizan las partes centrales más profundas de muchos depósitos. En algunos centros ricos
en bornitas, el estado de sulfuración es lo suficientemente bajo como para estabilizar la
digenita ± calcocita (Einaudi et al., 2003, Tabla 2). Los núcleos de calcopirita-bornita son
transicionales hacia afuera a los anillos calcopirita-pirita, los cuales, con el aumento de los
contenidos de sulfuro, clasifican en halos de pirita, típicamente partes de las zonas propilíticas
circundantes (Tabla 2). La pirrotita puede acompañar a la pirita donde están presentes rocas
huésped reducidas (por ejemplo, Kósaka y Wakita, 1978, Perelló et al., 2003b). La alteración
potásica afecta a las generaciones de pórfido temprano e intermineral (Fig. 7) ya muchas
brechas magmático-hidrotermales interminerales, así como volúmenes variables de rocas de
pared.
Las rocas de muros alterados por el potasio van restringidas desde las coronas restringidas
cerca de los contactos de las poblaciones de stocks o diques hasta las zonas de escala
kilométrica, como las unidades litológicas maficas mencionadas anteriormente en El Teniente,
Resolution y Oyu Tolgoi. La alteración potásica generalmente se vuelve menos intensa de las
fases de pórfido más viejas a más jóvenes, aunque las intrusiones tardías-minerales
posdatarlas y mostrar un conjunto propilítico (Fig. 7), aunque de sincronización posterior que
los halos propilíticos desarrollado periférico a zonas potásicas.
La alteración de la clorite-sericita (Tabla 2), que da lugar a rocas de color verde pálido
distintivo, está generalizada en las partes más superficiales de algunos depósitos de cobre
pórfido, particularmente en los ejemplos ricos en Au, donde sobrescribe las asociaciones
potásicas preexistentes (Figuras 10 y 11) . La alteración se caracteriza por la transformación
parcial a completa de los minerales máficos en clorita, plagioclasa a sericita y / o ilita,
magmática y cualquier magnetita hidrotérmica a hematita (martita y / o especularita), junto
con deposición de pirita Y calcopirita. Aunque los valores de Cu y / o Au de las antiguas zonas
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potásicas pueden sufrir un agotamiento durante las sobreimpresiones de clorito-sericita (por
ejemplo, Esperanza, norte de Chile, Perelló et al., 2004b), la introducción de metales también
es ampliamente reconocida (Leach, 1999; Padilla Garza et al., 2001, Harris y otros, 2005,
Masterman et al., 2005) y, en algunos depósitos, se considera que representan gran parte del
Cu contenido (por ejemplo, Cerro Colorado, norte de Chile, Bouzari y Clark, 2006). Las
alteraciones sericíticas (Cuadro 2) en pórfido Los depósitos de cobre normalmente
sobreimpresionan y destruyen total o parcialmente las agrupaciones potásicas y de cloritosericita (Figuras 10-12), aunque los halos sericíticos de vetas están zonificados hacia afuera a la
alteración clorita-sericita en lugares (Y Einaudi, 1992). El grado de sobreimpresión se aprecia
quizás mejor en algunos cuerpos de magmatichydro térmico breccia en la que aislados
agregados de magnetita se presentan como remanentes trenzados en sericitic o zonas de
cloritesericita hasta 1 km por encima de la magnetita cementada, partes de potasio (por
ejemplo, Chimborazo, norte de Chile; 8). La alteración serítica puede subdividirse en dos tipos
diferentes: una variedad temprana, poco común, de color verdoso a gris verdoso y una
variedad blanca más tardía, mucho más común y extendida. En los pocos depósitos donde se
reconoce, la alteración serítica temprana, verdosa, se localiza centralmente y alberga un
conjunto de calcopirita-bornita de bajo estado de sulfuración, que es comúnmente de grado
de mineral (por ejemplo, Chuquicamata; Ossandón et al., 2001). La alteración blanca serítica
tardía, ha variado en patrones de distribución en depósitos de Cu porfídicos. Puede ser que
constituyan zonas anulares que separen los núcleos potásicos de los halos propilíticos, como se
destaca en los modelos de Cu pórfido temprano (Jerome, 1966; Lowell y Guilbert, 1970, Rose,
1970), pero es quizás más común como reemplazos estructuralmente controlados o
aparentemente irregulares dentro de la parte superior Partes de clorito-sericita y / o zonas
potásicas (Fig. 10). La alteración serítica suele estar dominada por la pirita, lo que implica una
eliminación efectiva del Cu (± Au) presente en la antigua agrupación clorita-sericita y / o
potásica. Sin embargo, la alteración serítica también puede constituir mineral en donde el Cu
apreciable permanece con la pirita, ya sea en forma de chalcopirita o como altas asambleas de
estado de sulfuración (típicamente pirita-bornita, pirita-calcociita, pirita-covellita, piritaenargita y pirita-enargita , Tabla 2, véase Einaudi et al., 2003). El principal desarrollo de estos
conjuntos de alta sulfuración, que contienen bornita, calcocina y covelina, se limita en gran
parte a la alteración sericítica blanca que sobreimprime las existencias de vetas de cuarzo
estériles (véase más adelante). Estos conjuntos de alta sulfuración tienen comúnmente
mayores contenidos de Cu que la alteración potásica anterior, dando como resultado un
enriquecimiento de hipogénesis (Brimhall, 1979), aunque cualquier Au puede estar agotado
(por ejemplo, Wafi-Golpu, Sillitoe, 1999b). Los sulfuros portadores de cobre se presentan
típicamente como revestimientos de grano fino sobre granos de pirita diseminados, lo que
conduce a dificultades de reconocimiento en depósitos que también se sometieron a
enriquecimiento supergénico de sulfuro de Cu (por ejemplo, Chuquicamata, Ossandón et al.,
2001); De hecho, la contribución hipogénica comúnmente no se distingue de los productos de
enriquecimiento supergénico (por ejemplo, Taca Taca Bajo, Argentina, Rojas et al., 1999).
Las zonas de raíces de lithocaps argílicos avanzados, comúnmente al menos parcialmente
controladas estructuralmente, pueden sobreimprimir las partes superiores de los depósitos de
Cu pórfido, donde la alteración sericítica suele ser transicional hacia arriba a cuarzo-pirofilita
(figura 10), un ensamblaje generalizado en las profundidades, Partes de alta temperatura de
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muchos litocaps (eg, El Salvador, Gustafson y Hunt, 1975, Watanabe y Hedenquist, 2001). En
cualquier otra parte, sin embargo, la caulinita de cuarzo de baja temperatura es el ensamblaje
de sobreimpresión dominante (por ejemplo, Caspiche, norte de Chile). La alteración argílica
avanzada afecta preferentemente a las unidades litológicas con baja (por ejemplo, areniscas
de cuarzo, rocas ígneas félsicas) en lugar de altas capacidades de amortiguación de ácido
(rocas ígneas máficas).
En varias localidades, la alteración argílica avanzada en los fondos de litocaps exhibe una
textura irregular característica, comúnmente definida por los remiendos de pyrophyllite
ameboide incrustados en la roca silicified (por ejemplo, Escondida y Yanacocha, Padilla Garza
et al., 2001, Gustafson et al., 2004 ). Sin embargo, los parches también pueden comprender
alunita o caolinita, lo que sugiere que la textura puede resultar ya sea por nucleación
preferencial de cualquier mineral argílico avanzado común o incluso sobreimpresión argílica
avanzada de una textura de nucleación desarrollada durante la alteración potásica o cloritasericita de rocas fragmentales , Hugo Dummett, Khashgerel et al., 2008, y Caspiche).
La distribución vertical de los tipos de alteración-mineralización en los depósitos de cobre
pórfido depende del grado de sobreimpresión o telescoping, cuyas causas se tratan más
adelante. En los sistemas altamente telescópicos, las litocáps argílicas avanzadas inciden en las
partes superiores de las poblaciones de pórfido (Fig. 10) y sus raíces pueden penetrar hacia
abajo durante> 1 km. En tales situaciones, la alteración argílica avanzada puede ser de 1 a> 2
m.y. Más joven que la zona potásica que sobreimprime (por ejemplo, Chuquicamata y
Escondida, Ossandón et al., 2001, Padilla-Garza et al., 2004), lo que refleja el tiempo necesario
para que el telescopaje tenga lugar. Sin embargo, cuando el telescoping es limitado, los
litocaps y las existencias de pórfido alterado por potasio pueden estar separados por 0,5 a 1
km (Sillitoe, 1999b), una brecha típicamente ocupada por una alteración piritica de cloritosericita (Figura 11).
Cuando el carbonato (caliza y dolomita) en lugar de rocas ígneas o siliciclasticas alberga
depósitos de cobre pórfido, se genera exoskarn calcicp o magnesico en la proximidad de las
intrusiones de pórfido, mientras que el mármol se produce más allá del frente de skarn (Figura
10). En el caso de los protolitos calcáreos, el skarn de piroxeno grano-diopsídico anidro,
progrado y radítico forma simultáneamente con la alteración potásica de unidades litológicas
no carbonatadas, mientras que el skarn hidratado y retrógrado, que contiene habitualmente
cantidades importantes de magnetita, actinolita, epidota, clorita, esmectita, Carbonato y
sulfuros de hierro, es el equivalente de las asociaciones clorita-sericita y sericítica (Einaudi et
al., 1981, Meinert et al., 2003). Los skarns distales de Au son típicamente más reducidos (ricos
en piroxeno) que sus homólogos proximales (Fortitude, distrito de Copper Canyon, Myers y
Meinert, 1991, Fig. 10). Un conjunto cuarzo-pirita reemplaza cualquier roca carbonatada
incorporada en litocaps argílico avanzado (por ejemplo, Bisbee, Arizona, Einaudi, 1982).
Endoskarn tiende a ser volumetricamente menor (Beane y Titley, 1981; Meinert et al., 2005).
Los depósitos de sustitución de carbonato de sulfuro masivo son normalmente envueltos por
mármol. Cualquier mineralización de Au sedimentada en las márgenes del pórfido de roca
carbonatada Los sistemas de Cu se forman cuando la permeabilidad de las rocas se mejora
mediante la descalcificación (figura 10), incluyendo el lijado de la dolomita, pero también
ocluida localmente por la formación de jaspero Y Distritos de Sepon, Babcock et al., 1995,
Smith et al., 2005, Fig. 9a, d).
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Relaciones de Porphyry Cu veinlet
La secuencia de vetas en los depósitos de Cu pórfido, elaborada por Gustafson y Hunt (1975)
en El Salvador y ampliamente estudiada desde (por ejemplo, Hunt et al., 1983, Dilles y Einaudi,
1992, Gustavo y Quiroga, 1995, Redmond et al. , 2001, Pollard y Taylor, 2002, Cannell et al.,
2005, Masterman et al., 2005), es altamente distintivo. De una manera general, las vetas
pueden subdividirse en tres grupos (Tabla 2, Fig. 13): (1) vetas tempranas, libres de cuarzo y
sulfuros que contienen uno o más de actinolita, magnetita (tipo M) Biotita (tipo EB) y Kfeldespato, y típicamente carecen de vetas de alteración; (2) vetas dominados por cuarzo
granulados sulfurosos, con orillas de alteración estrechas o no fácilmente reconocibles (tipos A
y B); Y (3) venas y vetas de cuarzo-sulfuro tardías, cristalinas, con prominentes vetas de
alteración feldespáticas (incluyendo el tipo D). Las vetas de los grupos 1 y 2 se emplazan
principalmente durante la alteración potásica, mientras que el grupo 3 acompaña las
sobreimpresiones de clorito-sericita, sericítica y profundamente argílico avanzado. Las vetas de
feldespato-biotita de cuarzo-sericita estrechas, minéralogicamente complejas-K, con halos de
escala centimétrica definidos por los mismos minerales (± andalusita ± corindón) junto con
calcopirita ± bornita abundante y finamente diseminada, caracterizan la transición del grupo 1
a 2 vetas en unos pocos depósitos, Aunque pueden haber sido confundidos en otra parte con
las vetas del tipo D debido a sus llamativos halos; Se denominan veinales de halo oscuro
micáceo (EDM) en Butte (Meyer, 1965; Brimhall, 1977; Rusk et al., 2008a) y Bingham
(Redmond et al., 2004) y las veinales de tipo 4 (T4) en Los Pelambres (Atkinson et al., 1996,
Perelló et al., 2007). El Grupo 3 también incluye venas de chalcociita maciza de calcopirita
masiva conomicamente importantes en el Grasberg de alto grado (Hugo Dummett (Khashgerel
et al., 2008) ), Y depósitos de resolución, así como en otros lugares.
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FIG. 13. Cronología esquemática de las secuencias de vetas típicas en a. Depósitos de Cu-Mo
pórfido y b. Pórfido Cu-Au depósitos asociados con calc-alcalino intrusiones. Deposito de
porfido de Cu-Au depositados por intrusiones alcalinas son típicamente pobres en vetas (Barr et
al., 1976, Lang et al., 1995, Sillitoe, 2000, 2002). La alteración del fondo entre las vetas es
principalmente potásica, que es probable que contenga más feldespato-K en el material rico en
Mo que en el pórfido de Au. Obsérvese la ausencia común de vetas de tipo B y D de las
existencias de Cu de pórfido en Au y de las vetas de M-, magnetitas que contienen A- y ricas en
clorito de las existencias de Cu de pórfido rico en Mo. La nomenclatura de Veinlet sigue a
Gustafson y Hunt (1975, tipos A, B y D) y Arancibia y Clark (1996, tipo M).
Muchos depósitos de Cu de pórfido muestran secuencias de vetas simples que cumplen con las
generalizaciones resumidas anteriormente y en la Figura 13 y la Tabla 2, pero repeticiones de
vetas de grupo 1 y 2, por ejemplo, biotita temprana, halo EDM y tipos A cortados por números
menores de posteriores de halo EDM y A tipos (por ejemplo, Bingham, Redmond et al., 2001),
se producen cuando los intervalos de tiempo entre las fases de pórfido son suficientemente
grandes, Sin embargo, las veinillas del grupo 2 y 3 sólo se repiten poco frecuentemente. Las
complicaciones adicionales son ampliamente introducidas por la reapertura repetitiva de las
venas durante los sucesivos eventos venosos. Gran parte del metal en muchos depósitos de Cu
pórfido está contenido en las vetas de grupo 2 dominadas por cuarzo y como granos
diseminados en las rocas alteradas potásicas intermedias, aunque algunas de las vetas de
cuarzo sulfuro tardías del grupo 3 y sus rocas de pared también pueden Ser contribuyentes
importantes. Independientemente de si los minerales sulfurosos portadores de cobre son coprecipitados con cuarzo de vena o, como suele ser el caso, introducidos parageneticamente de
forma posterior (p. Ej., Redmond et al., 2001, 2004), existe una correlación particularmente
fuerte entre la intensidad del vena de cuarzo y Metal en muchos depósitos de Cu pórfido,
particularmente en ejemplos ricos de Au (Sillitoe, 2000). Sin embargo, los depósitos pórfidos
de Cu-Au asociados con las rocas alcalinas, particularmente los de la Columbia Británica, están
en gran parte desprovistos de vetas (Barr et al., 1976). Una vez formadas, las vetas portadoras
de cuarzo son características permanentes que no se borran durante la posterior
sobreimpresión de alteración, aunque su contenido de metal puede ser eliminado total o
parcialmente (véase más arriba). Por lo tanto, el reconocimiento de A-Y veteles de tipo B en
zonas seríticas o avanzadas argílicas testifica sin ambigüedad la presencia anterior de
alteración potásica.
Las vetas de tipo A van desde las existencias hasta las matrices subparalelas, las cuales son
particularmente comunes en depósitos de pórfido ricos en Au (Sillitoe, 2000). Pocas o ninguna,
las existencias son verdaderamente multidireccionales y una o más orientaciones preferidas de
las vetas son la norma. Estos pueden reflejar patrones tectónicos a escala de distrito (por
ejemplo, Heidrick y Titley, 1982; Lindsay et al., 1995) o, donde predominan los sistemas
concéntricos y radiales, control por ascenso y / o retirada de magma en las cámaras parental
subyacentes Teniente, Cannell et al., 2005).
*EDM = Early Dark Micaceous = Micáceo oscuro temprano
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Las existencias de vetas de cuarzo son más intensas en y alrededor de las primeras intrusiones
de pórfido, donde pueden constituir hasta 90 a 100 por ciento de la roca (por ejemplo, Ok Tedi
y Hugo Dummett, Rush y Seegers, 1990, Khashgeral et al., 2006 ) Y se extinguen gradualmente
lateralmente en las rocas de la pared (por ejemplo, Sierrita-Esperanza, Arizona, Titley et al.,
1986) y hacia abajo (por ejemplo, El Salvador, Gustafson y Quiroga, 1995); Sin embargo,
tienden a tener límites superiores más claros, a unas pocas decenas de metros por encima de
los ápices de las intrusiones de pórfido, en los pocos depósitos donde se dispone de datos
relevantes (por ejemplo, Guinaoang, Wafi-Golpu y Hugo Dummett, Sillitoe y Angeles , 1985,
Sillitoe, 1999b, Khashgeral et al., 2006). Las vetas de cuarzo cortan comúnmente el exoskarn
progrado proximal (Einaudi, 1982), pero no se extienden hacia los tipos de mineral de roca
carbonatada más distal. Localmente, se observan vetas tempranas de tipo A que muestran
centros aplíticos o transiciones a lo largo de la hendidura a aplitos y / o aplitos de pórfido
(diques de vena) (por ejemplo, Gustafson y Hunt, 1975, Lickfold et al., 2003 , Rusk et al.,
2008a). Las primeras vetas del tipo A pueden ser sinuosas y tener márgenes no coincidentes,
características atribuidas a la formación bajo condiciones dúctiles generales de alta
temperatura, mientras que las vetas posteriores son más planas.
Gran parte del Mo en muchos depósitos de Cu-Mo pórfido se produce en las veinetas de tipo
B, en marcado contraste con la dominancia de Cu de las generaciones de tipo A, pero las
viandas de tipo D también pueden contener cantidades apreciables de molibdenita en algunos
depósitos. Las vetas de tipo B están típicamente ausentes de depósitos de Cu de pórfido
Mopoor ricos en Au (figura 13b). Las vetas de tipo D, mucho más abundantes en los depósitos
pórfidos Cu-Mo que Cu-Au (Figura 13a), también pueden ocurrir como enjambres controlados
estructuralmente (por ejemplo, El Abra y Dean et al., 1996), característica particularmente
evidente En el caso de las vetas de sulfuro masivas de la etapa tardia, de envergadura y de
escala tardía, que abarcan las partes superiores de los depósitos de cobre pórfido y las partes
inferiores de los litocaps superpuestos (figura 6).
Las vetas de magnetita ± actinolita (tipo M) y de cuarzo-magnetita (Atype) son mucho menos
comunes en los depósitos de Cu pórfido ricos en Au (figura 13), esta última tipificada por
contenidos de magnetita hidrotérmica particularmente elevados, alcanzando normalmente 5 a
10 por ciento en volumen (Sillitoe, 1979, 2000, MacDonald y Arnold, 1994, Proffett, 2003). Las
vetas dominantes en la mayoría de los depósitos de pórfido de Au, tal como se documenta en
el cinturón de Maricunga, están marcadamente anilladas y comprenden capas de cuarzo
translúcido y gris oscuro (Vila y Sillitoe, 1991), cuyo color comúnmente causado por el vapor
abundante - ricas en inclusiones fluidas (Muntean y Einaudi, 2000). Estas vetas anilladas se
atribuyen a la superficialidad de la formación de Au pórfido (<1 km, Vila y Sillitoe, 1991,
Muntean y Einaudi, 2000).
La anhidrita y la turmalina son prominentes minerales de vetas, brechas y alteraciones en
muchos depósitos de Cu de pórfido (Tabla 2), incluyendo skarns asociados. La anhidrita, que
alcanza del 5 al 15 por ciento de los volúmenes de roca, se produce en pequeñas cantidades en
la mayoría de los tipos de vetaes del grupo 2 y 3, así como en forma de granos diseminados en
las rocas alteradas intermedias, pero comúnmente también constituyen vetas casi
monominerales. La ausencia de anhidrita a profundidades de varios cientos de metros bajo la
superficie de la corriente en muchos sistemas de Cu pórfido se debe normalmente a la
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disolución supergena (véase Sillitoe, 2005). La turmalina puede presentarse en pequeñas
cantidades en varios tipos de vetas, incluso las que se formaron tempranamente en las
historias de depósitos (por ejemplo, las vetas T4 en Los Pelambres, Perelló et al., 2007), pero
es más abundante con cuarzo y / o pirita en el tipo D Las generaciones de vena y todas las
brechas magmático-hidrotermales asociadas afectadas por alteración serítica (Fig. 8).
Litocaps argílico avanzado
Las partes superiores de los sistemas de Cu pórfido, principalmente a niveles menos profundos
que sus intrusiones de pórfido, se caracterizan por litocaps: zonas controladas por litología de
alteración argilosa avanzada penetrante con componentes estructuralmente controlados,
incluyendo sus zonas subverticales de raíz (Figuras 4, 6, 2, Sillitoe, 1995a). Los lithocaps
originales tienen extensiones areal de varios a> 10 y, localmente, hasta 100 km2 y espesores
de> 1 km, y por lo tanto son mucho más extensos que los depósitos de Cu porfídicos
subyacentes. De hecho, dos o más depósitos de Cu pórfido pueden estar subyacentes a
algunos grandes litocápses coalescados (Figura 4), los cuales, como se señaló anteriormente,
pueden haberse formado progresivamente durante períodos de hasta varios millones de años
(por ejemplo, Yanacocha, Gustafson et al., 2004 Longo y Teal, 2005).
La mayoría de los litocaps observados son sólo restos erosivos que pueden cubrir total o
parcialmente los depósitos de Cu de pórfido (por ejemplo, Wafi-Golpu, Sillitoe, 1999b) o que
se producen junto a ellos y, por lo tanto, por encima de la roca propilítica (Nevados del
Famatina, Argentina, , Batu Hijau y Rosia Poieni, Rumania, Lozada-Calderón y McPhail, 1996.
Clode et al., 1999, Milu et al., 2004, Figuras 6, 10). Muchas litocaps se dividen en zonas
verticales, desde la cuarzo-pirofilita previamente descrita hasta la predominante cuarzoalunita y cuarzo residual-el residuo de lixiviación de base extrema (Stoffregen, 1987) con una
apariencia vuggy (cavernoza) que refleja la textura original de la roca a niveles menos
profundos donde El líquido causante fue más frío y, por lo tanto, más ácido (Giggenbach, 1997,
Fig. 10). Las raíces de litocaps también pueden contener especies de temperatura
relativamente alta, andalusita y corindón (> ~ 370ºC, Hemley et al., 1980), como
acompañamiento a pirofilita y / o muscovita (por ejemplo, Cabang Kiri, Indonesia, El Salvador y
Cerro Colorado, Lowder y Dow, 1978, Watanabe y Hedenquist, 2001, Bouzari y Clark, 2006).
Donde los fluidos que causan la alteración argílica avanzada son ricos en F, topacio, zunite y
fluorita son minerales de litocap (por ejemplo, Hugo Dummett, Perelló et al., 2001, Khashgerel
y otros, 2006, 2008 y Resolución). El mineral borosilicato principal en litocaps es dumortierite
en lugar de turmalina. Los componentes más estructuralmente y litológicamente confinados
de los litocaps, llamados salientes en lugar de vetas porque son principalmente los productos
de reemplazo de roca en lugar de relleno incremental de espacio abierto, muestran una zona
de alteración bien desarrollada (por ejemplo Steven y Ratté, 1960; Stoffregen, 1987; ), Con
núcleos de vuggy, cuarzo residual y silicificación asociada bordeada hacia afuera (y hacia abajo)
por bandas consecutivas de cuarzo-alunita, cuarzo-pirofilita / dickita / caolinita (pirofilita y
dickita a niveles más cálidos y profundos) y clorita-illite/esmectita.
Aunque todas estas zonas de alteración son piríticas, las agrupaciones de alto estado de
sulfuración (comúnmente pirita-enargita y pirita-covellita, Tabla 2, Fig. 12) tienden a quedar
confinadas al vuggy, Cuarzo residual y roca silicificada, esta última normalmente mejor
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mineralizada donde hay brechas freáticas (ver arriba). Aparte de las venas de sulfuro masivas,
comúnmente enargitas, y los cuerpos de reemplazo en las partes más profundas de algunos
litocaps (véase más arriba), las venas y vetas generalmente están poco desarrolladas, con gran
parte de la pirita y sulfuros asociados en forma diseminada. El relleno en espacios abiertos es
también poco frecuente, excepto en brechas freáticas y venas inusuales aisladas (por ejemplo,
la vena de alanita-pirita-famatinita de La Mejicana en Nevados del Famatina, Lozada-Calderón
y McPhail, 1996). La barita y el S nativo son componentes comunes de última etapa de muchas
cornisas.
Estas zonas avanzadas de alteración argílica se extienden hacia arriba a los sitios de las tablas
de paleowater, que pueden definirse si se encuentran presentes acuíferos adecuados (por
ejemplo, rocas volcánicas fragmentarias), por cuerpos tabulares de silicuración opalina o
calcedónica masiva hasta 10 m grueso; La baja cristalinidad es causada por la temperatura baja
(~ 100ºC) de deposición de sílice. Las zonas vadosas superpuestas están marcadas por una
alteración fácilmente reconocible, calentada por vapor, rica en cristobalita, alunita y caolinita
de grano fino pulverulento (Sillitoe, 1993, 1999b, Fig. 10).
Zonificación de metales
La zonificación de metales en los sistemas de Cu pórfido está bien documentada,
particularmente a niveles más profundos de pórfido de Cu (por ejemplo, Jerome, 1966; Titley,
1993). Allí, Cu ± Mo ± Au caracterizan los núcleos potásico, clorito-sericita y serítico de los
sistemas. Sin embargo, en los depósitos de Cu de pórfido rico en Au, el Au, como pequeños
granos (<20 μm) de alto contenido de metal nativo fino (> 900) y en solución sólida en bornita
y, en menor grado, calcopirita (Arif y Baker , 2002), y Cu se introducen juntos como
componentes de zonas potásicas localizadas centralmente; Por lo tanto, los dos metales
normalmente se correlacionan estrechamente (Sillitoe, 2000, Ulrich y Heinrich, 2001, Perelló
et al., 2004b). Los grados de oro pueden ser hasta un 50 por ciento más altos en conjuntos
potásicos ricos en bornitas que los chalcopíricos, lo que se ha explicado por la observación
experimental de que la solución sólida de bornita es capaz de soportar hasta un orden de
magnitud más Au que la solución intermedia sólida , Los precursores a alta temperatura de
bornita y calcopirita, respectivamente (Simon et al., 2000, Kesler et al., 2002).
Los granos de Au en algunos depósitos contienen cantidades menores de minerales de PGE,
particularmente telururos de Pd (Tarkian y Stribrny, 1999). Por el contrario, Cu y Mo se
correlacionan menos bien, con la separación espacial de los dos metales comúnmente
resultantes del momento diferente de su introducción (por ejemplo, Los Pelambres y Atkinson
et al., 1996). En muchos depósitos de Cu pórfido ricos en Au, tiende a concentrarse como
anillos externos que se superponen parcialmente con los núcleos Cu-Au (Saindak, Pakistán,
Cabang Kiri, Batu Hijau, Bajo de la Alumbrera y Esperanza, Sillitoe y Khan, 1977 Lowder y Dow,
1978, Ulrich y Heinrich, 2001, Garwin, 2002, Proffett, 2003, Perelló et al., 2004b). Los
depósitos de Cu-Au-Mo de Bingham, Island Copper y Agua Rica, Argentina, son excepciones a
esta generalización debido a sus zonas profundas de molibdenita central (John, 1978; Perelló
et al., 1995, 1998).
*PGE (Elementos del Grupo del Platino)
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Los núcleos de Cu ± Mo ± Au típicamente tienen halos de escala kilométrica definidos por
valores anómalos de Zn, Pb y Ag que reflejan condiciones hidrotermales de temperatura más
baja (Fig. 9a, b). En algunos sistemas, Mn (± Ag) también se enriquece marcadamente en las
partes más exteriores de los halos (por ejemplo, Butte, Meyer et al., 1968). Estos halos de ZnPb-Ag ± Mn comúnmente coinciden espacialmente con zonas de alteración propilítica, pero se
definen invariablemente mejor en el ambiente distal de skarn (por ejemplo, Meinert et al.,
2005), más allá del cual Au-As ± Se pueden desarrollar zonas Sb (por ejemplo, distritos de
Bingham y Sepon, Babcock et al., 1995, Cunningham et al., 2004, Smith et al., 2005, figura 9a,
c). Las vetas periféricas que cortan halos propilíticos también pueden ser ricas en Au, y en
Mineral Park es evidente una zonificación externa de Pb-Zn a Au-Ag (Eidel et al., 1968, Lang y
Eastoe, 1988, Figura 9b). Sin embargo, en algunos depósitos de Cu pórfido, estos metales halo,
en particular Zn, se producen como matrices de vetas tardías sobreimpresoras de los núcleos
dominados por Cu más que periféricamente (por ejemplo, Chuquicamata; Ossandón et al.,
2001).
En un sentido general, el patrón de zonificación a gran escala desarrollado en las partes más
profundas de los sistemas de Cu de pórfido persiste en el entorno litocap superpuesto donde
cualquier Cu y Au (± Ag) se producen comúnmente por encima de los depósitos de Cu pórfido
subyacentes, especialmente cuando el control estructural es frecuente. La principal diferencia
geoquímica entre las zonas de Cu-Au en los depósitos de cobre pórfido y las de los litocaps
superpuestos son los contenidos elevados de As (± Sb), consecuencia de la abundancia de los
sulfos de Cu en los últimos. Sin embargo, la mineralización de litocap también contiene
cantidades mayores de Bi, W, Sn y / o Te (eg, Einaudi, 1982) así como Mo apreciable. Las
relaciones Cu / Au de mineralización de alta sulfuración alojada en litocap tienden a disminuir
hacia arriba, con el resultado de que la mayoría de los depósitos mayores de sulfuración de Au
(± Ag) ocurren en las partes superficiales de litocaps, comúnmente, pero no siempre, con sus
cimas (como picks) inmediatamente por debajo de las posiciones anteriores de la tabla
paleowater (Sillitoe, 1999b). Sin embargo, la lixiviación supergénica comúnmente enmascara el
patrón de distribución original de Cu. Cualquier mineralización de metales preciosos de
sulfuración intermedia desarrollada junto con los litocaps contiene contenidos mucho más
altos de Zn, Pb, Ag y Mn que los cuerpos de mineral de alta sulfuración, de acuerdo con la
situación descrita anteriormente a partir del nivel de Cu pórfido. Las zonas de nivel superficial,
calentadas con vapor y paleolatinas están típicamente desprovistas de metales preciosos y
básicos, y As y Sb, a menos que se apliquen telescoping a la mineralización subyacente como
resultado del descenso de la tabla acuosa, pero comúnmente tienen un contenido elevado de
Hg (por ejemplo, Pascua-Lama, Chouinard et al., 2005).
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Modelo Genético
Producción de magma y fluidos
Los sistemas de Cu del pórfido generalmente se extienden a lo largo de los 4 km más o menos
de la corteza (Singer et al., 2008, Figuras 6, 10), con sus poblaciones situadas centralmente
conectadas hacia abajo a las cámaras de magma parental a profundidades de quizás de 5 a 15
km Cloos, 2001, Richards, 2005, Fig. 4). Las cámaras parentales, que tienden a localizarse en
sitios de flotabilidad neutra (Cloos, 2001; Richards, 2005), son las fuentes tanto de magmas
como de fluidos metalíferos de alta temperatura y alta presión a lo largo del desarrollo del
sistema.
Las observaciones de campo y los cálculos teóricos sugieren que las cámaras parentales con
volúmenes del orden de 50 km3 pueden ser capaces de liberar suficiente líquido para formar
depósitos de cobre pórfido, pero se necesitan cámaras de al menos un orden de magnitud
mayor para producir sistemas gigantes, O alineaciones (Dilles, 1987, Cline y Bodnar, 1991,
Shinohara y Hedenquist, 1997, Cloos, 2001, Cathles y Shannon, 2007). La fase acuosa cargada
con metal se libera de las cámaras parentales de refrigeración y fraccionamiento durante la
convección del magma de sistema abierto, así como la posterior cristalización de magma
estancada (Shinohara y Hedenquist, 1997). La convección proporciona un mecanismo eficiente
para el suministro de copiosas cantidades de la fase acuosa, en forma de magma rico en
burbujas, desde todas las cámaras parentales hasta las partes basales de las poblaciones de
pórfido o de enjambres de dique (Candela, 1991; Shinohara et al., 1995). , Cloos, 2001,
Richards, 2005). En la mayoría de los sistemas, cualquier volcanismo cesa antes de que se inicie
la formación del sistema de Cu pórfido, aunque la actividad eruptiva relativamente pequeña,
tal como el emplazamiento de la cúpula, puede intercalarse o acompañar quizá al ascenso de
la fase acuosa magmática (por ejemplo, Bingham y Yanacocha; Keith, 1997, Longo y Teal,
2005).
Las reservas de pórfido de poca profundidad no generan la mayor parte del volumen de fluido
magmático, sino que simplemente actúan como "válvulas de escape", conductos para su
transmisión ascendente desde las cámaras parentales, tal vez a través de cúpulas en sus
techos. Este escenario implica un ascenso de magma y fluido episódico pero enfocado durante
tanto tiempo como ~ 5 m.y. En el caso de los sistemas de Cu de pórfido de larga vida, mientras
que en otros lugares los lugares de actividad intrusiva e hidrotérmica emigran, ya sea
sistemática o aleatoriamente, para dar lugar al pórfido Cu y los aglomerados epitermales de Au
y los alineamientos discutidos anteriormente.
Los magmas parentales necesitan ser ricos en agua (> 4% en peso) y oxidados para maximizar
los contenidos metálicos de la fase acuosa resultante (Burnham y Ohmoto, 1980, Candela y
Holland, 1986, Dilles, 1987, Cline y Bodnar, Candela, 1992, Candela y Piccoli, 2005, Richards,
2005). Los altos contenidos de agua hacen que los magmas se saturen con la fase acuosa, en la
que los metales minerales pueden dividirse eficientemente; Y el alto estado de oxidación
suprime el sulfuro magmático, tal como la pirrotita, precipitación, un proceso que puede
causar secuestro de metales antes de que puedan dividirse en la fase acuosa. Sin embargo, la
reabsorción de cualquier sulfuro fundido durante el ascenso de fluidos magmáticos oxidados
podría hacer una contribución importante a los presupuestos de metales (Keith et al., 1997).
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Los magmas son también excepcionalmente ricos en S, como se enfatiza en el reconocimiento
de la anhidrita como un mineral magmático en algunas poblaciones de pórfido (Lickfold et al.,
2003, Audétat et al., 2004, Chambefort et al., 2008, Chambefort et al., 2008 ). La adición de
fusión máfica a las cámaras parentales podría ser un medio eficaz para aumentar los
presupuestos de S y de metal (Keith et al., 1997, Hattori y Keith, 2001, Maughan et al, 2002,
Halter et al., 2005, Zajacz y Halter , 2009).
La mineralización de Porfiro Cu en las zonas de alteración potásica profundamente formadas
(hasta 9 km) en Butte y en otros lugares tuvo lugar directamente a partir de un líquido acuoso
de salinidad monofásica, relativamente baja (2-10% en peso de NaCl equiv) (Rusk et al. 2004,
2008a); Tal fase puede contener varios miles de ppm a varios por ciento de metales básicos y
varios ppm de Au, basados en observaciones termodinámicas (Heinrich, 2005) y analíticas
(Audétat et al., 2008). Sin embargo, a las profundidades más superficiales típicas de la mayoría
de los depósitos (<~ 4 km), la mineralización es introducida por un líquido bifásico, que
comprende una pequeña fracción de líquido hipersalino (salmuera) y un volumen mucho
mayor de vapor de baja densidad (Fournier, 1999). (Shinohara, 1994) o, más típicamente,
como el líquido monofásico descomprime, enfría e intersecta su solvus (por ejemplo, Henley y
McNabb, 1978, Burnham, 1979, Cline y Bodnar , 1991, Webster, 1992, Bodnar, 1995, Cline,
1995). La coexistencia de líquido hipersalino inmiscible y vapor se ha demostrado de manera
omnipresente en numerosos estudios de inclusión de fluidos (Roedder, 1984), que también
muestran que la fase líquida se enriquece en cloruros de Na, K y Fe, dando lugar a salinidades
de 35 a 70% NaCl equiv (p. Ej., Roedder, 1971, Nash, 1976; Eastoe, 1978; Bodnar, 1995),
mientras que la fase de vapor contiene especies volátiles ácidas, preeminentemente SO2, H2S,
CO2, HCl y cualquier HF (por ejemplo Giggenbach 1992, 1997). El microanálisis de inclusión de
fluidos y los estudios experimentales revelan que, durante la separación de fases, las suites de
elementos específicos fraccionan selectivamente entre el vapor y el líquido hipersalino. En
muchos casos, el vapor puede contener una cantidad apreciable de Cu, Au, Ag y S, más gran
parte de As, Sb, Te y B, mientras que Fe, Zn, Pb, Mn, y posiblemente Mo preferentemente se
dividen en el (Heinrich et al., 1999, Heinrich, 2005, Pokrovski et al, 2005, 2008, 2009, WilliamsJones y Heinrich, 2005, Simon et al., 2007, Audétat et al., 2008, Nagaseki y Hayashi , 2008,
Wilkinson et al., 2008, Pudack et al., 2009, Seo et al., 2009).
El transporte de Cu y probablemente también de Au durante décadas se asumió tácitamente
que estaba en forma de complejos de cloruro en la fase líquida hipersalina (por ejemplo,
Holland, 1972, Burnham, 1967, Burnham y Ohmoto, 1980, Candela y Holland, 1986) , Pero el
trabajo experimental reciente y el análisis de inclusión de fluidos S muestran que los volatiles
ligados de S (H2S ± SO2) en la fase de vapor también pueden actuar como agentes principales
de transporte de Cu y Au (Nagaseki y Hayashi, 2008; Pokrovski et al., 2008, 2009, Seo et al.,
2009, Zajacz y Halter, 2009). En contraste, Mo puede ser transportado como diferentes,
posiblemente complejos de oxocloruro en la fase líquida hipersalina (Ulrich y Mavrogenes,
2008).
La ortodoxia actual sostiene que la alteración sódica-cálcica temprana observada en algunos
depósitos de Cu pórfido es un producto de la salmuera entrante proveniente de secuencias de
roca huésped (Carten, 1986; Dilles et al., 1995; Seedorff et al. , 2005, 2008), en consonancia
con las predicciones teóricas para fluidos siguiendo caminos de calentamiento bajo
condiciones de silicato-roca-amortiguada (por ejemplo, Giggenbach, 1984, 1997). Los estudios
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con isótopos leves estables de alteración sódico-cálcica en el distrito de Yerington apoyan la
participación de salmueras derivadas externamente de la secuencia sedimentaria del huésped
(Dilles et al., 1992, 1995), aunque la alteración albita-actinolita es magnetita destructiva
(Carten, 1986). , Dilles et al., 1995). En otros casos, sin embargo, existe evidencia de un origen
de los líquidos magmáticos hipersalinos, debido a que la escasez de mineralización de sulfuro
contenida se debe a temperaturas excesivamente altas y fugas de oxígeno y la consiguiente
deficiencia de S (John, 1989; Clark y Arancibia, 1995 Lang et al., 1995). Una fuente magmática
ciertamente sería favorecida cuando las zonas sodicas-calcicas son de metal (ver arriba).
A medida que los sistemas de Cu de pórfido se enfrían a través del rango de temperaturas de
700 a 550 ° C, el líquido monofásico o, más comúnmente, el líquido y vapor hipersalino
coexistentes inician la alteración potásica y tal vez la primera precipitación de metal en y
alrededor de las primeras intrusiones de pórfido (Eastoe, 1978, Bodnar, 1995, Frei, 1995,
Ulrich et al., 2001). Sin embargo, en muchos depósitos de Cu de pórfido, se trata de un
enfriamiento fluido en el rango de ~ 550º a 350 ° C, asistido por la interacción fluido-roca, que
es en gran parte responsable de la precipitación del Cu, en conjuntos de sulfuro de Cu-Fe de
bajo sulfuración, Más cualquier Au (por ejemplo, Ulrich et al., 2001, Redmond et al., 2004,
Landtwing et al., 2005, Klemm et al., 2007, Rusk et al., 2008a). Además, la descompresión
hacia arriba y la expansión de la fase de vapor causan la disminución rápida de la solubilidad
de los metales transportados por vapor (Williams-Jones et al., 2002), como lo confirman sus
contenidos muy bajos en fumarolas de alta temperatura pero atmosféricas (Hedenquist,
1995). Esta disminución en la solubilidad conduce a la precipitación al por mayor de los
sulfuros de Cu-Fe junto con Au, lo que podría representar potencialmente la formación poco
profunda (Cox y Singer, 1992; Sillitoe, 2000) de depósitos de cobre pórfido Au-ricos (WilliamsJones y Heinrich, 2005). Los diferentes complejos de Mo (véase más arriba), probablemente
asistidos por el aumento progresivo de la relación Mo / Cu en la masa residual residual a
medida que progresa la cristalización (Candela y Holland, 1986), precipita gran parte de la
molibdenita no sólo después sino también Separada espacialmente de la mayor parte del Cu ±
Au (véase más arriba).
La alteración potásica y la deposición de metal asociada se inician bajo condiciones casi
litostáticas e implican una fractura hidráulica extensa de la roca dúctil a altas tasas de
deformación (Fournier, 1999) para generar el veteado stockwork (red filoniana, masa irregular
de filones que se entrecruzan) penetrante (Burnham, 1979): un proceso que puede dar lugar a
Grandes aumentos en el volumen de rocas (Cathles y Shannon, 2007). El líquido monofásico, el
mineralizador en los depósitos de Cu pórfido profundamente formado, puede generar las
vetas de halo de EDM relativamente poco comunes (Rusk et al.2008a; Proffett, 2009), mientras
que el fluido bifásico produce las vetas de cuarzo de tipo A y B más comunes (por ejemplo,
Roedder, 1984, y sus referencias).
* stockwork :red filoniana, masa irregular de filones que se entrecruzan
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La aparición local de diques de vena (véase más arriba), así como el reconocimiento de la
coexistencia de la fusión y las inclusiones fluidas acuosas en vetas de cuarzo temprano (Harris
et al., 2003), confirma que el magma y el fluido mineralizante comúnmente coexisten, Por lo
general se separan. Las vetas de stockwork controlan y enfocan continuamente el ascenso del
fluido, con disolución parcial del cuarzo durante el enfriamiento a través de su campo de
solubilidad retrógrada (<~ 550-400 ° C a presiones <900 b; Fournier, 1999) mejorando la
permeabilidad del cuarzo de tipo A Veinales durante al menos parte de la precipitación de
sulfuro de Cu-Fe (Rusk y Reed, 2002; Redmond et al., 2004; Landtwing et al., 2005); La falla sinmineral y la fractura pueden desempeñar un papel similar. Los núcleos venosos de cuarzo de
las zonas potásicas permanecen estériles cuando las temperaturas son demasiado altas para
permitir el apreciable sulfuro de Cu-Fe y la deposición de Au asociada, dando potencialmente
lugar a las zonas de mineral en forma de campana y tapa descritas anteriormente (por
ejemplo, Bingham, Resolution y Batu Hijau, Babcock et al., 1995, Ballantyne et al., 2003,
Setyandhaka et al., 2008). Las presiones de los fluidos pueden fluctuar de litostático a
hidrostático durante la formación de Cu pórfido (por ejemplo, Ulrich et al., 2001), como
resultado tanto de la propagación y sellado repetitivo de la fractura como de las reducciones
de la presión confinante consecutivas a la degradación superficial. Estas variaciones de presión
pueden inducir cambios en las fases fluidas presentes y la remobilización consiguiente, así
como la precipitación de metales (por ejemplo, Klemm et al., 2007; Rusk et al., 2008a). La
brecha magmática-hidrotérmica puede ser desencadenada por la liberación repentina de
sobrepresiones de fluidos causadas por la falla del techo sobre grandes burbujas de vapor
expansivas (Norton y Cathles, 1973; Burnham, 1985), particularmente cerca de la transición
dúctil-frágil (Fournier, 1999).
Durante el evento de alteración potásica prolongado que afecta a los pórfidos tempranos e
interminerales y sus rocas de pared inmediatas, el agua externa calentada, en gran parte
meteórica pero posiblemente conteniendo un componente connato (por ejemplo, Bingham y
Bowman et al., 1987), genera el periférico Propilítica, principalmente por las reacciones de
hidratación de temperatura moderada (Meyer y Hemley, 1967). La circulación convectiva del
agua externa tiene lugar cuando las permeabilidades de roca son adecuadas (Fig. 14): un
proceso que actúa como un potente mecanismo de enfriamiento para sistemas de Cu pórfido
(Cathles, 1977), particularmente después de que las intrusiones parentales se hayan
cristalizado y ya no exsolve el fluido magmático. El vapor voluminoso se separa fácilmente del
líquido hipersalino coexistente y, debido a su menor densidad, asciende flotante en la columna
de roca de 1 a 2 km de espesor por encima de las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Henley y
McNabb, 1978, Hedenquist et al. 1998, figura 14). La desproporción progresiva del SO2
contenido (a H2SO4 y H2S) una vez que HCl (más cualquier HF) se condensa en agua
subterránea (Giggenbach, 1992, Rye, 1993) genera el fluido de pH extremadamente bajo
responsable de los altos grados de lixiviación de base involucrados en Formación avanzada de
litocap argílico (por ejemplo, Meyer y Hemley, 1967).
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Fig. 14. Hojas esquemáticas de tiempo a través del sistema de Cu pórfido telescópico ilustrado
en las Figuras 6 y 10 para mostrar la evolución de los principales tipos de mineralización de
fluidos magmaticos y alteraciones en conjunción con solidificación progresiva del magma
descendente, enfriamiento y degradación de la paleosurface. En la fase inicial (lado izquierdo),
el magma está presente en la parte superior de la cámara parental, un líquido monofásico de
baja a moderada salinidad sale del magma y sufre separación de fases durante el ascenso para
generar líquido y vapor hipersalino inmiscibles que Generan alteración potásica más contenía
baja mineralización de pórfido Cu _ {\ alpha} de pórfido de estado. El vapor de baja presión que
se escapa hacia arriba que no alcanza la paleosuperficie como fumarolas de alta temperatura
(por ejemplo Hedenquist, 1995, Hedenquist et al., 1993) forma condensado ácido para producir
una alteración argílica avanzada generalmente estéril. A medida que la solidificación del
magma avanza hacia abajo (medio), todo el sistema se enfría progresivamente, y la roca puede
fracturarse fríamente al enfriarse a menos de 400ºC (Fournier, 1999); En esta etapa, la
litostática da paso a la presión hidrostática, y la erosión (o algún otro mecanismo) degrada
progresivamente la paleosuperficie. Bajo estas condiciones de temperaturas más bajas, las
zonas de alteración sericítica ± clorita-sericita comienzan a formarse a partir de un líquido
acuoso monofásico profundamente derivado generado por uno o ambos métodos (véase el
texto) postulado por Hedenquist et al. (1998) y Heinrich et al. (2004). Eventualmente (lado
derecho), la alteración sericítica ± clorita-sericita puede causar grados variables de remoción
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de Cu ± Au, pero también es posible el enriquecimiento de hipogeno Cu en el primero. El mismo
líquido continúa hacia arriba en el litocap, donde, al enfriarse en un entorno sin tampón,
evoluciona hacia un líquido de alto estado de sulfuración; Si está bien enfocado, puede generar
depósitos epitermales de alta sulfuración (HS). La renovación de la neutralización de este
mismo líquido al salir de la litocap y / o alícuotas del líquido profundo que puentean
completamente la litocap puede dar lugar a la mineralización epitermal intermedia periférica
de sulfuración (IS). Basado en el modelado de Hedenquist et al (1998), Sillitoe y Hedenquist
(2003), y Heinrich (2005).
El ascenso enfocado del fluido reactivo a través de la falla y otros conductos permeables
conduce a la generación de núcleos residuales de cuarzo (si el pH es <2, Stoffregen, 1987),
flanqueado por halos argılicos avanzados zonales (Tabla 2) Penetración de fluido hacia afuera,
neutralización y enfriamiento. Sin embargo, debido a la baja presión del medio de litocap y,
por tanto, a la baja capacidad de transporte de metal del vapor absorbido (véase más arriba),
es improbable que el fluido ácido resultante produzca mucha mineralización, lo que
posiblemente explica el estéril estado de muchos litocaps (Por ejemplo, Hedenquist et al.,
1998, Heinrich et al., 2004, Heinrich, 2005).
Evolución del sistema de Cu pórfido tardío
A medida que las cámaras subyacentes del magma parental se solidifican progresivamente y la
convección magmática cesa, hay reducciones marcadas tanto en el flujo de calor como en el
suministro de fluido acuoso a los sistemas de Cu pórfido sobrepuestos (Dilles, 1987;
Propagación de la transición litostático-hidrostática (Fournier, 1999). Bajo estas condiciones de
temperatura más bajas, la fase líquida acuosa se expone más lentamente a partir del magma
todavía cristalizante y, a su vez, advecta más lentamente y se enfría, de manera que no pueda
intersecar su solvus. Si este escenario es correcto, un líquido de salinidad monofásica, de baja
a moderada salinidad (5-20% en peso de NaCl equiv.) En el rango de temperatura de 350 a 250
° C asciende directamente desde las cámaras parentales hacia sistemas de Cu porfıricos
superpuestos (Shinohara Y Hedenquist, 1997. Hedenquist et al., 1998. Fig. 14).
Alternativamente, puede formarse un líquido monofásico, posiblemente después de la
separación de alguna salmuera, por la contracción subsiguiente del vapor de la misma
composición que se enfría a presiones elevadas por encima de la curva crítica del sistema de
fluidos (Heinrich et al., 2004; Heinrich, 2005). El líquido de baja salinidad, cuyo ascenso está
controlado por las existencias de vetas de cuarzo preexistentes, las fallas sinminerales y los
contrastes de permeabilidad proporcionados por los contactos intrusivos escarpados, parece
ser responsable de la formación progresiva de la alteración clorito-sericita y sericítica, La
alteración argílica avanzada y la mineralización principal de Cu y Au en los litocaps
sobrepuestos (Hedenquist et al., 1998; Heinrich et al., 2004; Rusk et al., 2008b). Durante
mucho tiempo se consideró necesaria la mezcla de fluidos magmáticos y meteóricos, con los
últimos dominantes, para producir alteraciones seriticas y el líquido de salinidad baja a
moderada, es decir, dilución de 5 a 10 veces del líquido hipersalino (por ejemplo, Sheppard et
al. 1971, Taylor, 1974), pero las recientes interpretaciones de los datos estables de los isótopos
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O y H revelan que un fluido exclusivamente magmático es bastante capaz de producir la
sericita de clorita y los ensamblajes sericísticos (Kusakabe et al., 1990, Hedenquist y Richards,
1998; 1998), Watanabe y Hedenquist, 2001, Harris y Golding, 2002, Skewes et al., 2003, Rusk
et al., 2004, Khashgerel et al., 2006). Sin embargo, la implicación meteórica del agua en la
alteración sericítica tardía no se excluye de ninguna manera (por ejemplo, Hedenquist et al.,
1998, Harris et al., 2005), particularmente en los márgenes de sistemas donde el líquido
magmático advectivo puede arrastrar el agua meteórica convectiva, Su papel anteriormente
preeminente en el modelo genético de Cu pórfido (por ejemplo, Beane y Titley, 1981, Hunt,
1991) está ahora muy disminuido. Dado que la alteración de la clorita-sericita reconstituye
parcial o totalmente los ensambles potásicos, y la alteración serítica hace lo mismo con los
ensambles potásicos y / o cloritesericíticos, generalmente es imposible determinar si los
metales contenidos son heredados del (de los) anterior (es) , 1979) o recién introducido en el
líquido acuoso ascendente, todavía magmático.
Sin embargo, el confinamiento aparente del enriquecimiento de hipogénico Cu (ver arriba) a la
alteración serítica sobreimpuesta de rocas cortadas por las existencias de vetas de cuarzo que
anteriormente contenían calcopirita ± bornita puede sugerir que un gran componente del Cu
en las nuevas conjuntos de alto estado de sulfuración se obtiene por remobilización
relativamente localizada (Sillitoe, 1999b). Los tipos de depósitos de metales preciosos y de
metales preciosos en las unidades litológicas carbonatadas y no carbonatadas provienen
probablemente de los mismos fluidos magmáticos acuosos que intervienen en la alteración y
mineralización del pórfido Cu, siempre que se disponga de acceso lateral a fluidos del pórfido o
diques mediante litológicos , Estructural y / o hidrotérmica (Figura 14). En el ambiente skarn,
es probable que el líquido hipersalino bifásico precoz más vapor sea seguido bajo condiciones
de temperatura decreciente por el líquido monofásico (por ejemplo, Meinert et al., 1997,
Figura 14), del cual el skarn retrógrado Cu ± Au ± Zn, depósitos de sustitución de carbonato o
Zn Pb-Ag- (Au), y depósitos de Au- (As-Sb) alojados en sedimentos (por ejemplo, Meinert et al.,
1997, Heinrich, 2005). Los contenidos altos de Zn, Pb, Ag y Mn se registran en inclusiones
líquidas hipersalinas a partir de vetas de cuarzo formadas durante la alteración potásica
(Bodnar, 1995; Heinrich et al., 1999; Wilkinson et al., 2008) Pero estos metales con complejos
clorados (véase más arriba) permanecen en solución porque no se concentran
apreciablemente en los sulfuros presentes en los cuerpos minerales de cobre pórfido principal.
El enfriamiento del líquido hipersalino en contacto con las rocas de la pared externa y la
dilución con agua meteórica en los halos propilíticos pueden ser las principales causas de
precipitación de Zn, Pb, Ag y Mn (Hemley y Hunt, 1992), dando lugar a los halos geoquímicos
de Estos metales y, en algunos sistemas, concentraciones de venas localizadas (Jerome, 1966,
Figuras 6, 10). Las concentraciones más grandes de Zn, Pb y Ag periféricos están confinadas a
sistemas alojados en rocas carbonatadas receptivas, donde la neutralización de fluidos induce
la precipitación de estos metales en depósitos de skarn y sustitución de carbonato (Seward y
Barnes, 1997).
El fluido con mayor probabilidad de conducir a una mineralización apreciable de Au-Ag ± Cu de
alta sulfuración en los litocaps relativamente estables y de forma temprana es el líquido
acuoso rico en H2S, de baja a moderada salinidad, que produce las zonas sericísticas
subyacentes (Hedenquist et al. , 1998, Heinrich et al., 2004, Heinrich, 2005, Pudack et al., 2009,
Fig. 14). Al entrar en el ambiente de litocap, este líquido intermedio de estado de sulfuración
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(que forma calcopirita y tennantite en profundidad) se queda sin buffer y evoluciona
fácilmente hasta un estado de sulfuración más alto al enfriarse (Eillard y Hedenquist, 2003).
Los cordones de sulfuro masivo de la Cordillera se localizan donde el líquido sigue una
pronunciada permeabilidad estructural que abarca la transición sericita a avanzada (Figuras 6,
10) o, menos comúnmente, encuentra rocas carbonatadas reactivas (por ejemplo,
Baumgartner et al., 2008, Bendezú y Fontboté , 2009). Sin embargo, gran parte de la Au
precipita en las partes más superficiales de litocaps debido a la mayor probabilidad de caídas
bruscas en la solubilidad de Au causada por la ebullición intensa en conductos de flujo
ascendente o la mezcla del líquido ascendente con aguas subterráneas frescas que entran; En
algunos casos, esta última parece originarse de la zona vadosa (ver más adelante) donde fue
calentada por vapor (Hedenquist et al., 1998, Heinrich, 2005, y referencias en ella, Figuras 6,
14). Estos procesos de precipitación superficial pueden ser particularmente efectivos en las
brechas permeables creadas por la ebullición del líquido ascendente, la acumulación de vapor
bajo los sellos silicificados y la eventual liberación catastrófica, quizás asistida por
desencadenantes externos (fallos, agitación sísmica y / o gases que contribuyen a la intrusión
profunda , Por ejemplo, Nairn et al., 2005).
Los líquidos de baja a moderada salinidad responsables de los depósitos de alta sulfuración en
litocaps pueden pasar, en condiciones hidrológicas y estructurales apropiadas, a rocas
adyacentes y menos alteradas y sufren una neutralización y reducción suficientes durante el
flujo hacia el exterior y la reacción de roca de pared para producir líquidos apropiados para la
formación de Los depósitos epitermales de sulfuración intermedia (Sillitoe, 1999b, Einaudi et
al., 2003, Sillitoe y Hedenquist, 2003, Fig. 14). Los ejemplos antes citados de las transiciones
mineralógicas entre la mineralización de alta y media sulfuración proporcionan apoyo para
este mecanismo. Alternativamente, los líquidos de estado de sulfuración intermedios
profundamente derivados pueden puentear completamente los litocaps y todavía producir
mineralización de sulfuración intermedia a niveles epitermales poco profundos (Sillitoe y
Hedenquist, 2003, Fig. 14).
En las tablas paleowater, cerca de las cimas de los litocaps y áreas cercanas, la porción líquida
de los fluidos calientes de sulfuración alta e intermedia sigue gradientes hidrológicos, mientras
que el vapor que contiene H2S (con H2S aportado por el magma, así como la desproporción de
SO2) continúa su ascenso en las zonas vadosas superpuestas. Allí, se condensa en el agua
subterránea para oxidarse y producir el fluido ácido de baja temperatura, responsable de las
zonas de alteración argílica avanzada, parecidas a las mantillas, características del ambiente
calentado por vapor (Sillitoe, 1993, 1999b, Fig. 10).
A medida que los regímenes térmicos de los sistemas de pórfido cuprífero decaen, los tipos de
alteración-mineralización generados superficialmente se vuelven telescópicos sobre los que se
forman a mayor profundidad (e.g., Gustafson, 1978; Fournier, 1999; Heinrich et al., 2004;
Williams-Jones y Heinrich, 2005; Et al., 2008a), provocando de este modo la secuencia de los
eventos de remobilización y reprecipitación de metal enfatizados anteriormente. De hecho, las
cimas de las intrusiones de pórfido pueden ser sometidas a al menos cuatro eventos distintos
de alteración-mineralización, comenzando con potásica y terminando con argílica avanzada,
cuando los frentes de temperatura retroceden hacia abajo (Figura 14). El telescoping
resultante es potencialmente más extremo, dando lugar a una profunda penetración de la
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alteración argílica avanzada en las existencias del pórfido, donde los sistemas de pórfido Cu
sufren una erosión rápida y sinhidrotérmica en condiciones de elevación alta, pluvial o glacial
(Fig. 14) (Sillitoe, 1994, Perelló et al, 1998, Landtwing y otros, 2002, Carman, 2003, Heinrich,
2005, Masterman y otros, 2005, Rohrlach y Loucks, 2005; Pudack et al., 2009).
En el momento en que las fases de minerales tardías del pórfido se añaden a las existencias del
pórfido cuprífero o a los enjambres de dique, el ascenso de fluidos de las cámaras de magma
parental casi ha cesado y la disponibilidad de K y metal es demasiado limitada para generar
alteración potásica y mineralización apreciables. El único líquido presente es de origen externo
y produce alteración propilítica similar a la de los halos propilíticos formados más temprano.
Las brechas de diatrema son preferentemente emplazadas en este momento porque se facilita
el acceso externo al agua a cuerpos de magma de minerales tardíos, un requisito para la
actividad freatomagmática. La incursión de aguas subterráneas en los depósitos de pórfido
cuprífero caliente conduce a la formación de vetas de anhidritas, conformes con la solubilidad
retrógrada del mineral (e.g., Rimstidt, 1997).
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