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Sillitoe 2010 traducido
Introducción a la geología (Geología GEO0101)
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 sulfidiz ación. 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 a varios millones de años, mientras que los grupos de depósito o alineaciones, así como correas enteras pueden permanecer activos durante 10 m. 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
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
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 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
- 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.,
- y el cinturón Apuseni-Banat-Timok-Srednogorie (Zimmerman et al. Los cinturones de Cu
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 magmato- metalogénicas 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).
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. En los distritos de Chuquicamata (Long y Teal, 2005), pero podría ser de ~ 18 m., 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. O menos (por ejemplo, Dilles y Wright, 1988, Casselman et al., 1995, Mortensen et al., 1995, Dilles et al., 1997, Deckart et al.,
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).
*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. 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.,
- 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).
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
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
Por ejemplo, el recurso de 12-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
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).
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
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).
Sillitoe 2010 traducido
Asignatura: Introducción a la geología (Geología GEO0101)
Universidad: Universidad Nacional Andrés Bello
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