© 2010 Sociedad de Geólogos Económicos, Inc. La geología económica, . V 105, pp. 3-41
Sistemas de pórfidos de cobre * RI chard H. SI LLITOE † 27 West Hill Park, Highgate Village, Londres N6 6ND, Inglaterra
Abstracto sistemas de pórfido de Cu de ordenadores de algunos de los tipos de mineralización más ampliamente ampliamente distribuidos en los límites de placas convergentes, incluyendo incluyendo depósitos de pórfido centradas en las intrusiones; skarn, carbonato de reemplazo, y sedimenthosted Au depósitos en lugares cada vez más periféricos; y de alto suprayacente y depósitos epitermales intermedia sulfuración. Los sistemas definen comúnmente cinturones lineales, algunos cientos de kilómetros de longitud, así como se producen con menos frecuencia en el aislamiento aparente. aparente. Los sistemas están estrechamente relacionadoss con plutones compuesto subyacente, en paleodepths de 5 a 15 km, que representan las cámaras de suministro para los magmas y fluidos relacionado que formó la verticalmente alargado (> 3 km) acciones o enjambres de diques y mineralizació mineralización n asociada. El plutones puede estallar rocas volcánicas, pero por lo general antes de la iniciación de los sistemas. Comúnmente, varias poblaciones poblaciones discretas se emplazaron en y por encima de las zonas de techo pluton, lo que resulta en cualquiera de clusters o alineaciones estructuralmente controladas controladas de sistemas Cu pórfido. La reología y la composición de las rocas huésped pueden influir fuertemente en el tamaño, grado y tipo de mineralización generada en sistemas Cu pórfido. Los sistemas individuale individualess tienen la esperanza de vida de ~ 100.000 a varios millones de años, mientras que los grupos de depósitos o alineaciones, así como cinturones enteras pueden permanecer activa durante 10 mi o más. La alteración y la mineralización en los sistemas Cu pórfido, ocupando muchos kilómetros cúbicos de roca, se dividen en zonas hacia el exterior de las acciones o enjambres de diques, que normalmente comprenden comprenden varias generaciones de intermedio a las intrusiones de pórfido félsicos. depósitos depósitos de pórfido Cu ± Au ± Mo se centran en las intrusiones, mientras que las rocas de pared de carbonato comúnmente albergan albergan proximales Cu-Au skarns, distales skarns menos comunes Zn-Pb y / o Au, y, más allá de la parte delantera skarn, carbonato de reemplazo de Cu y / o Zn-Pb-Ag ± Au depósitos, y / o Au depósitos (-distales diseminada) sedimentos alojados. alojados. mineralización periférica es menos visible en las rocas de pared no carbonatada, pero puede incluir metal-base o Au-vetas y mantos. depósitos epitermales de alta sulfuración pueden ocurrir en lithocaps anteriores depósitos de pórfido de Cu, donde vetas de sulfuros masivos tienden a desarrollarse en estructuras alimentadoras más profundas y Au ± Ag-ricos, depósitos diseminados dentro de la más superior 500 m más o menos. Con menos frecuencia, la mineralización epitermal intermediatesulfidation, intermediatesu lfidation, principalmente las venas, se puede desarrollar en las periferias de las lithocaps. La alteración-mineralización alteración-mineralización en los depósitos de Cu pórfido se divide en zonas hacia arriba desde estéril, principios sódico-cálcico a través potásica potencialmente mineral de grado, clorita-sericita, y sericitización, a argílica avanzada, el último de ellos constituyen los lithocaps, que pueden alcanzar> 1 km de espesor, si no afectada por la erosión significativa. Low calcopirita-estado sulfuración sulfuración ± ensamblajes bornita son característicos de zonas potásicos, mientras que los sulfuros de estado sulfuración más altas se generan progresivamente hacia arriba en concierto con disminución de la t emperatura y los mayores grados concomitantes de alteración hidrolítica, culminando culminando en pirita ± enargita ± covelita en las partes superficiales de los lithocaps. El pórfido Cu mineralización se produce en una secuencia distintiva de venillas de cuarzo-cojinete, así como en forma diseminada en la roca alterada entre ellos. brechas Magmático-hidrotermales pueden formar durante la intrusión pórfido, con algunos de ellos que contiene mineralización de alto grado, debido a su permeabilid permeabilidad ad intrínseca. Por el contrario, las brechas más freatomagmáticas, que constituyen sistemas maar-diatrema, son escasamente mineralizada, mineralizada, tanto en el pórfido de Cu y lithocap niveles, sobre todo porque muchos de ellos formaron a finales de la evolución de los sistemas. sistemas de pórfido de Cu se inician por inyección de magma oxidado saturado con S- y, fluidos acuosos ricos en metales de cúpulas en la parte superior de los plutones parental subyacente. La secuencia de eventos alteración-mineralización alteración-min eralización en las cartas de arriba es principalme principalmente nte una consecuencia de rock progresivo y de enfriamiento de fluido, de> 700 ° a <250 ° C, causada por la solidificación de la propagació propagación n plutones y hacia abajo parental subyacente de la transición lithostatichydrostatic. Una vez que los magmas plutónicas estancan, la alta temperatura, generalmente de dos fases líquida hipersalina y vapor responsable de la alteración potásica y contenida mineralización mineralizació n en profundidad y suprayacente Preavanzado alteración arcillosa, respectivamente, respectivamente, da paso, a <350 ° C, a una sola fase, de baja a líquido moderatesalinity que hace que el sericita-clorito y alteración sericítica y mineralizació moderatesalinity mineralización n asociada. Este mismo líquido también causa la mineralización de las partes periféricas de sistemas, incluyendo los lithocaps suprayacente. La disminución térmica progresiva de los sistemas combinados con resultados synmineral de degradación paleosuperficie paleosuperficie en la sobreimpresión característica (telescópicos) y parciales para la reconstitución total de más edad por tipos de alteración-mineralización zación más jóvenes. no se requiere agua meteórica para la formación de esta secuencia de alteración-mineralización alteración-mineralización aunque su ingreso tardío es común.
Muchas de las características de los sistemas de pórfido Cu en todas las escalas deben ser tenidas en cuenta durante la planificación y ejecución de los programas de exploración de metales base y preciosos en la configuración de arco magmático. En las escalas regionales y de distrito, la aparición de muchos depósitos en cinturones, dentro de los cuales las agrupaciones y alineamientos son prominentes, es un concepto de exploración de gran alcance, una vez se conocen uno o más sistemas. En la escala de depósito, en particular en el entorno de Cu pórfido, características-f ormado primeros comúnmente, pero no siempre, dan lugar a los mejores cuerpos mineralizados. sobreimpresiones de alteración en etapa tardía pueden causar el agotamiento parcial o la eliminación completa de Cu y Au, pero la concentración de metal también pueden resultar. Reconocimiento de tipos de depósitos de mineral individuales, ya s ea económica o no, en los sistemas de Cu pórfido puede emplearse directamente en combinación con la alteración y de zonificación de metal conceptos a
† E- correo,
[email protected]
* Un papel invitado
0361-0128 / 10/3863 / 3-39
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Enviado: 15 Abril 2009 Aceptado: 18 Noviembre 2009
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Richard H. Sillitoe
buscar otros tipos de depósitos relacionados, aunque no todas las permitidas por el modelo son propensos a estar presente en la mayoría de los sistemas. nivel de erosión es un control convincente sobre los tipos de depósitos que pueden ser preservadas y, por la misma razón, en los que puede anticiparse en profundidad. Los tipos de depósito más distales en todos los niveles de los sistemas tienden a ser visualmente el más sutil, que puede resultar en su ser perdido debido a ensombrecimiento por más prominente alteración-mineralización.
Introducción
intermedia sulfuración epitermal Au ± Ag ± yacimientos de Cu (<1 MT-> 1 Gt). sistemas de pórfido de Cu se generaron todo el mundo desde la Archean, aunque los PAGO RPHYRY sistemas de Cu se definen como grandes volúmenes (10-> 100 km 3) r oca de ejemplos Meso-Cenozoico son los más abundantemente preservadas (por ejemplo, hidrotérmicamente alterado centrado en las poblaciones de pórfido de Cu que también Singer y col, 2008; Fig.. pueden contener skarn, carbonato de reemplazo, alojada en el sedimento, y la base de 1), probablemente debido a menores terranes de arco son normalmente el menos alta e intermedia sulfuración epitermal y mineralización de metales preciosos. Junto con erosionado (por ejemplo, Seedorff et al, 2005;. Kesler y Wilkinson, 2006; Wilkinson y batolitos calcialcalinas calcialcalinas y cadenas volcánicas, que son las características de arcos Kesler, 2009). magmáticos construidos por encima de las zonas de subducción activos en los márgenes
sistemas de pórfido de Cu actualmente suministran casi tres cuartas partes de Cu del mundo, la mitad de la Mo, tal vez una quinta parte de la Au, la mayoría de la Re, y cantidades menores de otros metales (Ag, Pd, Te, Se, Bi, Zn, y Pb). Los 2003), aunque una minoría de estos sistemas ocupa ambientes tectónicos postcollisional sistemas también contienen los principales recursos de estos metales, así como y otros que se desarrollan después de subducción cesa (por ejemplo, Richards, 2009). incluyendo mayores concentraciones explotables conocidas del mundo de Cu Las partes más profundas de sistemas Cu pórfido pueden contener pórfido Cu ± Mo ± Au (203 mt:.. Los Bronces-Río Blanco, Chile central; AJ Wilson, auto commun, 2009) depósitos de varios tamaños (<10 millones de toneladas métricas [MT] -10 mil millones y Mo (2,5 Mt: el Teniente, Chile central; Camus, 2003), y el segundo más grande de toneladas métricas [f]), así como Cu, Au, y / o Zn (skarns <1 MT-> 1 Gt), mientras que de Au (129 Moz: Grasberg, incluyendo skarn contigua, Indonesia; J. MacPherson, de placas convergentes (Sillitoe, 1972; Richards,
sus partes menos profundas pueden alojar de alta y
Galore Creek Guijarro
mt Polley Recsk dist Highland Valley.
Almalyk
Rosia Poieni
Bingham
isla de cobre
Oyu Tolgoi
Kounrad
Butte Majdanpek
Tintic yerington
Lepanto y Guinaoang (Dist Mankayan.)
Reko Diq
Saindak
Cananea
Barrancas del cobre
Santo Tomás II y Globo de Miami
Rayo
mineral Park
Chelopech
Pueblo Viejo
pepita de la colina
Dizon
Sepon
Boyongan-Bayugo
sar Cheshmeh
Tampakan
morenci Mamut
Resolución (dist Superior).
Santa Rita (dist central.)
Ok Tedi Panguna
Cerro Colorado
SierritaEsperanza
Yanacocha
Esperanza Bisbee
Cotabambas y Toquepala cuajone
Bau
dist Collahuasi.
Choquelimpie
Antamina
Red Mountain
Grasberg-Ertsberg
Cerro de Pasco y Colquijirca
Escondida y Chimborazo
Batu Hijau
El Abra
Cabang Kiri dist Chuquicamata. Callejear
Koloula
Frieda río dist. (Nena) Wafi-Golpu
El Salvador Los Pelambres Los Bronces- Río Blanco El Teniente
Taca taca Bajo Potrerillos Marte y Caspiche
Bajo de la Alumbrera (Farallón Negro dist.) Y Agua Rica Nevados del Famatina
Northparkes
Pascua-Lama y Veladero
Andacollo
principales metales
Cu-Mo Cu-Mo-Au Cu-Au Ag-Pb-Zn-Cu No pórfido conocida
tipo de depósito
Pórfido Porphyry + importante skarn / reemplazo de carbonato de alta sulfuración epitermal ± pórfido
Años Bau
Mioceno-Pleistoceno Mioceno-Pleistoce no
Callejear
Rayo
Bisbee
Eoceno-Oligoceno Tardío-Cretácico Paleoceno Triásico Tardío-Cretácico Devónico-Carbonífero Devónico-Carbonífe ro Ordovícico
OyuT olgoi Cadia
FY O G. 1 . ubicaciones en todo el mundo de los sistemas Cu pórfido citados como ejemplos de características que se describen en el texto junto con cinco ad-
ejemplos gigantes icio. El tipo de depósito principal (s), contenía metales, y la edad también se indican. Los datos principalmente de fuentes citadas en el texto.
Cadia
5
SISTEMAS pórfido de cobre
escritura. Commun., 2009). hipógeno Típica pórfido depósitos de Cu tienen leyes promedio de 0,5 a 1,5 por ciento de Cu, <0,01 para
72 °
68 °
PERÚ
18 °
0,04 por ciento de Mo, y 0,0 × a 1,5 g / t de oro, aunque unos pocos depósitos -Auonly‖ tienen Au tenores de 0,9 a 1,5 g / t pero poco Cu (<0,1%). El Cu y, en algunos lugares, Au
ARICA
contenido de skarns son típicamente más altos todavía. En contraste, grandes depósitos BOLIVIA
epitermales de alta sulfuración media de 1 a 3 g / t de oro, pero sólo tienen menor o ningún Cu recuperable, comúnmente como un resultado de la eliminación de supergenes.
En este artículo se revisa orientada al campo de la geología de los sistemas de pórfido Cu a nivel regional, de distrito, y las escalas de depósito. El modelo geológico resultante se utiliza entonces como la base para una breve síntesis de pórfido génesis Cu y discusión de directrices de exploración. Los depósitos y perspectivas utilizadas como ejemplos en todo el texto se encuentran y se caracterizaron adicionalmente adicionalmente en la Figura 1. Los resultados económicamente económicamente importantes de oxidación supergénico y el enriquecimiento en los sistemas Cu pórfido han sido abordadas en otra parte (Sillitoe, 2005, y sus referencias).
Collahuasi
Chuquicamata
El Abra
22 °
Característicass regional y de distrito-Scale Característica Cinturones y provincias
sistemas de pórfido Cu muestran una marcada tendencia a ocurrir en lineal, cinturones, que van desde unas pocas decenas a cientos e incluso miles de kilómetros de longitud, como se ejemplifica en los Andes de América del Sur occidental (Sillitoe y Perelló, 2005 generalmente paralelas Orógeno-; la figura . 2) y el cinturón de Apuseni-Banat-TimokSrednogorie de Rumania, Serbia, y Bulgaria (Jankovic', 1977;. Popov et al, 2002). densidades de depósito comúnmente alcanzar 15 por 100.000 kilometros 2 de de Terrane permisiva expuesta (Singer et al., 2005). Cada correa corresponde a un arco magmático de dimensiones totales muy similares. Una o más cintas subparalelas constituyen Au provincias de pórfido Cu o epitermal, varios de los cuales dan lugar a anomalías de escala global para el Cu (por ejemplo, el norte de Chile-sur de Perú, el suroeste de Norteamérica) o Au (norte de Perú; Sillitoe, 2008). A pesar de la ubicuidad de los cinturones de Cu pórfido, los principales depósitos también pueden ocurrir en el aislamiento o al menos como valores atípicos distantes de correas y provincias coherentes (por ejemplo, Pebble en Alaska, Butte en Montana, y Bingham en Utah; Sillitoe, 2008; Fig. 1) . Pueblo Viejo en la República Dominicana (Fig. 1) es el mejor ejemplo de una importante aislado de alta sulfuración epitermal Au depósito,, aunque con no pórfido actualmente conocido Cu contraparte.
ANTOFAGASTA
Escondida
26 °
El Salvador
Potrerillos
COPIAPÓ
ARGENTINA
LA SERENA 30 °
cinturones Porphyry Cu desarrollados durante épocas metalogénicas bien definidos, que datación isotópica muestra tener duraciones típicas de 10 a 20 mi Cada pórfido época Cu está estrechamente relacionada con un evento magmático-tiempo equivalente. Una vez más, los Andes (Sillitoe y Perelló, 2005), el suroeste de América del Norte (Titley, 1993;. Barra et al, 2005) (. Zimmerman et al, 2008), y la correa Apuseni-Banat-TimokSrednogo Apuseni-BanatTimokSrednogorie rie proporcionar ejemplos. pórfido individual cinturones de Cu son comúnmente espacialmente separada separada en lugar de superpuestas una sobre otra, lo que refleja la migración de arco como resultado de empinamiento o adelgazamiento de sub-
losas de conductos entre las épocas magmáticas-metalogénico individuales (por ejemplo, Sillitoe y Perelló, 2005). Los procesos de erosión por subducción y acreción de Terrane en márgenes convergentes pueden ayudar con la migración Land- o trinchera de los arcos y contenida cinturones de Cu pórfido (por ejemplo, von Huene y Scholl, 1991;. Kay et al, 2005). Sin embargo, varios de pórfido temporalmente discreta arcos Cu-cojinete pueden superponerse en
Lineamiento Culpa depósito de pórfidos de Cu
SANTIAGO
100 kilometros
FY O G. 2. Un ejemplo preeminente de coincidencia espacial y temporal BEinterpolar un cinturón de pórfidos de Cu y una zona de falla intra-arco: la parte norte de Chile del Eoceno medio andina central a principios del Oligoceno cinturón de pórfidos de Cu y sistema de fallas Domeyko (resumido de Sillitoe y Perelló, 2005). La terminación aparente de la cinta en el extremo norte Chile es un resultado de la ocultación debajo de rocas volcánicas del Mioceno. También se muestran las posiciones aproximadas de los principales rasgos de arco transversal en el norte de Chile (después de Salfity, 1985, en Richards et al., 2001).
6
Richard H. Sillitoe
entre sí: cinco desde ~ 45 Ma en el cinturón Chagai, Pakistán (Perelló et al., 2008).
mucho más amplia (160 km) de Texas lineamiento del suroeste de América del Norte (Schmitt, 1966) siendo ejemplos frecuentemente citado. Estas características transversales, posiblemente reflejando estructuras basal subyacente, pueden facilitar la subida de los
ambientes tectónicos
sistemas de pórfido de Cu se generan principalmente en arco magmático (incluyendo trasarco) entornos sometidos a un espectro de regímenes de esfuerzos a escala regional, al parecer van desde deslizamiento oblicuo a través moderadamente extensional a contraccional (Tosdal y Richards, 2001). configuración fuertemente extensionales, tipificados por su composición bimodal magmatismo basalto-riolita, carecen de sistemas de p órfido Cu significativas (Sillitoe, 1999a; Tosdal y Richards, 2001). El régimen de esfuerzos depende, entre otros factores, de si hay avance zanja o rollback y el grado de oblicuidad del vector de convergencia de placas (Dewey, 1980).
Sin embargo, existe una importante r elación empírica entre la configuración ampliamente contraccionales, marcado por engrosamiento de la corteza, la elevación de la superficie, y la exhumación rápida, y, depósitos hipógena pórfido Cu grandes de alto grado, como lo demuestra la última Cretácico Paleoceno (Larámide) provincia del suroeste América del Norte, Eoceno medio a principios del Oligoceno (Fig. 2) y la Mioceno tardío a los cinturones del Plioceno de la sierra central, Mioceno Medio cinturón de Irán, y los cinturones del Plioceno en Nueva Guinea y Filipinas (Fig. 1. Sillitoe, 1998; colina et al., 2002,. Perelló y otros, 2003a;. Cooke et al, 2005; Rohrlach y Loucks, 2005; Sillitoe y Perelló, 2005; Perelló, 2006). Grandes, de alta sulfuración epitermal de Au depósitos también se forman en la configuración contraccionales similares en las partes superiores de las secciones de la corteza tectónicamente engrosadas, aunque no junto con los depósitos de pórfido Cu gigante (Sillitoe y Hedenquist 2003; Sillitoe, 2008). Se puede especular que el desarrollo auxiliares de la compresión de la corteza de gran mediados a cámaras de magma-corteza superior (Takada,
1994) capaz de fraccionamiento eficiente y la generación de fluidos magmáticos y liberación, especialmente en tiempos de rápido levantamiento y unroofing de erosión (Sillitoe, 1998), eventos que puede presagiar el inicio de relajación de la tensión (Tosdal y Richards, 2001; Richards, 2003, 2005; Gow y Walshe, 2005). Cambios en el régimen de esfuerzos corticales son considerados por algunos como los tiempos especialmente favorables para pórfido de Cu y Au generación epitermal de alta sulfuración de depósito (por ejemplo, Tosdal y Richards,
2001), con Bingham y Bajo de la Alumbrera, Argentina, por ejemplo, tanto aparentemente ocupando un nicho tales tectónica (Presnell, 1997; Sasso y Clark, 1998;. Cabestro et al, 2004; Sillitoe, 2008). Fallos y las intersecciones de fallo se invariablemente involucrados, en mayor o menor medida, en la determinación de los sitios formativos y geometrías de los sistemas Cu pórfido y sus partes constituyentes. sistemas de fallas Intra-arco, activa tanto antes como durante magmatismo y la generación de Cu pórfido, son localizadores particularmente importantes, como se ejemplifica por el sistema de fallas Domeyko durante el desarrollo del Eoceno medio preeminente a la correa Oligoceno temprano del norte de Chile (Sillitoe y Perelló,
2005, y las referencias en el mismo; Figura 2). Algunos investigadores enfatizan la importancia de las intersecciones entre las zonas continentscale de fallo transversal o lineamientos y estructuras de arco paralelo para la formación de Cu pórfido, con los lineamientos Archibarca y Calama-El Toro del norte de Chile (Richards et al, 2001;. Fig. 2), el Lachlan Zona transversal de Nueva Gales del Sur (Glen y Walshe, 1999), características comparables en Nueva Guinea (Corbett, 1994;. Hill et al, 2002), y el
relativamente pequeños volúmenes de magma involucrados en los sistemas Cu pórfido (por ejemplo, Clark, 1993; Richards, 2000).
racimos de depósito y alineaciones
En la escala de distrito, sistemas de pórfido Cu y sus depósitos contenidos tienden a ocurrir como agrupaciones o alineaciones que pueden alcanzar entre 5 y 30 km de diámetro o de longitud, respectivamente. Las agrupaciones s on ampliamente agrupaciones equidimensionales de depósitos (por ejemplo, distrito Globe-Miami, Arizona; la Fig. 3A), mientras que las alineaciones son matrices de depósito lineales orientadas de forma paralela o transversal a los arcos magmáticas y sus pórfido coincidente cintas de Cu. alineaciones ARC-paralelo pueden ocurrir a lo largo de zonas de fallas intra-arco, como se ejemplifica por el distrito Chuquicamata, el norte de Chile (Fig. 3b), mientras transversal arco zonas de fallas o alineaciones de arco transversal de control de rasgos, como en el Cadia, Nueva Gales del Sur ( Fig. 3c) y Oyu Tolgoi, distritos Mongolia (Fig. 3d).
Independientemente de si los sistemas de pórfido de Cu y contenía depósitos definen racimos o alineaciones, se toman sus distribuciones de superficie para reflejar la extensión superficial de cualquiera de cúpulas plutones o parentales subyacentes en sus techos. Dentro de los grupos y las alineaciones, la distancia (100s-1,000sm) entre los depósitos individuales (por ejemplo, Sillitoe y Gappe, 1984) e incluso sus formas de huella puede variar mucho, como se observa en los distritos Chuquicamata y Cadia (Fig. 3b, c) . Racimos o alineaciones de sistemas Cu pórfido pueden mostrar una propagación de edades formativas, que alcanzan hasta un 5 por mi en el Chuquicamata (Ballard et al, 2001;. Rivera y Pardo, 2004; Campbell et al., 2006) y los distritos de Yanacocha ( Longo y Teal, 2005), pero podría ser de hasta ~ 18 mi en el distrito de Cadia (Wilson et al., 2007).
relaciones pluton-pórfido
relaciones variadas se observan entre los sistemas Cu pórfido y precursor plutones, que son, intrusiones equigranular típicamente multifásicos, comúnmente de dimensiones batolíticas y diorítica a composiciones graníticas; que están no sólo espacialmente, sino también temporalmente y probablemente genéticamente relacionadas con pórfido Cu y epitermal suprayacentes Au formación (Fig. 4). El plutones precursor puede actuar como hosts para un solo depósito, como en el Monte Polley, Columbia Británica (Fraser et al., 1995); una alineación de depósitos coalescentes, como en el distrito Los Bronces-Río Blanco (figura 5a.); o grupos de dos o más depósitos discretos, como en el complejo intrusivo El Abra, el norte de Chile (Fig. 5b) y Guichon Creek batholith, distrito Highland Valley, Columbia Británica (Fig. 5c). Los stocks de Cu plutones y pórfido precursores son típicamente separados por intervalos de tiempo de 1 a 2 mi 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 pórfido de Cu, en particular aquellos que sólo están superficialmente expuestos, la falta precursor conocido plutones, probablemente debido a que se encuentran a profundidades inaccesibles (Fig. 4).
7
SISTEMAS pórfido de cobre
110 ° 45'
un
segundo
0 0 0 . 0 1 5
Copper ciudades N
Diamond H Pinto Valley
e t s e o a l l a F
norte
RT
7.540.000
La inspiración Miami Castillo Hazme
Este
GLOBO
MIAMI pájaro azul de buey
cactus Carlotta
Chuquicamata
5 kilometros 33 ° 20
Mina Sur depósito de pórfidos de Cu
Skarn magnetita-Cu-Au depósito
MM
Exotic (supergénico) Depósito de Cu
Quetena
culpa Postmineral
Genoveva
Tendencia de arco magmático 7.520.000
Opache
Pueblo
Toki
Miranda 5 kilometros
CALAMA do E 0 0 0 6 8 6
Cadia Ridgeway
re
106.85 ° E
norte
Ulan khud
Grande
Cadia
(perspectiva)
norte
Cadia cantera
Cadia colina
Hugo Dummett
poco Cadia
Central
6296000 N
43 ° N
Cadia Este - Lejano Oriente
Suroeste y sur ?
1 kilometro
Heruga
5 kilometros
F YO G. 3 . Ejemplos de clusters y alineaciones de varios tamaños de pórfido de Cu y en diferentes orientaciones con respecto a la ejes de arcos magmáticos contemporáneas. a. Globe-Miami cúmulo de distrito, Arizona dentro del arco Cretácico Tardío-Terciario (Larámide) (después de Creasey, 1980), con la distribución espacial en parte el resultado de la tectónica extensional Terciario medio (Wilkins y Heidrick, 1995;. Seedorff et al, 2008). segundo. distrito de Chuquicamata, el norte de Chile alineado en paralelo al eje del arco Oligoceno Eoceno temprano-medio (después de Rivera y Pardo, 2004; S. Rivera, escrito commun de 2009..), con la distribución espacial posiblemente en parte el resultado de postmineral sinistral de desgarre fallamiento (Brimhall et al., 2006). do. distrito de Cadia, Nueva Gales del Sur, Australia, oblicua alineado con el eje de arco Ordovícico (después de Holliday et al., 2002). re. Oyu distrito Tolgoi, Mongolia alineado casi perpendicular al eje de arco devónicas tarde (después de Khashgerel et al., 2008). Pórfido Cu y otros contornos de depósito proyectan a la superficie donde no expuesta. Nota diferencia de escala entre c y a, b, y d.
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Richard H. Sillitoe
Límite de lithocap paleosuperficie
pórfido Cu Stock multifase
Base del edificio volcánico degradada
Late-mineral Porfirio Intermineral temprana
valores
+ +
5 kilometros
+
Comagmatic
v v
pluton Parental precursor Composite pluton
v
rocas volcánicas
sótano subvolcánico
5 kilometros
FY O G. 4 . Las relaciones espaciales entre las poblaciones de Cu pórfido, plutón subyacentes, que recubren las rocas volcánicas comagmatic, y
la lithocap. El pluton precursor es multifásica, mientras que el pluton parental se muestra como un único cuerpo en el que las líneas de puntos concéntricos marcan su consolidación hacia dentro progresivo. Los primeros, intermineral, y finales de minerales fases de los stocks de pórfido de Cu, que abarcan el intervalo durante el cual se formaron los depósitos de pórfido de Cu, se originan a partir de profundidades cada vez mayores en la cámara parental cristalizar progresivamente. La secuencia volcánico es un volcán (pero podría muy fácilmente ser un complejo de cúpula; Fig. 6) y se ha erosionado en parte antes de pórfido formación Cu. El lithocap afecta a la pila volcánica, así como partes superiores de las rocas subyacentes. Tenga en cuenta que las rocas del basamento subvolcánicos albergan gran parte del depósito de pórfidos de Cu a la izquierda, mientras que a la derecha está encerrado principalmente por dos fases de la pluton precursor. Inspirado por Sillitoe (1973), Dilles (1987), Tosdal y Richards (2001), Casselman et al. (1995), y Dilles y Proffett (1995).
El plutones precursor son considerados como los mediados a uppercrustal sitios de cristalización de mafic a félsicos magmas que ascendió de yacimientos más profundos antes se desarrollaron sistemas de Cu pórfido (véase Richards, 2003). precursor Outcropping plutones normalmente representan las partes menos profundas, anteriores consolidados en lugar de los volúmenes de magma de la cual los fluidos para la generación de Cu pórfido se derivaron (Fig. 4). Estas cámaras de magma parentales, también representados por equigranular similar a débilmente porfídico plutones, no están expuestos en los sistemas Cu pórfido menos postmineralization tectonismo extensional causó profunda inclinación y el desmembramiento de los sistemas, como reconstruido en el distrito Yerington, Nevada (Dilles, 1987; Dilles y Proffett, 1995) y en otros lugares (Seedorff et al., 2008).
conexiones volcánicas
sistemas de pórfido de Cu pueden ser espacialmente asociados con comagmatic, calc-alcalino o, menos comúnmente, rocas volcánicas alcalinas, típicamente de producto intermedio a la composición felsic (Sillitoe, 1973; Fig. 4), que generalmente se estalló subaerially 0,5 a 3
mi antes de la intrusión y la mineralización, así documentado en el Bingham, Farallón Negro, Argentina (Sasso y Clark, 1998; cabestro et al., 2004) (Waite et al., 1997), Yerington (Dilles y Wright, 1988; Dilles y Proffett, 1995), Tampakan, Filipinas (Rohrlach y Loucks, 2005), y Yanacocha (Longo y Teal, 2005) distritos. Sin embargo, la erosión involucrados en el unroofing de depósitos de pórfidos de Cu también degrada gravemente formaciones volcánicas (por ejemplo, distrito Farallón Negro) y, comúnmente, elimina por completo el eruptiva
productos, al menos en las proximidades generales de los propios depósitos. Sin embargo, en algunas localidades, incluyendo el superficialmente formada Marte pórfido Au depósito, el norte de Chile (Vila et al., 1991), un estratovolcán andesítico comagmatic está todavía parcialmente conservado, incluyendo partes de sus pistas no modificados inferior deposicionales (o planèze). A pesar de su menor potencial de conservación, volumen más pequeño volcánicas complejos de flujo de cúpula Encuentre un Centro y maar-diatrema sistemas (por ejemplo,
distrito Mankayan, Filipinas y Grasberg; Sillitoe y Angeles, 1985; MacDonald y Arnold, 1994; I. Kavalieris, pers. . Commun, 1999): puede todavía ser también reconocible en las partes bajas de los sistemas de Cu pórfido. formaciones volcánicas son, evidentemente, mejor aún conservan en el medio ambiente epitermal de alta sulfuración superficial por encima de los depósitos de Cu pórfido (por ejemplo, complejos de flujo de cúpula en Yanacocha; Turner, 1999; Longo y verde azulado, 2005;. por ejemplo, figura 6). vulcanismo Catastróficamente explosivo, particularmente formación de la caldera de flujo de cenizas, es normalmente incompatible con pórfido síncrono Cu y la formación de Au depósito epitermal suprayacentes, porque volátiles magmáticas se disipan durante las erupciones piroclásticas voluminosos en lugar de ser retenido y centrado de manera conducente a la formación mineral (Sillitoe , 1980; Pasteris, 1996; Cloos, 2001; Richards, 2005). Sin embargo, calderas pueden influir en la localización de más tarde, genéticamente sistemas Cu pórfido no relacionado (por ejemplo, El Salvador, el norte de Chile; Cornejo et al., 1997).
Hay una fuerte sugerencia de que el vulcanismo comagmatic puede ser inhibida en algunos de los principales cinturones de pórfido Cu como resultado de sus ajustes tectónicos contraccionales característicos, como en el
9
SISTEMAS pórfido de cobre
un
675000E
do
680000E
norte
hidrotermal Principalmente mineralizada norte
brechas
Krain 6335000N
mares del sur
Rí o Blanco
Los Bronces
53 ° 30
Belén JA
Valle Lornex
Highmont
6330000N
Los Sulfatos
Los venas Piches Ag-Pb-ZnCu
10 kilometros 5 kilometros
fallo mayor
segundo norte
complejo diatrema Late-mineral Stock de pórfido y pórfido depósito de Cu
El Abra
fases tardías félsicos Los primeros, fases principalmente dioríticos
Conchi Viejo
pluton precursor
rocas de caja 22 ° 00
5 kilometros
69 ° 15
F YO G. 5 . Ejemplos de depósitos de Cu pórfido dentro y cerca de precursor plutones. a. Los Bronces-Río Blanco brecha-nante tendencia depósito NATed a través de la batholith San Francisco, Chile central (después de Serrano et al, 1996;... JC Toro, auto commun,
2007). segundo. El Abra depósitos y Conchi Viejo en el complejo intrusivo El Abra, el norte de Chile (después de Dilles et al., 1997). do. clúster depósito Highland Valley en el batolito Guichon Creek, Columbia Británica (después de Casselman et al., 1995). Tenga en cuenta las posiciones variables de los depósitos en relación con los plutones expuesta, pero su confinamiento en las fases finales de félsicos. Las escalas son diferentes.
Eoceno medio de la correa Oligoceno temprano del norte de Chile, debido a la tendencia a la acumulación de magma bajo la superficie en ausencia de extensional ampliamente desarrollada fallamiento (Mpodozis y Ramos, 1990). La misma situación también es evidente en varios Au depósitos gigante de alta sulfuración epitermal generados en la corteza engrosada durante levantamiento tectónico, tales como Pascua-Lama y Veladero, el norte de Chile-Argentina, donde la casi ausencia de volcanismo contemporánea es más seguro (Bissig et al ., 2001;. Charchaflié et al,
influencias pared de roca
sistemas de pórfido de Cu son recibidos por una variedad de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas (por ejemplo, Titley, 1993), dando la impresión inicial de rocas de pared que juegan un papel noninfluential. Cada vez es más claro, sin embargo, que ciertas unidades litológicas pueden mejorar el desarrollo de grado tanto en pórfido Cu y tipos de yacimientos relacionados. secuencias masivas de carbonato, particularmente donde el mármol se desarrolla cerca de los contactos intrusivos, y otros, rocas de grano fino mal fracturados tienen la capacidad de actuar como
2007), dado el nivel de erosión mucho más superficial, incluyendo la preservación paleosuperficie parcial (véase más adelante).
relativamente
10
Richard H. Sillitoe
epitermal de alta sulfuración-diseminada Au Ag ± ± Cu
Intermediatesulfidation epitermal de Au-Ag
-Alta sulfuración veta de Cu-Au ± Ag
Base de lithocap
Carbonato de reemplazo de Zn-Pb-Ag ± Au (o Cu) Distal skarn Au / Zn-Pb
Sedimenthosted distaldisseminated Au-Como ± Sb ± Hg
vena Subepithermal Zn-Cu-Pb Ag ± Au Pórfido Cu ± Au ± Mo
fachada de mármol
Proximal de Cu-Au skarn
1 kilometro
1 kilometro
pórfido finales del mineral
LITHOCAP
Intermineral brecha magmático-hidrotermal pórfido
PÓRFIDO VALORES
Dacite pórfido plug-cúpula
Intermineral pórfido Early
Lacustre sedimentos finales brecha COMPLEJO DE MARA diatrema
PRECURSOR PLUTON
Equigranular roca intrusiva
breccia freática
freatomagmática freatomagmática temprana brecha pórfido Late-mineral
cúpula dacite unidad Felsic toba rocas de caja
V
VVV
u nidad volcánica andesítica
V
sótano subvolcánicos / horizonte carbonato FY O G. 6 . Anatomía de un sistema de Cu pórfido t elescópica que muestra las interrelaciones espaciales de una Cu pórfido céntrico Depósito ± ± Au Mo en un pórfido de múltiples fases y sus rocas de caja inmediatos; proximales periférica y skarn distal, carbonato de reemplazo (chimenea-manto), y sedimentos alojados depósitos (-distales diseminada) en una unidad de carbonato y venas subepithermal en rocas no carbonatada; y de alto suprayacente y depósitos epitermales intermedia sulfuración y el medio ambiente junto lithocap. La leyenda explica l a secuencia temporal de los tipos de rocas, con el caldo de pórfido anterior a maardiatreme emplazamiento, que a su vez se superpone el desarrollo lithocap y brechamiento freática. Sólo extraordinariamente hacen los sistemas individuales contienen varios de los tipos de depósito ilustrados, como se discute en el texto (véase la Tabla 3). A pesar de la afirmación de que los dibujos animados de este tipo (incluyendo Fig. 10) añadir poco a la comprensión de pórfido Cu génesis (Seedorff y Einaudi, 2004), que encarnan las relaciones observadas en el campo y, por lo tanto, ayudar a la exploracionista. Modificado de Sillitoe (1995b, 1999b, 2000).
SISTEMAS pórfido de cobre
sellos impermeables alrededor y / o por encima de los depósitos de Cu pórfido, resultantes en la formación de mineral de alta calidad (por ejemplo, Grasberg; Sillitoe, 1997). En otros lugares, de pequeño volumen intrusiones de pórfido y los fluidos magmáticos asociados no pueden penetrar efectivamente en paquetes de rocas de baja permeabilidad, lo que lleva al desarrollo aparentemente poco común de, depósitos ciegos de alta calidad, como en Hugo Dummett en el distrito de Oyu Tolgoi (Kirwin et al. ,
11
son recibidos por las intrusiones de pórfido (Camus, 1975, 2003; Ambrus, 1977). Las partes distales de los sistemas Cu pórfido, más allá de los depósitos de Cu pórfido, ya sea intrusiones de pórfido carencia o contener sólo diques relativamente menores (por ejemplo, Virgin dique en el distrito Canyon Copper skarn dominada, Nevada, y Yerington skarn distrito ocurrencias de Cu; Wotruba et al ., 1988; Dilles y Proffett, 1995).
2003, 2005) y Ridgeway en el distrito de Cadia (Wilson et al.,
Los pórfido intrusiones relacionados-Cu comprenden múltiples fases (Kirkham, 1971; Gustafson, 1978), que fueron emplazados inmediatamente antes (primeros una secuencia de piedra caliza de espesor en el caso de Pueblo Viejo (Sillitoe et al., pórfidos), durante (pórfidos intermineral), cerca del final de (pórfidos tarde minerales), y después (pórfidos postmineral ) los eventos de alteración y 2006). Ferroso Fe-ricos unidades litológicas también parecen favorecer highgrade pórfido mineralización (Fig. 6). Por ejemplo, siete fases se asignan en Bajo de la Cu mineralización (por ejemplo, Ray y Parque Mineral, Arizona; Phillips et al, 1974;.. Alumbrera (Proffett, 2003), cinco en Yerington (Proffett, 2009), y cuatro en Wilkinson et al, 1982), presumiblemente debido a su capacidad para efectivamente Bingham (Redmond et al., 2001). Los primeros, pórfidos de inmediato premineral y precipitado de Cu transportados en fluidos magmáticas oxidados (ver abajo). Es poco sus rocas de caja contiguos contienen el grado de mineralización más alta en la probable que una coincidencia que al menos la mitad del mineral en tres de los mayoría de los depósitos, aunque, excepcionalmente, la fase más temprana depósitos más altos de grado hipógena pórfido Cu está alojado en tales rocas: (. puede ser poco mineralizada (por ejemplo, Grasberg; MacDonald y Arnold, 1994). Skewes et al, 2002) un complejo de gabro-diabasa-basalto en El Teniente, un pórfidos Intermineral son típicamente menos bien mineralizada a medida que se complejo alféizar de diabasa proterozoico Con la resolución, Arizona (Ballantyne et vuelven progresivamente más joven, y fases tardío y postmineral son estériles. Los cuerpos de pórfido anteriores no se destruyen cuando invadido por fases al., 2003), y una secuencia de basalto toleítica en el distrito de Oyu Tolgoi (Kirwin et posteriores, sino simplemente dividir aparte, haciendo que la inflación general del al., paquete de rock como ocur riría durante el emplazamiento del dique ordinaria. 2005). Varios criterios, 2003). depósitos epitermales de alta sulfuración pueden ser igualmente ciego, debajo de
La mineralización en otras partes de los sistemas de pórfido Cu puede ser aún más profundamente influenciado por el tipo de roca. Proximal y distal skarn, carbonato de reemplazo, y los tipos de mineralización de sedimentos alojados son, evidentemente, depende de la presencia de las rocas carbonatadas reactivos, particularmente de capas delgadas, unidades limosos. De gran tonelaje, los depósitos epitermales de alta sulfuración son favorecidos por paquetes de roca permeable, comúnmente piroclásticas o epiclásticos en origen (por ejemplo, Yanacocha; Longo y verde azulado,
además de los contenidos metálicos y proporciones (Cu / Au / Mo) y la intensidad de veteado, alteración, y la mineralización, se utilizan para distinguir las edades relativas de las intrusiones de pórfido: fases más jóvenes truncan venillas en, se enfrían en contra, y contienen xenolitos de f ases mayores (figura 7; Sillitoe. ,
2000). Comúnmente, los xenolitos son asimilados en gran medida por las fases más jóvenes, dejando sólo las venillas de cuarzo contenidas, químicamente más 2005), aunque las unidades litológicas dispares también puede resultar receptivo donde fracturado ampliamente (por ejemplo, granitoide en Pascualama;. Chouinard et al, 2005). refractarios que el pórfido anfitrión, como -floating‖ piezas (Fig. 7). xenolitos pared de roca en las partes marginales de algunas intrusiones de pórfido pueden ser suficientemente abundantes como para constituir brechas de intrusión. Los Características de depósito-Scale contactos superiores de un par de intrusiones de pórfido de Cu se caracterizan por texturas unidireccionales de solidificación (USTs): alternas, capas crenulate stocks y diques de pórfido de cuarzo y aplita y / o pórfido aplita producidos como resultado de las depósitos de pórfido de Cu se centran en las intrusiones de pórfido que van desde fluctuaciones de presión en la transición de magmáticas a condiciones vertical, pluglike stocks (Fig. 6), circular a alargado en planta, a través de matrices de hidrotérmicas (por ejemplo, Kirkham y Sinclair, 1988; Garwin, 2002; Lickfold et al., 2003; Cannell et al, 2005;. Kirwin, 2005). Sin embargo, USTs no se dique para cuerpos pequeños, irregulares. Las acciones y los diques suelen tener desarrollan de manera consistente y, por lo tanto, diámetros y longitudes, respectivamente, de ≤1 km. Sin embargo, las intrusiones de pórfido mucho más grandes actúan como anfitriones en lugares, tales como la alargado, 14 km de longitud de stock en Chuquicamata-Radomiro Tomic (por ejemplo, Ossandón et al, 2001;. La Fig. 3b) y la 4 km de largo,
de 2 km (por ejemplo, Chuquicamata y Escondida, el norte de Chile, y Grasberg) y, con base en la evidencia de los sistemas fuertemente inclinadas, tal vez ≥4 km (Dilles, 1987;. Seedorff et al, 2008; Fig. 6). El tamaño de las existencias no parece tener ninguna relación obvia con el tamaño de los depósitos de Cu pórfido asociados y su contenido de Cu (cf. Seedorff et al., 2005). Por ejemplo,
el 12,5-Gt
de recursos en Chuquicamata-
Radomiro Tomic se limita a la población de 14 km de longitud mencionada anteriormente (Ossandón et al, 2001;. Camus, 2003), mientras que tal vez sólo aproximadamente el 20 por ciento del tamaño similar depósito El Teniente y <10 por ciento de la 1,5-GT yacimiento El Abra
Las intrusiones de pórfido en depósitos de Cu pórfido son exclusivamente de tipo I y la afiliación de la serie magnetita (Ishihara, 1981), y típicamente metaluminoso y medio K calc-alcalino, pero también pueden caer en la alta K calc-alcalino (shoshonítica) o alcalino campos (ver Seedorff et al., 2005, para más detalles). Ellos abarcan una gama de composiciones de diorita calc-alcalino y diorita de cuarzo a través de granodiorita al cuarzo monzonita (monzogranito), y diorita alcalina a través de monzonita a, poco común, sienita (por ejemplo, Galore Creek, British Columbia;. Enns et al, 1995). pórfido depósitos de Cu Mo-ricos son normalmente atados a las intrusiones más félsicos, mientras que Au-rico pórfido depósitos de Cu tienden a estar relacionados con los miembros de extremo más máficas, aunque intrusiones como felsic como monzonita cuarzo también puede albergar ejemplos ricos en AU (por ejemplo, Mamut, Malasia Oriental; Kosaka y Wakita, 1978). Sin embargo, Cu-Au pobres pórfido
12
Richard H. Sillitoe
truncamiento ventileos
contactos refrigerados
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, no parece haber ninguna relación obvia entre el tamaño de los depósitos de Cu pórfido y la duración de la actividad intrusiva, siendo este último aparentemente el principal parámetro que define el hidrotermal total de la esperanza de vida de los sistemas Cu pórfido. Detallado
geocronología de las piezas de alta sulfuración de algunos sistemas de pórfidos de Cu también sugiere mayor esperanza de vida, de 1 a> 1,5 mi en Cerro de Pasco y Colquijirca, el centro de Perú (Bendezú et al, 2008;. Baumgartner et al., 2009). Sin embargo, estos ciclos de vida son órdenes de magnitud más largo que los tiempos teóricamente modelados requeridos para la consolidación de las intrusiones de pórfido individuo (<40 000 años; Cathles, 1977; Cathles et al., 1997), pórfido Cu mineral de formación (<100 000 años; McInnes et Alabama.,
xenolitos de cuarzo ventileos refractarios
fenocristales de plagioclasa de flujo alineados
5cm
2005), o los grandes eventos de alteración potásica (<2,000 años; Shinohara y Hedenquist, 1997; Cathles y Shannon, 2007). diatremas
pórfido finales del mineral
-
alteración propilítica
pórfido intermineral finales pórfido intermineral principios de pórfido temprana V
V
Diatremas, respiraderos volcánicos-ascendentes acampanados generadas principalmente por la actividad eruptiva phreatomagmatic, están muy extendidos en por-
± potásica alteración clorito-sericita
roca de caja
sistemas phyry Cu (Sillitoe, 1985), incluyendo sus partes poco profundas, epitermal (por ejemplo, Yanacocha; Turner, 1999; Fig. 6). Los diatremas, comúnmente ≥1 km de diámetro cerca de la superficie y hasta por lo menos de 2 km de extensión vertical (por ejemplo,> 1,8 km conservados en
F YO G. 7 . relaciones transversales esquemáticos entre principios (de inmediato premineral), intermineral, y las fases finales de pórfido-minerales en las reservas de cobre pórfido y sus rocas de la pared. de tr uncamiento ventileos, xenolitos ventileos de cuarzo, contactos refrigerados, y fenocristales alineado de flujo, así como de textura, grado y-relación de metal variaciones pueden denotar los contactos de pórfido, aunque generalmente no todos presentes al mismo contacto. Los primeros venillas A, B, y D finales se explican en el texto y la figura 13. Nota que venillas primeros A son más abundantes en el pórfido temprana, menos abundante en el pórfido intermineral temprano, y ausente de las dos fases de pórfido posteriores. El pórfido tarde-mineral carece de venillas y pantallas única alteración propilítica. Modificado de Sillitoe (2000).
depósitos parecen ocurrir exclusivamente en asociación con diorita calcoalcalina y pórfidos de diorita de cuarzo (por ejemplo, Vila y Sillitoe, 1991). Las intrusiones de pórfido contienen cantidades variables de fenocristales, típicamente incluyendo hornblenda y / o biotita, y de grano fino, groundmass comúnmente aplitic, resultando en abierto a texturas llena de gente. El distintivo textura groundmass aplitic se atribuye a la presión de temple durante el rápido ascenso 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 característicos (por ejemplo, El Salvador; Gustafson y Hunt, 1975); sin embargo, particularmente en muchos depósitos de Au y Cu-Au pórfido, las diferentes fases son comúnmente solamente sutilmente diferente o casi idéntico. Además, la obliteración de textura es común en los altamente alteradas fases, pórfido primeros, para que sean difíciles de distinguir de rocas volcánicas de pared en algunos depósitos (por ejemplo, Galore Creek y Hugo Dummett). datación isotópica, utilizando el método U-Pb, sugiere que las intrusiones de pórfido de varias fases en sistemas de pórfidos de Cu se pueden montar en tan sólo 80.000 años (Batu Hijau, Indonesia; Garvin, 2002), pero el proceso generalmente lleva mucho más tiempo.
la diatrema Braden, El Teniente; Howell y Molloy, 1960; C amus, 2003), puede ser manifestado en la paleosuperficie por volcanes maar:. Cráteres efímera lago lleno rodeadas por anillos de toba (Fig 6). brechas diatrema tienen una textura distintiva, en el que ampliamente separado, típicamente centímetro de tamaño clastos están dominados por matriz de la roca de harina que contiene un andesitic al componente tobáceo dacítico (Tabla 1), este último comúnmente difícil de reconocer, donde la alteración es intensa. El mal Lithified, la naturaleza friable y la matriz rica en arcilla de muchas brechas diatrema dan lugar a la topografía recesiva y poca, o ninguna, exposición de la superficie. Una expresión topográfica positivo da como resultado sólo cuando estéril, tardío a los enchufes de pórfido postmineral entrometerse las brechas diatrema (por ejemplo, Dizon y Guinaoang, Filipinas y Batu Hijau; Sillitoe y Gappe, 1984; Sillitoe y Angeles, 1985; Garvin, 2002; Fig. 6). Muchos diatremas son adiciones fase tardía a pórfido sistemas de Cu, en los que comúnmente son posteriores y, o bien cortar o se producen junto a la mineralización de Cu pórfido en profundidad (Howell y Molloy, 1960; Sillitoe y Gappe, 1984; Perelló et al, 1998;. Garwin, 2,002), pero se solapan con los eventos de alta sulfuración en niveles epitermales menos profundas (por ejemplo, Dizon; Fig. 6). Los diatremas, en particular sus zonas de contacto, pueden localizar parte de la alta sulfuración Au mineralización (por ejemplo, Wafi-Golpu, Papua Nueva Guinea; Fig. 6). En una minoría de casos, sin embargo, diatremas (por ejemplo, Grasberg, Galore Creek, y BoyonganBayugo, Filipinas; MacDonald y Arnold, 1994; Enns et al, 1995;.. Braxton et al, 2008) o depresiones de toba lleno presumiblemente alimentados por uno o m ás diatremas subyacentes (por ejemplo,
Magmático-hidrotérmica y brechas freáticas
Las brechas hidrotermales más comunes en las partes más profundas de los sistemas Cu pórfido son de tipo magmático-hidrotermal, los productos de liberación de sobrepresión magmática
T PODER 1. Características de los principales tipos hidrotermal Breccia en pórfido Cu Sistemas Posición en el sistema
tiempo relativo
Tipo
(abundancia)
magmático
dentro de pórfido
Irregular, sobre tubería T ípicamente
hidrotermal
depósitos de Cu,
como cuerpos
localmente alrededor de
(10s-100S m en
angular a
ellos (omnipresente)
diámetro)
subredondeada
Formar
intermineral
proporciones
tipos de alteración
mineral (s) principal
clastos / Matrix
(Tabla 2)
Cu-cojinete
Cuarzo-magnetite- Clast o matriz biotita-sulfuros / soportado
± potásicos
calcopirita,
puede constituir
clorito-sericita
extraordinariam ente
m in eral, com únmente
cuarzo-muscovitetourmalinesulfides ± harina de roca ± roca ígnea (es decir, ígnea brecha)
sericítica ±; infrecuente argílica avanzada
bornita
Alto grado
Matriz de polvo de roca fangosa
sericitización,
característicasclast
Matriz / cemento
Comúnmente
monomict,
Potencial económico
Freático
dentro y
diques,
(pórfido
alrededor de pórfido
extraordinariamente
redondeado a
nivel de Cu)
depósitos de Cu
alféizares y
subredondeada
(relativamente
cuerpos
ejemplo, Bisbee;
común)
irregulares
Bryant, 1987)
Tarde
polimíctica,
soportado
generalmente ninguno
Barren a menos rica
avanzado
en preexistente
argílica, o ninguno
mineralización(por
Freático
Dentro lithocaps;
Irregular
Típicamente
Comúnmente
Calcedonia,
Clast o matriz
Avanzado
(Nivel epitermal)
superficial local
cuerpos
intermineral
silicificada,
soportado
argílica
manifestaciones como
(10s-100S m en
en relación con el
angular a
brecha erupción
diámetro)
desarrollo lithocap
subredondeada
cuarzo, alunita, barita, sulfuros, S nativa
Ninguno o ad-
enargita, luzonite
puede constituir
S I S T E M A S p ó r f i d o d e c o b r e
alta sulfuración mena / Au / Ag Cu
(relativamente común)
freatomagmática
diatremas lapso
Kilómetro-
Comúnmente
polimíctica,
harina de roca con
pórfido Cu y
escala,
tarde, pero a principios
centímetro de tamaño,
juvenil o toba
bientes epitermal
hacia abajo-
ejemplos
redondeada, y
gota de magma
Matriz dominado; acreción
am-; superficie
estrechamiento
conocido
componente; temprano
lapilli en matriz-
con ejemplos
Cu o de alto
como manifestaciones
conductos
pulido; juvenil
ejemplos cortada por
dominado
cualquier alteración
mineral de sulfuración
volcanes maar (presente
(Burbuja de magma,
mineralización de
capas
escribir en función del
tipos
en ~ 20% de los
piedra pómez) clastos
pórfido de Cu
sistemas)
localmente
Comúnmente localmente enargita
argílica avanzadas,
estéril, sino que puede
pero temprano
pórfido de acogida
nivel de exposición
1 3
14
Richard H. Sillitoe
fluidos (Sillitoe, 1985). Muchos depósitos de Cu pórfido contienen volúmenes menores (5-10%) de brecha magmático-hidrotermal (Fig. 6); sin embargo, incluso grandes depósitos pueden ser libres o bien de brecha, como en Chuquicamata (Ossandón et al., 2001), o brecha dominado, como se ejemplifica por> 5 Gt de brecha mineral de grado en Los Bronces-Río Blanco (Warnaars et al., 1985;. Serrano et al, 1996; Fig. 5a). brechas Magmático-hidrotermales mostrar una variedad de texturas (Tabla 1), que dependen principalmente de forma clast y la composición, la relación de clast / matriz, constitución de matriz / cemento, y el tipo de alteración. Se distinguen de las brechas diatrema freatomagmáticas por varias características (Tabla 1), en particular la ausencia de material tobáceo. Los clastos de brechas se pueden establecer en matriz de la roca de harina, hidrotermal
alteración de cuarzo-pirofilita: cemento de cuarzo-pyriteenargite alteración sericitización: cemento de cuarzo-tourmalinepyrite
rocas de la pared
alteración sericitización: cemento de cuarzo-tourmalinechalcopyrite
magnetita remanente de cemento, de grano fino de material ígneo, o alguna combinación de
el
Tres. matrices ígneas tienden a ser más común en
Earl y potásica de pórfido
profundidad
cerca de la fuente magmática, donde el término ígnea brecha se aplica apropiadamente (por ejemplo, Hunt et al, 1983;. Fig. 8).
Magmático-hidrotermal
modificación:
cemento calcopirita biotita-magnetite-
brechas, generalmente de ocupación
empinada, pipelike a cuerpos irregulares, están comúnmente intermineral en el tiempo como resultado de ser generados en estrecha asociación con las fases
brecha ígnea
de pórfido intermineral (. Figs 6, 8). Por lo tanto, muchas de las brechas de sobreimpresión patrones de alteración-mineralización preexistentes y tipos ventileos (por ejemplo, Red Mountain, Ari-
Intermineral
Zona; Quinlan, 1981), que se incorporan como clastos. Las primeras brechas pueden mostrar alteración potásica y tienen biotita, magnetite y cementos calcopirita, mientras que posteriormente son comúnmente sericitized y contienen cuarzo prominente, turmalina, especularita, calcopirita, y / o pirita como cementación mineralogía
ALS. brecha Sericitized puede cambiar hacia abajo para breccia-potásica alterado (por ejemplo, Los Bronces-Río Blanco; Vargas et al, 1999;.. Frikken et al, 2005; Fig. 8). El contenido de metal de algunas brechas magmático-hidrotermales pueden ser más altos que los de los alrededores mineralización de pórfido stockwork Cu, reflejando su alta permeabilidad intrínseca. En contraste con diatremas, brechas magmático-hidrotermales son normalmente ciego y no penetran el medio ambiente suprayacente epitermal, mientras que la baja poco a poco se desvanecen como resultado del aumento de clast / matriz ± proporciones de cemento, en lugares acompañados de vainas de grano grueso, pegmatoidal , minerales potásicos que representan antiguos sitios de acumulación de vapor (por ejemplo, Los Pelambres, Chile central;. Perelló et al, 2007; Fig. 8; véase más adelante).
Varios tipos de freáticas brecha (meteórica-hidrotermales) son ampliamente observados en los sistemas Cu pórfido; pueden ser simplemente subdividen en diques de guijarros y,, cuerpos más grandes extraordinariamente resultantes de intermitente de agua relativamente fría suelo en acercamiento al magma, típicamente diques de pórfido late-minerales; y empinado, tabular a cuerpos irregulares provocadas por la acumulación de presión de vapor por debajo de capas impermeables, que comúnmente resultan de sellado auto por silicificación (Sillitoe, 1985; Tabla 1). Por lo tanto, diques de guijarros muestran transiciones descendentes a las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Tintic, Utah y Toquepala, sur de Perú; Farmin, 1934; Zweng y Clark, 1995), mientras que las brechas provocadas por el confinamiento de fluido normalmente no forman en las proximidades de cuerpos intrusivos . Los diques de guijarros y brechas relacionadas son principalmente restringido a los depósitos de pórfido Cu, incluyendo sus partes marginales, mientras que brechificación inducida por el confinamiento de fluido tipifica el medio ambiente epitermal suprayacente highsulfidation (Fig. 6). Allí, la distinción de brechas diatrema freatomagmáticas puede ser difícil
pórfido 200m parches Pegmatoidal
200m
F YO G. 8 . Representación esquemática de una gran brecha magmático-hidrotermal
cuerpo genéticamente vinculada a la cúspide de una intrusión de pórfidos intermineral. La alteración-mineralización se divide en zonas de argílica avanzada (con pyriteenargite) en la parte superior a través de sericítica (con pirita de poca profundidad y calcopirita de profundidad) a potásica (con magnetita-calcopirita bornita ±) en la parte inferior, donde la textura de brecha puede ser casi imperceptible y pegmatoidal vainas son comunes. La inyección de grano fino, matriz ígnea define la brecha ígnea cerca de la base del cuerpo. todo el cuerpo de brecha sometió originalmente alteración potásica antes de sobreimpresión parcial por sericítica y, posteriormente, los conjuntos argílica avanzada, tal como se documenta por la aparición localizada de magnetita remanente y moscovita después de biotita de grano grueso en el cemento a la brecha sericitized.
debido a la textura de la obliteración causada por una intensa alteración arcillosa avanzada (por ejemplo, Pascua-Lama). brechas freáticas, como se ejemplifica por diques de guijarros, normalmente contienen poblaciones clast polimícticas establecidos en fangoso, matrices roca de harina (Tabla 1). transporte clast Vertical puede ser apreciable (por ejemplo,> 1 km en Tintic; Morris y Lovering, 1979). Las brechas son típicamente características última etapa y, por lo tanto, sin alteraciones y estéril. En contraste, el transporte clast en las brechas freáticas producidos por el confinamiento de fluido en el medio ambiente de alta sulfuración es más restringida, con muchos de los clastos se derivan localmente a partir de los sellos sí mismos y, por lo tanto, comúnmente compuesto de roca silicificada (Tabla 1). Aunque se puede producir polvo de roca entre el clastos, cuarzo, calcedonia, alunita, barita, pirita, y enargita también se observan ampliamente como cementación de minerales. Estos freática mineral anfitrión brechas en muchos de alta sulfuración Au ± Ag ± depósitos de Cu (por ejemplo, Choquelimpie, el norte de Chile; Gropper et al., 1991). En contraste con
SISTEMAS pórfido de cobre
15
las brechas magmático-hidrotermales y diques de cantos rodados en el nivel de pórfido Cu,
tipos de mineral de roca-organizada son reemplazos de camas r eceptivas, comúnmente por
estas brechas freáticas en el medio ambiente de alta sulfuración pueden alcanzar el
debajo de las unidades de roca relativamente impermeable (por ejemplo, Titley, 1996) y, por
paleosuperficie, donde las erupciones hidrotermales resultan en la acumulación de brecha
lo tanto, tienden a ser estratos encuadernado, aunque el control de fallos de ángulo alto y
subaéreo como delantales alrededor de los orificios de ventilación eruptivas (por ejemplo,
bajo se enfatiza también ampliamente (por ejemplo, skarns proximal en Ok Tedi, Papua
Hedenquist y Henley, 1985 ; figura 6)..
Nueva Guinea, y Antamina, el centro de Perú; Rush y Seegers, 1990;. Love et al,
tipos y geometrías del yacimiento
Los, núcleos centrales más profundas de sistemas Cu pórfido están ocupadas por depósitos de pórfido de Cu, en los que las geometrías de mineral de la zona dependen principalmente de la forma general del anfitrión de valores o dique complejo, los sitios de deposición de los sulfuros de Cu-cojinete, y las posiciones de cualquier retraso, bajos y las intrusiones y diatremas pórfido subore grado. Las formas de muchos depósitos de pórfidos de Cu son similares a los de sus intrusiones de acogida; por lo tanto, las acciones cilíndricos típicamente albergan yacimientos cilíndricos (Fig. 6), m ientras que lateralmente extensos diques dan lugar a cuerpos mineralizados con similares estrecha, alargada formas (por ejemplo, Hugo Dummett; Khashgerel et al., 2008). Muchos de pórfido depósitos de Cu se forman como verticalmente cuerpos extensos, que se convierten progresivamente menor grado tanto hacia el exterior y hacia abajo,
2003). Las partes superiores de los depósitos minerales tienden a ser relativamente abrupto y controlada por los vértices de stockworks ventileos de cuarzo (ver abajo). La forma de cualquier yacimiento de pórfido de Cu puede sufrir modificación significativa como resultado de la colocación de tardío a los volúmenes de roca postmineral (por ejemplo, la Fig. 5A), como se ejemplifica por los núcleos de bajo grado causadas por emplazamiento interno de las fases de pórfido latemineral (por ejemplo, Santo Tomás II, Filipinas; Sillitoe y Gappe, 1984) y, mucho menos comúnmente, diatremas latestage (por ejemplo, El Teniente; Howell y Molloy, 1960; Camus, 2003). Unos depósitos, en lugar de desaparecer, ya sea de forma gradual (por ejemplo, El Salvador; Gustafson y Quiroga, 1995) o bastante abrupta (por ejemplo, H14-H15 en Reko Diq, Pakistán) en profundidad, tienen bases cuchillo afilado, como resultado de truncamiento por intrusiones latemineral (por ejemplo, Santo Tomás II; Sillitoe y Gappe,
1984). La coalescencia de pórfido estrechamente espaciados depósitos de Cu mejora tamaño potencial (por ejemplo, H14-H15 en Reko Diq;. Perelló et al, 2008)
Desarrollo de la pared de yacimientos de roca alojada junto a los depósitos de Cu pórfido es más común donde las rocas carbonatadas receptivas están presentes (Fig. 6). tipos de depósito incluyen proximal Cu ± Au y, menos comúnmente, distales skarns de Au y / o Zn-Pb (por ejemplo, Meinert, 2000;. Meinert et al, 2005); más distal, carbonato de reemplazo (chimenea-manto), los cuerpos de sulfuro masivos dominados por cualquiera de Cu (por ejemplo, distrito Superior, Arizona y el distrito Sepon, Laos [Fig 9c.]; Paul y Knight, 1995; cargadora,
1999) o, más comúnmente, Zn, Pb, Ag ± Au (por ejemplo, Recsk, Hungría; Kisvarsanyi, 1988) más allá de la parte delantera skarn (Fig 6).; y, con poca frecuencia, los sedimentos-alojado (distal-diseminada; Cox y Singer, 1990) las concentraciones de Au en los límites de los sistemas (por ejemplo, Barneys Canyon y Melco, distrito Bingham; Babcock et al, 1995;. Gunter y Austin, 1997; Cunningham et al, 2004;. Fig. 9a). La continuidad entre algunos de estos depósitos de carbonato de rock-organizada es posible; por ejemplo, transiciones desde proximal Cu-Au a distal Au skarn en el distrito Canyon Copper (Cary et al., 2000) y distal skarn Zn-Pb-Cu-Ag a carbonato de reemplazo de Zn-Pb-Ag en la marmota, Distrito Central , Nuevo México (Meinert, 1987). Todos estos carbonato
2004). formación mineral Distal en los sistemas Cu pórfido es menos común en rocas ígneas pared o siliciclásticas, dentro de halos propilítica, donde a fall os y fractura controlada, subepithermal Zn-Pb-Cu-Ag ± Au venas de importancia económica actualmente limitado tienden a ser desarrollado ( por ejemplo, Parque Mineral; Ei del et al, 1968 y Los Bronces-Río Blanco;.. Figs 5a, 6). Si n embargo, yacimientos de tonelaje más grandes pueden ocurrir donde existen rocas pared permeable, como se ejemplifica por los apilados, mantos Au-cojinete en amygdaloidal y las tapas de flujo andesíticas brechadas en Andacollo, Chile (Reyes, 1991).
En el lithocap ambiente-normalmente se encuentra por encima, areally más extensa que, y comúnmente sobreimpresión depósitos de Cu pórfido (Fig 6;. Ver más abajo) -Alta sulfuración epitermal Au, Ag, y / o depósitos de Cu son característicos; sin embargo, las partes conservadas de muchos lithocaps son esencialmente estéril. Los depósitos de alta sulfuración nivel más profundo, las vetas cordilleranas de metales base de Einaudi (1982), tienden a caracterizarse por sulfuros masivos, comúnmente ricas en los sulfosales Cubearing (enargita, luzonite, y / o famatinite). Generalmente, se presentan las venas como tabulares depósitos de pórfidos de Cu sobreimpresión, como los de Butte (Meyer et al., 1968), Escondida (Ojeda, 1986), Chuquicamata (Ossandón et al., 2001), y Collahuasi, el norte de Chile (Masterman et al ., 2005; Fig. 6). Alternativamente, para un máximo de varios kilómetros más allá de depósitos de pórfidos de Cu, que comprenden sustituciones estructuralmente controladas y brechas hidrotermales, ya sea en rocas volcánicas como en Lepanto en el distrito Mankayan (García, 1991;. Hedenquist et al, 1998), Nena en el distrito River Frieda, Papua Nueva Guinea (Espi, 1999), y Chelopech, Bulgaria (Chambefort y Moritz, 2006) o, en su lithocaps chocan contra las rocas carbonatadas, ya que los depósitos como en el sector de la Fundición Marcapunta en Colquijirca (Vidal y Ligarda, 2004; Bendezú y Fontboté, 2009). Por el contrario, mucho mayor tonelaje, difundidos yacimientos Au ± Ag son más típicas de las partes menos profundas (<500 m) de lithocaps (Sillitoe, 1999b), como se ejemplifica por Yanacocha (Harvey et al., 1999) y Pascua-Lama (Chouinard et al, 2005), aunque el desarrollo mucho más profundo de los depósitos de Cu-Au difundidos también es relativamente común (por ejemplo, Tampakan;. Rohrlach et al, 1999)..
2001) y en el casco Collahuasi (Masterman et al, 2005; Fig. 6).. Localmente, sin embargo, el intermedio sulfuración y ambos lode Cordillera y poco profundas, diseminada tipos de mineralización de alta sulfuración muestran relaciones mineralógicas de transición, como se ejemplifica por las denominadas venas escenario principal en Butte (Meyer et al., 1968) y el A diseminada y zonas de Enlace en Au-Wafi Golpu (Leach, 1999; Ryan y Vigar, 1999). Las venas epitermales intermedia sulfuración
dieciséis
Richard H. Sillitoe
un
segundo Límite de
Au-Ag
Barneys Cañón
norte
datos norte
30000N
Pb-Zn Melco Au-Como
Cu Pb-Zn
rocas volcánicas rtiary del te
Pirita-Cu
Cu-Mo
Cubierto
+ yacimiento
zona
aluvión Cu-Mo
Cu
Pb-Zn Pb-Zn
10000S
Au-Ag
3 kilometros
0
5 kilometros
límites exteriores de: Cu-Mo Cu pirita
Pb-Zn Au
do Au-Como-Sb
Descubrimiento Au depósito Khanong depositar
Cu cuarzo padan ventileos stockworks
Cu
Cu-Mo
norte
Mo-Cu
Nam Kok Au depósito Cu-Mo
Nalou Au depósito Au-Como-Sb
Thengkham stockwork de cuarzo ventileos
5 kilometros
FY O G. 9 . Ejemplos de metales bien desarrollado zonificación centran en los depósitos de Cu pórfido. a. Bingham, Utah, donde el pordepósito phyry Cu-Au-Mo es seguido sucesivamente hacia el exterior por Cu-Au skarn, carbonato de reemplazo de Zn-Pb-Ag-Au y Au depósitos de sedimentos alojados distales, este último anteriormente explotada en Barneys Canyon y Melco (después de Babcock et al ., 1995). segundo. Parque Mineral, Arizona, donde el sistema de vetas noroeste-llamativo centrada en el pórfido depósito Cu-Mo se divide en zonas hacia el exterior de Cu a través de Pb-Zn para Au-Ag (después de Lang y Eastoe, 1988). do. Sepon, Laos, donde dos centros de Mo-Cu pórfido subeconómico marcados por stockworks ventileos de cuarzo se dividen en zonas hacia el exterior a través de carbonato de reemplazo de Cu para sedimentar-alojado Au depósitos sin ninguna zona de Zn-Pb-Ag intervenir (resumido de RH Sillitoe, no publicados. Informe, 1999). Tenga en cuenta los grandes radios (hasta 8 km) de algunos sistemas. Las escalas son diferentes.
17
SISTEMAS pórfido de cobre
son los homólogos de nivel superficial (<1 km paleodepth) de la Zn-Pb-Cu-Ag ± Au venas situadas junto a los depósitos de Cu pórfido, pero no hay conexión directa entre los dos tipos es evidente (Fig. 6). Los, de alta sulfuración reemplazos masivos de pirita-enargita en rocas carbonatadas también son localmente de transición hacia el exterior a través de alto a intermedio sulfuración Zn-Pb-Ag mineral, un continuo observado en los distritos Tintic y Colquijirca (Lindgren y Loughlin, 1919; Bendezú et al., 2003; Bendezú y Fontboté, 2009).
zonificación alteración-mineralización de depósitos de pórfidos de Cu
depósitos de pórfido Cu muestran un patrón consistente, a gran escala alteración-mineralización de zonificación que comprende, en el centro de la parte inferior hacia arriba, varios de sódicos-cálcico, potásica,
clorito-sericita, sericítica, y argílica avanzada (cf. Meyer y Hemley, 1967; Tabla 2;. Figs 10, 11). Clorítica y alteración propilítica desarrollan distalmente a niveles poco profundos y más profundas, respectivamente (Fig. 10). Igualando clorito-sericita alteration- el nombre abreviado utilizado por Hedenquist et al. (1998) para la sericita-arcilla-clorito (SCC) de Sillitoe y Gappe (1984) - con Meyer y (1967) de baja temperatura de tipo argílica intermedio de Hemley (por ejemplo, Hedenquist et al, 1998;. Sillitoe, 2000; Seedorff et al, 2005;. Bouzari y Clark, 2006) provoca confusión y, probablemente, se debe interrumpir. Fílica (Lowell y Guilbert, 1970) y sericítica son sinónimos. La secuencia de zonificación alteración-mineralización típicamente afecta a varios kilómetros cúbicos de roca (por ejemplo, Lowell y Guilbert, 1970; Beane y Titley, 1981), aunque sericítica y,
Vuggy residual de cuarzo / silicificación calentado por vapor
Quartzkaolinite Quartzalunite Intermedio argílica
Cuarzo-
pirofilita clorítica descalcificación
Más skarn reducida
débilmente alterada
skarn oxidado
sulfuros masivos
inalterada
Potásico
propilítica 1 kilometro
1 kilometro
Sodiccalcic
F YO G. 1 0. generalizada patrón de zonificación alteración-mineralización de pórfido telescópica depósitos de Cu, basado en el geológico y la plantilla de tipo depósito presenta como Figura 6. Obsérvese que los tipos de alteración-mineralización poco profundas sobreimprimen consistentemente más profundas. Los volúmenes de los diferentes tipos de alteración varían notablemente de depósito a depósito. alteración sericítica puede proyectarse verticalmente hacia abajo como una corona circular que separa las zonas potásicos y propilítica así como el corte de la zona potásica centralmente como se muestra. alteración sericítica tiende a ser más abundante en depósitos de pórfido Cu-Mo, mientras que la alteración de clorito-sericita desarrolla preferentemente en Cu-Au depósitos de pórfido. La alteración-mineralización en el lithocap es comúnmente mucho más compleja que se muestra, particularmente donde el control estructural es de suma importancia. Véase el texto para más detalles y la Tabla 2 para más detalles alteración-mineralización. Modificado de Sillitoe (1999b, 2000).
1 8
TP ODER 2. Características de los tipos de alteración-mineralización Principales en pórfido Cu Sistemas Posición en el sistema (abundancia)
minerales clave
Posibles minerales auxiliares
sulfuro de director
(nombre alternativo) Sódico-cálcico
De profundidad, incluyendo
Albita / oligoclase, actinolita, magnetita
Diópsido, epidota, granate
típicamenteausente
zonas núcleo de
Biotita,
pórfido Cu depósitos (omnipresente)
K-feldespato
Actinolita, epidota, sericita, andalucita, albita, carbonato, turmalina, magnetita
Pirita-calcopirita, calcopirita ± bornita, bornita ± ± digenita calcosina
tipo de alteración
2
debajo de los depósitos de
1
venillas contemporáneas 3 ( designacion)
ensamblajes (menor) La magnetita ± actinolita (M-tipo)
orillos ventileos
Potencial económico
Albita / oligoclase
Normalmente estéril, pero localmente mineral portador
pórfidos de Cu (poco común)
Potásica (K-silicato)
EDM de tipo con cuarzo-biotita-sericiteK-feldespato-andalusitesulfides sericita ± biotita ± K-feldespato ± andalucita (EDM / T4 de tipo), cuarzo-sulfuros ± magnetita (tipo A), + Calcopirita diseminada ± bornita; otros ninguno, excepto cuarzo-molibdenita ± pirita ± localmente feldespato potásico calcopirita (sutura central; B-type)
el mineral principal
Árido, a excepción de las venas subepithermal
La biotita (EB-tipo), K-feldespato,
contribuyente
alrededor de A y B tipos
propilítica
Clorito, epidote, albita, carbonato
Actinolita, hematita, magnetita
La pirita (± esfalerita, galena)
Pirita, epidota
Carbonato, epidota, esmectita
Pirita-calcopirita
Clorito ± sericita ± sulfuros
depósitos Aurich)
Clorito, sericita / illita, hematita (Martita, especularita)
Las partes superiores de los
Cuarzo, sericita
Pirofilita, carbonato, turmalina, especularita
La pirita ± calcopirita (pirita-enargita ± tennantita, pyritebornite ± calcocita, pirita-esfalerita)
± cuarzo-pirita otros sulfuros (D-tipo)
Pirita-enargita, pi ri ta -c al co si na , pirita-covellina
± sulfuros de Cu pirita-enargita
Cuarzo-alunita, cuarzo
En la zona
(Incluye venas)
pirofilita / dickita,
constituye el mineral
cuarzo, caolinita
en lithocaps y sus raíces
partes marginales de los sistemas, por debajo de lithocaps (omnipresente)
Clorito-sericita (sericita-arcilla-clorito [SCC])
Sericítica (fílica)
Las partes superiores de las zonas centrales de pórfido de Cu (común, especialmente en
depósitos de pórfido de Cu (ubicuos, excepto con intrusiones alcalinas)
argílica avanzada (Cuarcita secundaria
Por encima de pórfido
Cuarzo (en parte
Diáspora, andalucita,
depósitos de Cu,
zu ñi ít a, c or in dó n,
en la terminología
constituye la lit hocaps (común)
residual, vuggy), alunita, 4
de Rusia)
1 Con exclusión de las desarrolladas en 2
alteración sericítica contienen anhidrita, que también se produce tan tarde, en gran parte venillas monomineralic
Cuarzo-sericita
Comúnmenteestéril, pero puede constituir mineral
rocas carbonatadas ricas
Alunita comúnmente intercrecido con minerales (APS)-fosfato-sulfato de aluminio (véase Stoffregen y Alpers, 1987)
colaboradorde mineral común
Dispuestas de probable más antigua (arriba) a más joven (parte inferior), a excepción de propilítica que es equivalente lateral de potásica; argílica avanzada también forma anteriormente potásica temprano en sistemas (Fig. 10)
3 Muchos venillas en potásica, clorita-sericita y
4
pirofilita, dickita, caolinita
dumortierite,topacio, especularita
Clorita, sericita / ilita
R i c h a r d H . S i l l i t o e
19
SISTEMAS pórfido de cobre
calentado por vapor
Vuggy residual de cuarzo / silicificación
argílica avanzada (PY)
SUPERFICIAL
(Py-en, py-cv)
Quartzalunite
Quartzkaolinite Sericítica (py, py-cp, py-bn)
clorítica Quartzpyrophyllite
sericitización
Chloritesericite
m k 5 A . 1
Chloritesericite (cp-py)
Potásica (cp-bn)
propilítica
prop (py)
Potásico
pórfido de múltiples fases de la
1 kilometro PROFUNDO
1 kilometro TEMPRANO
FY O G. 1 1. patrón de zonificación alteración-mineralización generalizadas para un no
telescópica sistema de pórfido de Cu, haciendo hincapié en la brecha apreciable, normalmente estéril que existe entre el lithocap y pórfido subyacente de valores. Leyenda como en la Figura 10.
en particular, la alteración argílica avanzada son mucho menos bien desarrollada en los depósitos de Cu pórfido asociados con alcalino que con intrusiones calcialcalinas (Lang et al, 1995;. Sillitoe, 2002; Holliday y Cooke, 2007), lo que refleja el control de la K + / H + relación en la química magma (por ejemplo, Burnham, 1979). asociaciones minerales opacos específicos son partes intrínsecas de cada tipo de alteración (Tabla 2; Fig. 12) debido a la relación directa entre el estado sulfuración, el jefe de control en los conjuntos de sulfuro, y la solución de pH, un control principal de tipo alteración (Barton y Skinner, 1967; Meyer y Hemley, 1967;. Einaudi et al, 2003; Fig. 12). estado sulfuración, una función de S fugacidad y la temperatura, los cambios de baja a través de intermedio a alto a medida que disminuye la temperatura (Barton y Skinner, 1967;. Einaudi et al, 2003). En general, los tipos de alteración-mineralización se vuelven progresivamente más joven hacia arriba (Fig.
0.2- 5 Ma
TARDE
FY O G. 1 2. Representación esquemática de generalizada alteración-mineralizasecuencia ción en los sistemas de pórfido Cu en relación con paleodepth y la vida útil del sistema. La secuencia, desde potásica con propilítica periférica (prop) a través de clorito-sericita y sericítica a argílica avanzada, es el resultado del aumento consecuente acidez de la temperatura de la disminución de los fluidos hidrotermales. Un aumento en líneas generales paralelo en el estado de sulfuración de los resultados fluidos en los cambios en el conjunto de sulfuro de calcopirita (cp) -bornite (BN), a través de calcopirita-pirita (py) y pirita-bornita, pirita a-enargita (en) o pyrite- covelita (cv), como se trazó para varios depósitos por Einaudi et al. (2003). Nótese la ausencia de sulfuros de Cu-cojinete de la alta temperatura de la zona argílica temprana, avanzada. Modificado de Sillitoe (2000).
Grandes partes de los depósitos de Cu muchos pórfido (por ejemplo, Lowell y Guilbert, 1970; Titley, 1982), especialmente profundamente formado (por ejemplo, Butte; Rusk et al, 2004, 2008a.) O relativamente profundamente erosionadas ejemplos como El Abra (Ambrus, 1977 ; Dean et al, 1996) y Gaby (Gabriela Mistral), norte de Chile (Camus, 2001,. 2003), se componen predominantemente de alteración potásica, que los grados marginalmente en zonas propilítica generalmente débilmente desarrollados (Fig. 10). La biotita es el mineral alteración predominante en las intrusiones de pórfido y rocas de caja relativamente máfica, mientras que K-feldespato aumentos en abundancia en más félsico, granodiorítico de cuarzo configuración monzoníticas. Sódicos plagioclasa puede ser un mineral alteración de acompañamiento en los dos ámbitos. Localmente,-textura destructiva de
12), con el resultado de que las zonas de alteración-mineralización menos profundas
cuarzo-K ± sobreimpresiones de inundación Na-feldespato y destruye los conjuntos más típicos potásicos
invariablemente sobreimprimen y al menos parcialmente reconstituyen más profundas.
(por ejemplo, Chuquicamata;. Ossandón et al, 2001). La calcopirita ± mineral bornita en muchos depósitos de Cu pórfido se limita en gran parte a las zonas potásicos (Tabla 2; Fig. 12), con uno o más centros bornita
alteración Sodic-cálcico, cojinete comúnmente magnetita (Tabla 2), es normalmente bastante mal conservado en profundidad en algunos depósitos de Cu pórfido, comúnmente en las rocas de la pared inmediatas a las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Panguna, Papúa Nueva Guinea y El Teniente; Ford, 1978;. Cannell et al, 2005), una posición que puede dar lugar a confusión con alteración propilítica (Fig. 10). Sin embargo, también caracteriza a las zonas situadas en el centro de algunas poblaciones de pórfido de Cu (por ejemplo, Koloula, Islas Salomón y la isla de cobre, British Columbia; Chivas, 1978; Perelló et al, 1995;. Arancibia y Clark, 1996). alteración Sodic-cálcico es típicamente sulfuro y metal pobre (excepto para Fe como magnetita), pero puede alojar mineralización en Au-rico de pórfido depósitos de Cu (por ejemplo, la pepita Hill, Filipinas), en algunos de los cuales híbrida potásica-cálcico ( biotita-actinolite- magnetita) ensamblajes también son comunes (por ejemplo, Santo Tomás II, Ridgeway, y Cotabambas, sur de Perú; Sillitoe y Gappe, 1984;. Wilson et al, 2003; Perelló et al, 2004a)..
rica en la caracterización de las partes más profundas, centrales de muchos depósitos. En algunos centros de bornita-rico, el estado sulfuración es lo suficientemente bajo para estabilizar digenita calcocita ± (Einaudi et al., 2003; Tabla 2). núcleos de calcopirita-bornita son de transición hacia el exterior para anillos calcopirita-pirita, que, con el aumento de contenido de sulfuro, grado en halos de pirita, típicamente partes de las zonas circundantes propilítica (Tabla 2). Pirrotita puede acompañar a la pirita donde reducidas rocas huésped están presentes (por ejemplo, Kosaka y Wakita, 1978; Perelló et al., 2003b). La alteración potásica afecta a las generaciones tempranas y intermineral pórfido (Fig. 7) y muchos brechas magmático-hidrotermales intermineral así como volúmenes variables de las rocas de la pared. Las rocas de pared potásicos alterados núcleos de calcopirita-bornita son de transición hacia el exterior para anillos calcopirita-pirita, que, con el aumento de contenido de sulfuro, grado en halos de pirita, típicamente partes de las zonas circundantes propilítica (Tabla 2). Pirrotita puede acompañar a la pirita donde reducidas rocas huésped están presentes (por ejemplo, Kosaka y Wakita, 1978; Perelló et al., 2003b). La alteración potásica afecta a las generaciones tempranas y intermineral pórfido (Fig. 7) y muchos brechas magmático-hidrotermales intermineral así como volúmenes variables de las rocas de la pared. Las rocas de pared potásicos alterados núcleos de calcopirita-bornita son de transición hacia el exterior para anillos calcopirita-pirita, que, con el aumento de contenido de sulfuro, grado en halos de pirita, típicamente partes de las zonas circundantes propilítica (Tabla 2). Pirrotita puede acompañar a la pirita donde reducidas rocas huésped están p
20
Richard H. Sillitoe
gama de enchapado restringidas cerca de los contactos de valores o dique para zonas kilómetros de escala, como los de las unidades litológicas anfitrionas mafic mencionados anteriormente en El Teniente, resolución y Oyu Tolgoi. La alteración potásica se convierte generalmente menos intenso de la mayor a las fases de pórfido más jóvenes, aunque las intrusiones late-minerales son posteriores y mostrar un
stockworks cuarzo ventileos (véase más adelante). Estos ensamblajes de alta sulfuración
conjunto propilítica (Fig. 7), aunque de momento más tarde que los halos propilítica desarrollaron periférica a las zonas potásicos. Clorito-sericita alteración (Tabla 2),
conduce a dificultades de reconocimiento de los depósitos, que también se sometieron
dando lugar a las rocas distintivos, de color verde pálido, está muy extendida en las partes menos profundas de algunos depósitos de Cu pórfido, en particular los ejemplos Au-ricos, donde sobreimpresiones preexistentes ensamblajes potásicos (Figs. 10,
(p.ej, supergénico Cu enriquecimiento de sulfuro Chuquicamata, Ossandón et al, 2001).; de hecho, la contribución hipógeno es comúnmente no distinguirse de los productos de supergenes de enriquecimiento (por ejemplo, Taca Taca Bajo, Argentina;. Rojas et al, 1999).
11). La alteración se caracteriza por parcial a completa transformación de minerales máficos a clorita, plagioclasa a sericita (moscovita de grano fino) y / o illita y magmáticas y cualquier magnetita hidrotermal a hematita (Martita y / o especularita), junto con la deposición de la pirita y calcopirita. Aunque Cu y / o Au tenores de las antiguas zonas potásicos pueden sufrir el agotamiento durante las sobreimpresiones clorito-sericita (por ejemplo, Esperanza, el norte de Chile; Perelló et al, 2004b.), La introducción de metal es también ampliamente reconocido (por ejemplo, Leach, 1999; Padilla Garza et al, 2001;. Harris et al, 2005;.. Mastermann et al, 2005) y, en unos pocos depósitos, se considera dar cuenta de la mayor parte del Cu contenida (por ejemplo, Cerro Colorado, el norte de Chile; Bouzari y Clark, 2006).
Sericítica alteración (Tabla 2) en depósitos de Cu pórfido normalmente sobreimprime y total o parcialmente destruye los conjuntos potásicos y clorita-sericita (Figs. 10-12), aunque halos ventileos sericítica se dividen en zonas hacia el exterior a clorito-sericita alteración en lugares (por ejemplo, Dilles y Einaudi, 1992). El grado de sobreimpresión es quizás el más apreciado en algunos cuerpos magmatichydrothermal de brechas en la que aislados agregados de magnetita se producen como restos varados en zonas sericítica o chloritesericite hasta 1 km por encima de los, piezas potásicos de magnetita-cementado (por ejemplo, Chimborazo, el norte de Chile; Fig. 8 ). alteración sericitización se puede subdividir en dos tipos diferentes: una variedad poco común, temprana que es de color verdoso a gris verdoso en color y un después, mucho más común y extendido, variedad blanca. En los pocos depósitos en que se consideren, principios,
2001). El fallecido, alteración sericitización blanco ha variado los patrones de distribución de los depósitos de pórfidos de Cu. Puede constituir zonas anulares que separa los núcleos potásicos de halos propilítica, como se subraya en modelos de Cu temprano pórfido (Jerome, 1966; Lowell y Guilbert, 1970; Rose, 1970), pero es tal vez más común como reemplazos estructuralmente controlados o aparentemente irregulares dentro de la partes superiores de clorito-sericita y / o zonas potásicos (Fig. 10). La alteración sericítica es comúnmente pirita dominado, lo que implica la eliminación efectiva del Cu (± Au) presente en la antigua clorito-sericita y / o ensamblajes potásicos. Sin embargo, la alteración sericítica también puede constituir mineral donde apreciable Cu permanece con la pirita, ya sea en la forma de calcopirita o ensamblajes como de estado alto sulfuración (típicamente, pirita-bornita, pirita-calcocita, pirita-covelita, pyritetennantite, y pirita-enargita; Tabla 2; cf. Einaudi et al., 2003).
El desarrollo principal de estos bornite-, chalcocite-, y covelita-cojinete, ensamblajes de alta sulfuración se limita en gran medida a blanco alteración sericítica que sobreimprime ahora-estéril
comúnmente tienen contenidos de Cu más elevadas que la antigua alteración potásica, resultando en enriquecimiento hipógeno (Brimhall, 1979), aunque cualquier Au se haya agotado (por ejemplo, Wafi-Golpu; Sillitoe, 1999b). Los sulfuros de Cu-cojinete ocurren típicamente como recubrimientos de grano fino en los granos de pirita diseminada, lo que
Las zonas profundas de lithocaps argílica avanzada, comúnmente al menos en parte estructuralmente controlados, pueden sobreimprimir las partes superiores de los depósitos de pórfido de Cu, donde la alteración sericítica es comúnmente de transición hacia arriba para cuarzo-pirofilita (Fig.
10), un conjunto extendido en el profundo, mayores partes de temperatura de muchas lithocaps (por ejemplo, El Salvador; Gustafson y H unt, 1975; Watanabe y Hedenquist, 2001). Por otra parte, sin embargo, menor temperatura de cuarzo-caolinita es el conjunto de sobreimpresión dominante (por ejemplo, Caspiche, el norte de Chile). La alteración argílica avanzada afecta preferentemente unidades litológicas con baja (por ejemplo, arenisca de cuarzo, rocas ígneas félsicas) en lugar de altas (rocas ígneas mafic) capacidades ácido-tamponantes. En varias localidades, la alteración argílica avanzada en los fondos de lithocaps muestra una textura irregular característica, comúnmente definido por parches pirofilita amoeboid incrustados en roca silicificada (por ejemplo, Escondida y Yanacocha; Padilla Garza et al, 2001;. Gustafson et al, 2004. ). Sin embargo, los parches pueden comprender también alunita o caolinita,
La distribución vertical de los tipos de alteración-mineralización de depósitos de pórfidos de Cu depende del grado de sobreimpresión o telescópico, cuyas causas se tratan más adelante. En sistemas altamente telescópicamente, los lithocaps argílica avanzada inciden sobre las partes superiores de las existencias de pórfido (Fig. 10) y sus raíces pueden penetrar hacia abajo para > 1 km. En tales situaciones, la alteración arcillosa avanzada puede ser de 1 a> 2 mi 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 momento necesaria para la telescópica a tener lugar. Donde telescópico está limitada, sin embargo, los lithocaps y las poblaciones de pórfido potásica-alterados puede ser separado por 0,5 a 1 km (Sillitoe, 1999b), un hueco típicamente ocupada por pyritic alteración clorito-sericita (Fig. 11). Donde carbonato (piedra caliza y dolomita) en lugar de rocas í gneas o siliciclásticas reciban a los depósitos de Cu pórfido, exoskarn cálcico o magnésico se genera en la proximidad de las i ntrusiones de pórfido, mientras que el mármol se produce más allá de la parte delantera skarn (Fig. 10). En el caso de protolitos de piedra caliza, anhidro, prograde andraditic granate-diopsidic formas piroxeno skarn contemporáneamente con la alteración potásica de unidades litológicas no carbonatada, mientras que hidratado skarn, retrógrada, comúnmente que contienen cantidades importantes de magnetita, actinolita, epidota, clorita, esmectita, cuarzo, carbonato, y hierro
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SISTEMAS pórfido de cobre
sulfuros, es el equivalente de los conjuntos de clorito-sericita y sericítica (Einaudi et al, 1981;. Meinert et al., 2003). Au skarns distales son típicamente más reducida (piroxeno rico) que sus homólogos proximales (fortaleza, Copper distrito Canyon; Myers y Meinert, 1991; Fig. 10). Un ensamblaje de cuarzo-pirita reemplaza cualquier rocas carbonatadas incorporados en lithocaps argílicos avanzados (por ejemplo, Bisbee, Arizona; Einaudi,
tipo), y K-feldespato, y típicamente carece de orillos alteración; (2) sulfuro-cojinete, venillas de cuarzo-dominado granulares con ningún orillos de alteración fácilmente reconocibles (tipos A y B) estrecha o; y (3) finales, cristalinas venas de cuarzo-sulfuro y venillas con prominentes, orillos de alteración de feldespato destructivos (incluyendo el tipo D). Grupo 1 y 2 venillas se emplazaron principalmente durante alteración potásica, mientras que el grupo 3 acompaña el clorito-sericita, sericítica, y profundos sobreimpresiones argílicos avanzados. Estrechas, mineralógicamente complejos venillas de cuarzo-sericita-K-feldespato-biotita con halos centimeterscale definidos por los mismos minerales (±
mil novecientos ochenta y dos). Endoskarn tiende a ser volumétricamente menor (Beane y
andalucita ± corindón), junto con abundante, calcopirita finamente diseminada ± bornita caracterizan el
Titley, 1981; Meinert et al., 2005). Los depósitos masivos carbonato de reemplazo de
cambio de grupo de 1 a 2 venillas en unos depósitos , aunque pueden haber sido confundidos en otros
sulfuro son normalmente envueltas por mármol. Cualquier Au mineralización sedimento
lugares con venillas de tipo D a causa de sus halos llamativos; se denominan micáceo temprano oscuro
alojada en la periferia de las formas de sistemas de carbonato de roca alojada pórfido Cu
(EDM) venillas HALO de Butte (Meyer, 1965; Brimhall, 1977;. Rusk et al, 2008a) y Bingham (. Redmond et
donde permeabilidad de la roca se ve reforzada por la descalcificación (Fig.
al, 2004), y el tipo 4 (T4) venillas en Los Pelambres (Atkinson et al, 1996;.. Perelló et al, 2007). Grupo 3 también incluye calcopirita masiva poco común, pero económicamente importante ± bornita ± venillas
10), incluyendo el lijado de dolomita, pero también ocluido localmente por la formación jasperoide relacionados-Au (distritos por ejemplo, Bingham y Sepon; Babcock et al, 1995;.. Smith et al, 2005; Fig. 9a, d).
chalcocita en el alto grado Grasberg (Pollard y Taylor, 2002;.. I. Kavalieris, pers commun, 1999), Hugo Dummett (Khashgerel et al, 2008. ), y los depósitos de resolución, así como en otros lugares. ., 2008a) y Bingham (Redmond et al, 2004), y el tipo 4 (T4) venillas en Los Pelambres (Atkinson et al, 1996;. Perelló y otros, 2007).. Grupo 3 también incluye calcopirita masiva poco común, pero económicamente importante ±
relaciones ventileos pórfido de Cu
bornita ± venillas chalcocita en el alto grado Grasberg (Pollard y Taylor, 2002;.. I. Kavalieris, pers commun,
La secuencia ventileos en depósitos de Cu pórfido, primero elaborado por Gustafson y Hunt (1975) en El Salvador y ampliamente estudiado desde (por ejemplo, Hunt et al, 1983;. Dilles y Einaudi, 1992; Gustafson y Quiroga, 1995; Redmond et al. , 2001; Pollard y Taylor, 2002;. Cannell y otros, 2005;. Mastermann et al, 2005), es altamente distintivo. De una manera general, las venillas se pueden subdividir en tres grupos (Tabla 2; Fig. 13): (1) venillas temprano, cuarzo y libre de sulfuro que contienen uno o más de actinolita, magnetita (tipo M), (temprano) biotita (EB
1999), Hugo Dummett (Khashgerel et al, 2008. ), y los depósitos de resolución, así como en otros lugares. ., 2008a) y Bingham (Redmond et al, 2004), y el tipo 4 (T4) venillas en Los Pelambres (Atkinson et al, 1996;. Perelló y otros, 2007).. Grupo 3 también incluye calcopirita masiva poco común, pero económicamente importante ± bornita ± venillas chalcocita en el alto grado Grasberg (Pollard y Taylor, 2002;.. I. Kavalieris, pers commun, 1999), Hugo Dummett (Khashgerel et al, 2008. ), y los depósitos de resolución, así como en otros lugares.
Muchos depósitos de pórfidos de Cu muestran secuencias ventileos individuales que cumplan con las generalizaciones resumido anteriormente y
un
segundo
UN
UN METRO
re
UN
UN
segundo
clorito aureola
re
halo de Quartzsericite A
METRO
2cm UN
UN
UN
segundo
K-feldespato aureola
ventileos CRONOLOGÍA Biotita UN
cuarzo granular UN calcopirita ± bornita
segundo
segundo calcopirita ± pirita
O N A R P M E T
± cuarzo-molibdenita (Sutura ±)
re
re ± cuarzo-pirita calcopirita
E D R A T
METRO
METRO La magnetita ± actinolita
UN
Cuarzo-magnetiteUN calcopirita
UN
UN Cuarzo-calcopirita Clorito-pirita ± cuarzo ± calcopirita
FY O G. 13. cronología esquemática de secuencias ventileos típicos en a. depósitos de Cu-Mo pórfido y b. pórfido Cu-Au depostula asociado con intrusiones calc-alcalinas. Pórfido de Cu-Au depósitos alojados por intrusiones alcalinas son típicamente ventileos pobres (Barr et al, 1976;.. Lang et al, 1995; Sillitoe, 2000, 2002). alteración de fondo entre venillas es principalmente potásica, que es probable que contenga más K-feldespato en el Mo-rico que las Au-rico de pórfido stockworks Cu. Nótese la ausencia común de B y D de tipo venillas de Au-ricos pórfido stockworks Cu y M-, magnetita-cojinete A-, y venillas de clorito-rico de Mo-rico de pórfido stockworks Cu. nomenclatura ventileos sigue Gustafson y Hunt (1975; tipos A, B, y D) y Arancibia y Clark (1996; tipo M).
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Richard H. Sillitoe
en la Figura 13 y la Tabla 2, pero r epeticiones de grupo 1 y 2 venillas, por ejemplo, biotita temprano, halo EDM, y A tipos cortadas por menor número de tarde de halo EDM y A tipos (por ejemplo, Bingham;. Redmond et al, 2001 ), se producen donde intervalos de tiempo entre fases de pórfido son suficientemente grandes; sin embargo, el grupo 2 y 3 venillas se repiten solamente poco común. complicaciones adicionales son ampliamente introducidos por ventileos repetitivo reapertura durante eventos veteado posteriores. Gran parte del metal en muchos depósitos de Cu pórfido está contenido en el cuarzo dominada, grupo 2 venillas y como granos diseminadas en las rocas-potásicos alterado intermedios, aunque algunos de los finales, grupo 3 venas de cuarzo-sulfuro y sus rocas pared puede también contribuyen de forma importante. Independientemente de si los minerales de sulfuro-cojinete Cu se coprecipitan con cuarzo ventileos o, como generalmente parece ser el caso, introducido paragenéticamente más tarde (por ejemplo, Redmond et al., 2001, 2004), existe una correlación particularmente fuerte entre la intensidad de cuarzo ventileos y contenido de metal en muchos depósitos de Cu pórfido, en particular en los ejemplos ricos en AU (Sillitoe , 2000). Sin embargo, los Cu-Au depósitos de pórfido asociados con rocas alcalinas, particularmente los de la Columbia Británica, son en gran medida desprovisto de venillas (Barr et al., 1976). Una vez formadas, las venillas de cuarzo-cojinete son características permanentes que no se borran durante el posterior sobreimpresión alteración, aunque sus contenidos de metales pueden ser quitados total o parcialmente (ver arriba). Por lo tanto el reconocimiento de A- y de tipo B venillas en zonas argílicos sericítica o avanzados testifica de forma inequívoca a la antigua presencia de alteración potásica. Las venillas de tipo de un intervalo de stockworks a subparalela, matrices entoldados, este último particularmente común en los depósitos de pórfido Au-ricos (Sillitoe, 2000). Pocos, si alguno, son verdaderamente stockworks multidireccional y uno o orientaciones ventileos más preferidos son la norma. Estos pueden reflejar los patrones tectónicos distrito escala (por ejemplo, Heidrick y Titley, 1982;. Lindsay et al,
de las generaciones de tipo A, pero de tipo D venillas también pueden contener cantidades apreciables de molibdenita en algunos depósitos. Las venillas de tipo B son típicamente ausente de Au-rico, Mopoor pórfido depósitos de Cu (Fig. 13b). Las venillas de tipo D, mucho más abundantes en pórfido Cu-Mo de Cu-Au depósitos (Fig. 13a), también pueden ocurrir enjambres como estructuralmente controladas (por ejemplo, El Abra;. Dean et al, 1996), una característica particularmente evidente en el caso de la etapa tardía, metro escala, enargitebearing, venas de sulfuros masivos que abarcan las partes superiores de los depósitos de pórfido de Cu y partes inferiores de lithocaps superpuestos (Fig 6;. ver más arriba).
La magnetita ± actinolita (M-tipo) y cuarzo-magnetita (ATYPE) venillas son mucho menos comunes en Mo- de los depósitos de pórfido Cu Au-rico (Fig. 13), este último caracterizado por contenidos particularmente elevadas hidrotermal de magnetita, comúnmente la consecución de 5 a 10 por ciento en volumen (Sillitoe, 1979, 2000; MacDonald y Arnold, 1994; Proffett, 2003). Las venillas dominante en la mayoría Au-sólo depósitos de pórfido, tal como se documenta en el cinturón de Maricunga, son claramente anillados y comprenden capas de tanto cuarzo translúcido y gris oscuro (Vila y Sillitoe, 1991), el color de este último comúnmente causada por abundante vapor inclusiones fluidas Ricos (Muntean y Einaudi, 2000). Estos venillas bandas se atribuyen a la poca profundidad de la formación de Au pórfido (<1 km; Vila y Sillitoe, 1991; Muntean y Einaudi, 2000). La anhidrita y turmalina son ventileos prominente, brecciafilling, y minerales de alteración en muchos depósitos de pórfido de Cu (Tabla 2), incluyendo skarns asociados. La anhidrita, la consecución de 5 a 15 por ciento de los volúmenes de roca, se produce en pequeñas cantidades en la mayoría de los grupos 2 y 3 tipos ventileos así como en forma de granos diseminadas en las rocas alteradas que intervienen pero comúnmente también constituye en etapa terminal, venillas casi monomineralic. La ausencia de anhidrita a profundidades de varios cientos de metros por debajo de la superficie actual en muchos sistemas de pórfidos de Cu es normalmente debido a la disolución supergénico (ver Sillitoe, se produce en pequeñas cantidades en la mayoría de los grupos 2 y 3 tipos ventileos así como en forma de granos diseminadas en las rocas alteradas que intervienen pero comúnmente también constituye en etapa terminal, venillas casi monomineralic. La ausencia de anhidrita a profundidades de varios cientos de metros por debajo de la superficie actual en muchos sistemas de pórfidos de Cu es normalmente debido a la disolución supergénico (ver Sillitoe, se produce en pequeñas cantidades en la mayoría de los grupos 2 y 3 tipos ventileos así como en forma de granos diseminadas en las rocas alteradas que intervienen pero comúnmente también constituye en etapa terminal, venillas casi
1995) o, en conjuntos concéntricos y radiales predominan, control por el ascenso del magma y / o retirada en las cámaras de los padres subyacentes (por ejemplo, El Teniente;. Cannell et al, 2005). Los stockworks cuarzo ventileos son más intensos en y alrededor de las intrusiones temprano pórfido, en los que pueden constituir tanto como 90 a 100 por ciento de la roca (por ejemplo, Ok Tedi y Hugo Dummett; Rush y Seegers, 1990;. Khashgeral et al, 2006), y mueren gradualmente tanto lateralmente en las rocas de 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 claras, en tan sólo unas pocas decenas de metros por encima de los ápices de las intrusiones de pórfido, en los pocos depósitos donde los datos relevantes están disponibles (por ejemplo, Guinaoang, Wafi-Golpu, y Hugo Dummett; Sillitoe y Ángeles , 1985; Sillitoe, 1999b;. Khashgeral et al, 2006). Las venillas de cuarzo cortan comúnmente proximal exoskarn prograde (Einaudi, 1982), pero no se extienden en los tipos de mineral alojados-rock carbonato más distales. Localmente, a principios de tipo A venillas que muestran los centros aplíticos o transiciones a lo largo de huelga a aplita y / o pórfido aplita (diques vena) se observan (por ejemplo, Gustafson y Hunt, 1975; Heithersay et al., 1990; Lickfold et al., 2003; Rusk et al., 2008a). Los primeros venillas de tipo A pueden ser sinuosa y tienen márgenes no coincidentes, las características atribuido a la formación bajo alta temperatura, condiciones dúctiles generales, mientras que venillas posteriores son más plana. Gran parte del Mo en muchos depósitos de pórfidos de Cu-Mo se produce en las venillas de tipo B, en marcado contraste con el predominio de Cu
monomineralic. La ausencia de anhidrita a profundidades de varios cientos de metros por debajo de la superficie actual en mu
2005). Turmalina se puede producir en cantidades menores en varios tipos ventileos, incluso las formadas temprano en las historias de depósito (por ejemplo, venillas de T4 al Los Pelambres; Perelló et al., 2007), pero es más abundante con cuarzo y / o pirita en de tipo D generaciones ventileos y cualquier brechas magmático-hidrotermales asociados afectados por alteración sericítica (Fig. 8).
lithocaps argílicos avanzada
Las partes superiores de los sistemas de pórfido de Cu, principalmente en los niveles más superficiales que sus intrusiones pórfido, se caracterizan por lithocaps:. Zonas litológicamente controladas de penetrante alteración argílica avanzada con componentes estructuralmente controladas, incluyendo sus zonas de las raíces subverticales (Figs 4, 6, 10; Tabla 2; Sillitoe, 1995a). lithocaps originales tienen extensiones de área de varios para> 10 y, a nivel local, hasta 100 km 2 y espesores de> 1 km, y por lo tanto son mucho más extensos que los depósitos de pórfido Cu subyacentes. De hecho, dos o más depósitos de Cu pórfido pueden subyacer algunos grandes, fusionado lithocaps (Fig. 4), que, como se señaló anteriormente, se puedan haber formado progresivamente durante períodos de hasta varios millones de años (por ejemplo, Yanacocha;. Gustafson et al, 2004 ; Longo y Teal, 2005). La mayoría de lithocaps observadas son únicos restos de erosión, que puede o bien total o parcialmente se superponen y ocultan los depósitos de Cu pórfido (por ejemplo, Wafi-Golpu; Sillitoe, 1999b) o se produce junto a ellos y, por lo tanto, por enc ima de la roca propilítica (por ejemplo, Nevados del Famatina, Argentina , Batu Hijau, y Rosia Poieni, Rumania; Lozada-
SISTEMAS pórfido de cobre
Calderón y McPhail, 1996; Clode et al., 1999; Milu et al., 2004; Higos. 6, 10). Muchos lithocaps se dividen en zonas verticalmente, desde el cuarzo-pirofilita previamente descrito en profundidad a predominante de cuarzo-alunita y cuarzo-el residual residuo de la lixiviación de base extrema (Stoffregen, 1987) con una apariencia vuggy que refleja la roca original textura-a niveles menos profundas donde el fluido causante era más frío y, por lo tanto, más ácido (Giggenbach, 1997; Fig. 10). Las raíces de lithocaps pueden contener también las especies de temperatura relativamente alta, andalucita 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 H edenquist, 2001; Bouzari y Clark, 2006). Cuando los fluidos que causan la alteración arcillosa avanzada son F rica, topacio, zuñiíta, y fluorita son los minerales lithocap (por ejemplo, Hugo; Dummett. Perelló y otros, 2001;. Khashgerel et al, 2006, 2008, y la Resolución). El director mineral de borosilicato en lithocaps es dumortierite en lugar de turmalina. Los componentes confinado más estructural y litológicamente de lithocaps, denominados salientes en lugar de venas debido a que son principalmente los productos de reemplazo de roca en lugar de llenar el espacio abierto incrementales, mostrar alteración bien desarrollado zonificación (por ejemplo, Steven y Ratté, 1960; Stoffregen, 1987 ), con núcleos de vuggy, cuarzo residual, y silicificación asociado bordeado hacia el exterior (y hacia abajo) por bandas consecutivas de cuarzo-alunita, cuarzo-pirofilita / dickita / caolinita (pirofilita y dickita en niveles más profundos, más caliente),
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solución en bornita y, en menor grado, calcopirita (por ejemplo, Arif y Baker, 2002), y Cu se introducen juntos como componentes de zonas potásicos céntricos; Por lo tanto, los dos metales normalmente se correlacionan estrechamente (Sillitoe, 2000; Ulrich y Heinrich, 2001; Perelló et al, 2004b.). Las leyes de oro pueden ser de hasta ~ 50 por ciento mayor en bornita-rico que ensamblajes potásicos chalcopyritedominated, que ha sido explicado por la observación experimental de que bornita solución sólida es capaz de contener hasta un orden de magnitud más Au de solución sólida intermedio (ISS) , los precursores de alta temperatura de bornita y calcopirita, respectivamente (Simon et al, 2000;.. Kesler et al, 2002). La au granos en algunos depósitos contienen cantidades menores de minerales de PGE, en particular los telururos de Pd (Tarkian y Stribrny, 1999). A diferencia de, Cu y Mo se correlacionan menos bien, con la separación espacial de los dos metales comúnmente resultantes de la diferente momento de su introducción (por ejemplo, Los Pelambres;. Atkinson et al, 1996). En muchos depósitos de Cu Au-rico de pórfido, Mo tiende a concentrarse como anillos externo parcialmente solapando los Cu-Au núcleos (por ejemplo, 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). El Bingham, Isla de cobre, y Agua Rica, Argentina, depósitos de pórfido Cu-Au-Mo son excepciones a esta generalización a causa de sus zonas, molibdenita céntricos profundas (John, 1978;. Perelló et al, 1995, 1998). con separación espacial de los dos metales comúnmente resultantes de la diferente momento de su introducción (por ejemplo, Los Pelambres;. Atkinson et al, 1996). En muchos depósitos de Cu Au-rico de pórfido, Mo tiende a concentrarse como anillos externo parcialmente solapando los Cu-Au núcleos (por ejemplo, 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). El Bingham, Isla de cobre, y Agua Rica, Argentina, depósitos de pórfido Cu-Au-Mo son excepciones a esta generalización a causa de sus zonas, molibdenita céntricos profundas (John, 1978;. Perelló et al, 1995, 1998). con separación espacial de los dos metales comúnmente resultantes de la diferente momento de su introducción (por ejemplo, Los Pelambres;. Atkinson et al, 1996). En muchos depósitos de Cu Au-rico de pórfido, Mo tiende a concentrarse como anillos externo parcialmente solapando los Cu-Au núcleos (por ejemplo, Saindak, Pakistán, Cabang Kiri, Batu Hijau, Bajo de la Alumbrera, y Esperanza; Sillitoe y Khan, 1977 ; Lowder y Do
Los Cu ± Mo ± A u núcleos tienen típicamente halos kilómetro escala definidos Aunque todas estas zonas de alteración son pyritic, la Au-, Ag, y Cu-cojinete, por Zn anómala, los valores de Pb, Ag y que reflejan temperatura más baja, los conjuntos de estado alto sulfuración (comúnmente pirita-Enargita y condiciones hidrotérmicas (Fig. 9a, b). En algunos sistemas, Mn (± Ag) también pirita-covelita; Tabla 2; Fig. 12) tienden a ser confinado a la vuggy, cuarzo se enriquece notablemente en las partes más exteriores de los halos (por residual y roca silicificada, este último normalmente mejores m ineralizada donde ejemplo, Butte; Meyer et al., 1968). Estos Zn-Pb-Ag ± halos Mn comúnmente brechas freáticas están presentes (ver arriba). Aparte de la masiva, comúnmente coinciden espacialmente con zonas de alteración propilítica pero son enargita-vetas de sulfuro y órganos de sustitución en las partes más profundas invariablemente definen mejor en el entorno skarn distal (por ejemplo, Meinert, de algunos lithocaps (ver arriba), las venas y venillas generalmente sólo poco 1987;. Meinert et al, 2005), más allá del cual aún más distal Au-Como ± zonas desarrollados, con gran parte de la pirita y cualquier sulfuros asociados que Sb pueden ser desarrollados (por ejemplo, Bingham y Sepon distritos; Babcock están en forma diseminada. llenado de espacios abiertos también es poco et al, 1995;.. Cunningham et al, 2004;. Smith et al, 2005; Fig. 9a, c). venas común, excepto en brechas freáticas y, venas aisladas inusuales (por ejemplo, periféricas de corte halos propilítica también pueden ser Au rico, y en Mineral La Mejicana vena alunita-pirita-famatinite en Nevados del Famatina; Park an zonificación hacia fuera desde Pb-Zn para Au-Ag es evidente (Eidel et Lozada-Calderón y McPhail, 1996). al, 1968;. Lang y E astoe, 1988; Fig. 9b). Sin embargo, en algunos depósitos de Cu pórfido, estos metales halo, especialmente Zn, se producen como matrices ventileos la fase tardía de sobreimpresión los núcleos dominadas-Cu en lugar de periféricamente (por ejemplo, Chuquicamata;. Ossandón et al, 2001). En un sentido general, el patrón de zonificación a gran escala desarrollada en las Estas zonas de alteración argílica avanzada se extienden hacia arriba a los sitios de partes más profundas de los sistemas Cu pórfido persiste en el medio ambiente las tablas paleowater, que pueden ser definidos, si estaban presentes los acuíferos suprayacente lithocap donde cualquier Cu y Au (± A g) comúnmente se adecuados (por ejemplo, rocas volcánicas fragmentarias), por subhorizontal, cuerpos producen aproximadamente por encima de los pórfidos depósitos subyacentes tabulares de opalina masiva o silicificación calcedónico, hasta 10 m o menos grueso; la baja cristalinidad es causada por la baja temperatura (~ 100ºC) de la deposición de sílice. de Cu, aunque comúnmente areally más ampliamente , particularmente donde el control estructural es frecuente. La principal diferencia geoquímica entre las Las zonas vadosa suprayacentes están marcados por la alteración fácilmente zonas de Cu-Au en depósitos de Cu pórfido y aquellos en los lithocaps reconocible, calentado con vapor rico en grano fino, cristobalita en polvo, alunita, y suprayacentes es la elevada Como contenidos (± SB) Como consecuencia de la caolinita (Sillitoe, 1993, 1999b; Fig. 10). abundancia de los sulfosales Cu en este último. Sin embargo, zonificación de metal
zonificación del metal en los sistemas de Cu pórfido está bien documentado, sobre todo en los niveles de Cu, pórfido más profundas (por ejemplo, Jerome, 1966; Titley, 1993). Hay, Cu ± Mo ± Au caracterizan la potásica, clorita-sericita, y núcleos sericítica de sistemas. Sin embargo, en Au-ricos pórfido depósitos de Cu, el Au, tan pequeño (<20 micras) granos de alta (> 900) metal nativo finura y en forma sólida
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Richard H. Sillitoe
ocurrir en las partes superficiales de lithocaps, comúnmente, pero no siempre, con sus tapas inmediatamente debajo de las antiguas posiciones de la tabla paleowater (Sillitoe, 1999b). Sin embargo, supergénico lixiviación comúnmente enmascara el patrón original de distribución de Cu. Cualquier intermedia sulfuración mineralización de metales preciosos desarrollado junto a los lithocaps contiene mucho mayor contenido de Zn, Pb, Ag, y Mn que los yacimientos de alta sulfuración, de acuerdo con la situación descrita anteriormente desde el nivel de pórfido Cu. Los de nivel superficial, zonas calentados con vapor y paleowater-mesa son típicamente desprovisto de metales preciosos y de base y As y Sb, a menos telescópicamente sobre la mineralización subyacente como resultado de la bajada de la tabla de agua, pero comúnmente tienen elevados contenidos de Hg (por ejemplo, Pascua-Lama;. Chouinard et al, 2005).
Modelo genética
Los magmas parentales necesitan ser agua rica (> ~ 4% en peso) y se oxida con el fin de maximizar el contenido de metal de la fase acuosa resultante (Burnham y Ohmoto, 1980; Candela y Holland, 1986; Dilles, 1987; Cline y Bodnar, 1991; Candela, 1992; Candela y Piccoli, 2005; Richards, 2005). contenido de alta de agua resultan en magmas verse saturado con la fase acuosa, en la que los metales del mineral pueden dividir de manera eficiente; y alto estado de oxidación suprime sulfuro magmáticas, tales como pirrotita, precipitación, un proceso que puede causar el secuestro de metales antes de que puedan repartirse en la fase acuosa. Sin embargo, la resorción de cualquier sulfuro de masa fundida durante el ascenso de los fluidos magmáticas oxidados podría hacer una contribución importante a los presupuestos de metal (Keith et al, 1997;.. Halter et al, 2005). Los magmas son también excepcionalmente rico s, como subraya el reconocimiento de la anhidrita como un mineral magmático en algunas poblaciones de pórfido (Lickfold et al., 2003; Audétat et al., 2004, Stern et al, 2007;.. Chambefort et al, 2008). La adición de mafic derrita a las cámaras de los padres podría ser un medio eficaz de aumentar los presupuestos S y metal (Keith et al, 1997;. Hattori y Keith, 2001;. Maughan et al, 2002; Halter et al, 2005;. Zajacz y Halter , 2009).
Magma y la producción de líquido
sistemas de pórfido de Cu típicamente abarcan los 4 km superior más o menos de la corteza (Singer et al, 2008;. Figs 6, 10.), con sus existencias céntricos estando conectados hacia abajo para cámaras de magma parental a profundidades de quizás 5 a 15 kilómetros ( Cloos, 2001; Richards, 2005; Fig. 4). Las cámaras de pórfido principios de la evolución del sistema Cu los padres, que tiende a ser localizados en los sitios de flotabilidad neutra (Cloos, Pórfido Cu mineralización en las zonas de alteración potásica profundamente 2001; Richards, 2005), son las fuentes de ambos magmas y alta temperatura, formado (hasta 9 km) en Butte y en otros lugares se llevó a cabo directamente a fluidos metalíferos de alta presión en todo el desarrollo del sistema. partir de una sola fase, salinidad relativamente baja (2-10% en peso de NaCl equiv), el líquido acuoso (Rusk et al., 2004, 2008a); una fase de este tipo puede contener varios miles de ppm a varios porcentajes de los metales de base y Las observaciones de campo y cálculos teóricos sugieren que las cámaras de varias ppm Au, basado en termodinámica (Heinrich, 2005) y analítica (Audétat et los padres con volúmenes en el orden de 50 km 3 puede ser capaz de liberar al., 2008) observaciones. Sin embargo, en las profundidades menores típicas de suficiente líquido para formar depósitos de Cu pórfido, pero las cámaras de al la mayoría de los depósitos (<~ 4 km), la mineralización se introduce por un menos un orden de magnitud mayor son necesarios para producir sistemas fluido de dos fases, que comprende una pequeña fracción de líquido hipersalina gigantes, especialmente donde existen grupos de depósito o alineaciones (Dilles, 1987; Cline y Bodnar, 1991; Shinohara y Hedenquist , 1997; Cloos, 2001; Cathles (salmuera) y un volumen mucho mayor de vapor de baja densidad (Fournier, y Shannon, 2007). La fase acuosa cargada de metal se libera de la refrigeración y 1999 ), producido por cualquiera de exsolution directa de la masa fundida (Shinohara, 1994) o, más típicamente, como descomprime el líquido de una sola cámaras parentales de fraccionamiento durante de sistema abierto convección fase, se enfría, magma así como más tarde estancada magma cristalización (Shinohara y Hedenquist, 1997). Convección proporciona un mecanismo eficaz para la entrega de grandes cantidades de la fase acuosa, en forma de magma burbuja-rico, de toda las cámaras de los padres a las partes basales de stocks de pórfido o enjambres de diques (Candela, 1991; Shinohara et al, 1995. ; Cloos, 2001; Richards, 2005). En la mayoría de los sistemas, cualquier volcánica cesa antes de que se inicie la formación de pórfido sistema Cu, aunque la actividad eruptiva relativamente menor, como emplazamiento cúpula, pueden ser intercaladas ya sea con o quizás incluso acompañar ascenso de la fase acuosa magmáticas (por ejemplo, Bingham y Yanacocha; Deino y Keith, 1997; Longo y Teal, 2005).
Los stocks de pórfido de nivel superficial no ellos mismos generan la mayor parte del volumen de fluido magmático, sino que simplemente actúan como válvulas -exhaust, conductos ‖ para su transmisión hacia arriba desde las cámaras de los padres, tal vez a través de cúpulas en sus techos (Fig. 4). Este escenario implica episódica, pero se centró magma y el ascenso de fluido durante el tiempo que ~ 5 mi en el caso de los sistemas de pórfido de Cu y de larga duración, mientras que en otros lugares el loci de migrate actividad hidrotermal intrusivo y, bien sistemáticamente o al azar, para dar lugar a la pórfido clusters y alineaciones de Cu y epitermales de depósito Au discutidos anteriormente.
1995). La coexistencia de líquido hipersalina inmiscible y el vapor se ha ubicuamente demostrado en numerosos estudios del líquido de inclusión (Roedder, 1984), que también muestran que la fase líquida se enriquece en Na, K, y cloruros de Fe, dando lugar a salinidades de 35 a 70 por ciento en peso NaCl equiv (por ejemplo, Roedder, 1971; Nash, 1976; Eastoe, 1978; Bodnar, 1995), mientras que la fase de vapor contiene especies volátiles ácidos, preeminentemente SO 2, H 2 S, CO 2, HCl, y cualquier HF (por ejemplo, Giggenbach, 1992,
1997). Fluid microanálisis inclusión y estudios experimentales revelan que, durante la separación de fases, suites elemento específico fraccionan selectivamente entre el vapor y el líquido hipersalina. En muchos casos, el vapor puede contener una cantidad apreciable de la Cu, Au, Ag, y S, y mucho de los As, Sb, Te, y B, mientras que Fe, Zn, Pb, Mn, y, posiblemente, Mo preferentemente partición en el líquida hipersalina (Heinrich et al., 1999; Heinrich, 2005; Pokrovski et al, 2005, 2008, 2009;. W illiams-Jones 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).
Transporte de Cu y probablemente también Au fue durante décadas tácitamente supone que está en la forma de complejos de cloruro en el
SISTEMAS pórfido de cobre
fase líquida hipersalina (por ejemplo, Holanda, 1972; Burnham, 1967, 1997; Burnham y Ohmoto, 1980; Candela y Holland, 1986), pero reciente trabajo experimental y análisis inclusión S fluido muestran que S ligandos volátiles (H 2 S ± SO 2) e n la fase de vapor también puede actuar como importante de Cu y Au-transporte de agentes (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 complejos, posiblemente oxocloruro en la fase líquida hipersalina (Ulrich y Mavrogenes, 2008).
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(Burnham, 1979): un proceso que puede dar lugar a un gran aumento de volumen de roca (Cathles y Shannon, 2007). El líquido de una sola fase, el mineralizador en depósitos de Cu pórfido profundamente formadas, puede generar los relativamente poco comunes venillas de halo EDM (Rusk et al, 2008a;. Proffett, 2009), mientras que el fluido de dos fases produce el A- y B más comunes venillas de cuarzo de tipo (por ejemplo, Roedder, 1984, y las referencias en él). La aparición local de los diques de la vena (ver arriba), así como el reconocimiento de fusión coexistente y las inclusiones de fluidos acuosos en venillas de cuarzo primeros (Harris et al., 2003), confirma que magma y mineralizante fluido comúnmente coexisten, aunque marcadamente diferentes densidades dictan que por lo general se separan. El control de venillas de stockwork y enfoque continuo ascenso de fluidos, con la disolución parcial de cuarzo durante el enfriamiento a través de su campo de solubilidad retrógrada (<~ 550-400 ° C a presiones <~ 900 b;
ortodoxia actual mantiene que la alteración sódico-cálcico temprana observada en algunos depósitos de Cu pórfido es un producto de entrante salmuera procedente de secuencias de host-roca (Carten, 1986; Dilles y Einaudi, 1992;. Dilles et al, 1995; Seedorff et al. , 2005, 2008), de acuerdo con las predicciones teóricas para fluidos siguientes rutas de calentamiento en condiciones de silicato-rOCK-tamponada (por ejemplo, Giggenbach, 1984, 1997). estudios con isótopos estables a la luz de alteración sódico-cálcico en el distrito Yerington apoyan la implicación de salmuera derivada externamente desde la secuencia sedimentaria host (Dilles et al., 1992, 1995), aunque la alteración albita-actinolita hay magnetita destructiva (Carten, 1986 ;. Dilles et al, 1995). En otros casos, sin embargo, no hay evidencia de un origen de los líquidos hipersalina magmáticas, con la escasez de mineralización de sulfuro contenida ser debido a temperaturas excesivamente altas y fugacidades de oxígeno y la consiguiente deficiencia de la reducción de S (John, 1989; Clark y Arancibia, 1995;. Lang et al, 1995). Una fuente magmática ciertamente sería favorecido donde las zonas sódicos-cálcico son metálico de cojinete (ver arriba).
Fournier, 1999) el aumento de la permeabilidad de las venillas de cuarzo de tipo A durante al menos algunos de la Cu-Fe la precipitación de sulfuro (bizcocho tostado y Reed, 2002;. Redmond et al, 2004; Landtwing et al., 2005); fallamiento synmineral y la fractura pueden jugar un papel similar. Los núcleos de cuarzo-veteado de las zonas potásicos permanecen estériles donde las temperaturas son demasiado altas para permitir apreciable sulfuro de Cu-Fe y Au deposición asociada, potencialmente dando lugar a las zonas de mineral BELL- y con forma de capuchón descritos anteriormente (por ejemplo, Bingham, resolución, y Batu Hijau; Babcock et al, 1995;. Ballantyne et al, 2003;.. Setyandhaka et al, 2008). presiones de fluido pueden fluctuar de litostática a hidrostática durante pórfido Cu formación (e. g., Ulrich et al., 2001), como resultado tanto de la propagación de fracturas repetitivo y sellado y reducciones en confinar la consiguiente presión sobre degradación de la superficie (ver más abajo). Estas variaciones de presión pueden inducir cambios en las fases fluidas removilización presente y consecuente, así como la precipitación de metales (por ejemplo, Klemm et al, 2007;.. Rusk et al, 2008a). brechificación Magmático-hidrotermal puede ser desencadenada por la liberación repentina de sobrepresiones de fluido causadas por insuficiencia techo por encima de grande, la expansión de las burbujas de vapor (Norton y Cathles, 1973; Burnham, 1985), en particular cerca de la transición dúctil-frágil (Fournier, 1999). Estas variaciones de presión pueden inducir cambios en las fases fluidas removilización presente y consecuente, así como la precipitación de metales (por ejemplo, Klemm et al, 2007;.. Rusk et al, 2008a). brechificación Magmático-hidrotermal puede ser desencadenada por la liberación repentina de sobrepresiones de fluido causadas por insuficiencia techo por encima de grande, la expansión de las burbujas de vapor (Norton y
Como los sistemas de Cu pórfido frío a través de los 700 ° a 550 ° C Rango de temperatura, el líquido de fase única o, más comúnmente, coexistiendo líquido hipersalina y vapor de iniciar alteración potásica y tal vez la primera precipitación de metales en y alrededor de las intrusiones temprano pórfido (por ejemplo, Eastoe, 1978; Bodnar, 1995; Frei, 1995;. Ulrich et al, 2001). Sin embargo, en muchos depósitos de Cu pórfido, es de enfriamiento de 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 los conjuntos de sulfuro de Cu-Fe bajo estatales 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). En adición, descompresión hacia arriba y la expansión de la fase de vapor causa una rápida disminución de la solubilidad de los metales vapor transportado (Williams-Jones et al., 2002), como se confirma por sus contenidos muy bajos en alta temperatura pero a presión atmosférica fumaroles (Hedenquist, 1995) . Tal disminución en la solubilidad conduce a la precipitación por mayor de los sulfuros de Cu-Fe junto con Au, con lo que potencialmente representa la formación típicamente poco profunda (Cox y Singer, 1992; Sillitoe, 2000) de Au-rico pórfido depósitos de Cu (Williams-Jones y Heinrich, 2005). El complejante Mo diferente (véase más arriba), probablemente asistido por aumento progresivo de la relación Mo / Cu en la masa fundida parental residual medida que avanza la cristalización (Candela y Holland, 1986),
alteración potásica y la deposición de metal asociado se inician en condiciones próximas al litostática e implican extensa fracturación hidráulica de la roca dúctil a velocidades de deformación altas (Fournier, 1999) para generar el veteado stockwork penetrante
Cathles, 1973; Burnham, 1985), en particular cerca de la transición dúctil-frágil (Fournier, 1999). Estas variaciones de presión pueden inducir cambios en las fases fluidas removilización presente y consecuente, así como la precipitación de metales (por ejemplo, Klemm et al, 2007;.. Rusk et al, 2008a). brechificación Magmático-hidrotermal puede ser desencadenada por la liberación repentina de sobrepresiones de fluido causadas por insuficiencia techo por encima de grande, la expansión de las burbujas de vapor (Norton y Cathles, 1973; Burnham, 1985), en particular cerca de la transición dúctil-frágil (Fournier, 1999).
Durante el evento prolongada alteración potásica (s) que afectan a los pórfidos primeros y intermineral y sus rocas pared inmediatos, agua exterior calentada, en gran parte meteórica pero posiblemente contiene un componente connate (por ejemplo, Bingham;. Bowman et al, 1987), genera el periférico alteración propilítica, principalmente por reacciones de hidratación moderado-temperatura (Meyer y Hemley, 1967). la circulación convectiva del agua externa se lleva a cabo donde permeabilidades de roca son adecuadas (Fig. 14): un proceso que actúa como un mecanismo de enfriamiento potente para sistemas de pórfido de Cu (Cathles, 1977), particularmente después de intrusiones parentales han cristalizado y el líquido ya no exsolve magmáticas .
El vapor voluminosa separa fácilmente del líquido coexistente hipersalina y, debido a su menor densidad, asciende boyante en la columna de 1 a 2 km de espesor roca por encima de las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Henley y McNabb, 1978;. Hedenquist et al, 1998; Fig. 14). desproporción progresiva del contenido SO 2 ( a H 2 ASI QUE 4 y H 2 S ) una vez que y HCl (más cualquier HF) se condensan en el agua subterránea (Giggenbach, 1992; Rye, 1993) genera el fluido extremadamente bajo pH responsable de los altos grados de lixiviación de base implicadas en la formación lithocap argílica avanzada (por ejemplo, Meyer y Hemley ,
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Richard H. Sillitoe
Profundidad, km
fumarola de alta temperatura
0
Progresivo paleosuperficie
degradación
Alta temperatura lithocap
epitermal SA
Moderarlithocap temperatura
2
Sericitización ± clorita-sericita
400 ° C
Potásico
ES epitermal 300 ° C
4 500 ° C
Rápido
Promover
enfriamiento
PÓRFIDO
6
300 ° C
enfriamiento
MAGMA
TARDE
TEMPRANO De dos fases
líquido monofásico (alta temperatura)
líquido hipersalina
Vapor
líquido monofásico (baja temperatura)
Suelo agua
F YO G. 14. segmentos de tiempo esquemática a través del sistema de pórfido Cu telescópica se ilustran en las Figuras 6 y 10 para mostrar la evolución de los principales tipos de fluidos magmáticas y alteración-mineralización en concierto con progresiva solidificación hacia abajo magma, enfriamiento, y la degradación paleosuperficie. En la primera fase (lado izquierdo), el magma está presente en la parte superior de la cámara de los padres, una sola fase, de baja a moderada líquido-salinidad sale del magma y se somete a separación de fases durante el ascenso para generar líquido inmiscible hipersalina y vapor, que generar alteración potásica más contenida sulfuración-estado de baja pórfido Cu ± Au mineralización. El hacia arriba-escape, vapor de baja presión que no alcanza la paleosuperficie como fumarolas de alta temperatura (por ejemplo, Hedenquist, 1995;. Hedenquist et al, 1993) forma condensado ácido para producir generalmente estéril alteración arcillosa avanzada. Como solidificación magma avanza hacia abajo (en el medio), todo el sistema progresivamente Cools, y la roca puede fracturarse de un modo quebradizo en enfriamiento por debajo de ~ 400ºC (Fournier, 1999); en esta etapa, litostática da paso a la presión hidrostática, y la erosión (o algún otro mecanismo) se degrada progresivamente la paleosuperficie. Bajo estas condiciones de temperatura inferiores, sericítica ± zonas de alteración clorito-sericita comienzan a formarse a partir de un líquido acuoso profundamente derivada, de una sola fase generada por uno o ambos de los métodos (véase el t exto) postulado por Hedenquist et al. (1998) y Heinrich et al. (2004). Eventualmente (lado derecho), el sericítica ± alteración clorito-sericita puede causar grados variables de Cu ± Au eliminación, pero el enriquecimiento hipógeno Cu también es posible en la primera. El mismo líquido continúa hacia arriba en el lithocap donde, tras el enfriamiento en un entorno no tamponada, que evoluciona en un líquido de alta sulfuración estado; si se enfoca adecuadamente, puede generar depósitos epitermales de alta sulfuración (SA). Renovada neutralización de este mismo líquido al salir de la lithocap y / o partes alícuotas de líquido profundo que omiten el lithocap enteramente puede dar lugar a periférica intermedia sulfuración (IS) mineralización epitermal. Basándose en el modelado por Hedenquist et al. (1998), Sillitoe y Hedenquist (2003), y Heinrich (2005).
1967). ascenso Focused del fluido reactivo a través de fallos y otros conductos permeables conduce a la generación de la vuggy, núcleos de cuarzo residuales (si el pH es <2; Stoffregen, 1987), flanqueado por halos zonificadas avanzada argílicos (Tabla 2; véase más arriba) indicativo de parcial de penetración de fluido hacia el exterior, neutralización, y enfriamiento. Sin embargo, debido a la baja presión del entorno lithocap y, por lo tanto, la capacidad de transporte de bajo de metal del vapor absorbida (ver arriba), el fluido ácido resultante es
poco probable que produzca tanto la mineralización, con lo que posiblemente teniendo en cuenta el estado estéril de muchos lithocaps (por ejemplo, Hedenquist et al, 1998, 2000;.. Heinrich et al, 2004; Heinrich, 2005). Finales de pórfido de la evolución del sistema Cu
A medida que las cámaras de magma parental subyacentes solidifican progresivamente y convección magma cesa, hay reducciones en tanto el flujo de calor y suministro de fluido acuoso para el marcado
SISTEMAS pórfido de cobre
sistemas suprayacentes pórfido Cu (Dilles, 1987; Shinohara y Hedenquist, 1997), efectos que se acompañan de propagación hacia abajo de la transición litostática-hidrostática (Fournier, 1999). Bajo estas condiciones de temperatura más bajas, los exsolves fase líquida acuosos más lentamente desde el magma todavía cristalizar y, a su vez, advección más lentamente y se enfría, de modo que no puede intersectar sus solvus. Si este escenario es correcto, una sola fase, de baja a moderada salinidad (5-20% en peso de NaCl equiv) de líquido en los 350 ° a 250 ° C Rango de temperatura asciende directamente desde las cámaras de los padres en los sistemas Cu pórfido suprayacente (Shinohara y Hedenquist,
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permeabilidad (Fig. 14). En el entorno de skarn, es el líquido hipersalina de dos fases temprana, más vapor probable que sea seguido bajo deterioro de las condiciones de temperatura por el líquido monofásico (por ejemplo, Meinert et al, 1997, 2003;. Fig. 14), desde el cual el skarn retrógrada Cu ± Au ± Zn, carbonato de reemplazo de Cu o Z n-Pb-Ag (Au), y Au sedimento-organizada (As-SB) se forman depósitos (por ejemplo, Meinert et al, 1997, 2003;. Heinrich, 2005).
Alta Zn, contenidos Pb, Ag, y Mn se registran en inclusiones líquidas hipersalinos de venillas de cuarzo formados durante alteración potásica (Bodnar, 1997; 1995;. Heinrich et al., 1999; Ulrich et al., 1999; Wilkinson et al, 2008), pero estos Hedenquist et al. 1998; Fig. 14). Alternativamente, se puede formar un líquido de una metales chloridecomplexed (ver arriba) permanecen en solución, ya que no se sola fase, posiblemente después de la separación de algunos salmuera, mediante la concentran apreciablemente en los sulfuros presentes en los principales pórfido yacimientos de Cu. El enfriamiento del líquido hipersalinos en contacto con rocas posterior contracción de vapor de la misma composición que se enfría a presiones de pared externos y dilución con agua meteórica en los halos propilítica puede elevadas por encima de la curva crítica del sistema de fluido (Heinrich et al, 2004;. ser las principales causas de Zn, Pb, Ag, y precipitación Mn (Hemley y Hunt, Heinrich, 2005). El líquido de baja salinidad, cuyo ascenso es controlado por el 1992), dando lugar a los halos geoquímicas de estos metales y, en algunos stockworks ventileos preexistente de cuarzo, fallas synmineral, y la permeabilidad sistemas, las concentraciones de las venas localizadas (Jerome, 1966;. Figs 6, contrastes proporcionado por los contactos intrusivos empinadas, parece ser responsable de la formación progresiva de la clorita-sericita y alteración sericítica, así 10). Las mayores concentraciones de Zn periférica, Pb, y Ag se limitan a como continuado alteración arcillosa avanzada y el director de Cu y Au mineralización sistemas alojados por rocas carbonatadas receptivas, donde la neutralización de fluido induce la precipitación de estos metales en depósitos de skarn y carbonato en los lithocaps suprayacentes (Hedenquist et al, 1998;. Heinrich et al, 2004;.. Rusk de reemplazo (Seward y Barnes, 1997). E l fluido más probable que conduzca a et al, 2008b). apreciable de alta sulfuración Au ± A g ± Cu mineralización en los, lithocaps earlyformed relativamente estériles es la baja a moderada salinidad, H 2 S -rico, líquido acuoso que produce las zonas sericítica subyacentes (Hedenquist et al, Mezcla de fluidos magmáticas y meteóricas, con este último dominante, fue 1998;. Heinrich et al, 2004;. Heinrich, 2005;. Pudack et al, 2009; Fig. 14). Al considerado durante mucho tiempo necesario para producir alteración sericítica y la entrar en el medio ambiente lithocap, este líquido por el estado sulfuración baja encargado de líquido moderada salinidad, intermedia (formando calcopirita y tennantita en profundidad) se convierte en no es decir, 5 a 10 × dilución del líquido hipersalina (por ejemplo, Sheppard et al, tamponada y fácilmente evoluciona a un estado sulfuración más alto en 1971;. Taylor, 1974), pero los recientes interpretaciones de O estable y datos de isótopos H revelan que un fluido exclusivamente magmática es bastante capaz de refrigeración (Einaudi et al., 2003; Sillitoe y H edenquist, 2003). Las vetas de sulfuro masivas cordilleranas se localizan donde el líquido sigue permeabilidad producir el chlorite- sericita y sericitización ensambles (Kusakabe et al, 1990;. estructural pronunciada que abarca el sericítica a la transición argílica avanzada Hedenquist y Richards, 1998; Hedenquist et al, 1998;. Watanabe y Hedenquist, (. Figs 6, 10) o, menos comúnmente, se encuentra con rocas carbonatadas 2001; Harris y Golding, 2002; Skewes et al, 2003;.. Rusk et al, 2004 ; Khashgerel reactivos (por ejemplo, Baumgartner et al, 2008;. Bendezú y Fontboté , 2009). et al, 2006).. Sin embargo, la participación de agua meteórica a finales de alteración sericítica es de ninguna manera excluye (por ejemplo, Hedenquist et al, Sin embargo, gran parte de la Au precipitados en las partes menos profundas de 1998;.. Harris et al, lithocaps debido a la mayor probabilidad de fuertes caídas de Au solubilidad causada por cualquiera de intensa ebullición en conductos de flujo ascendente o 2005), particularmente en los márgenes de sistemas en los que el líquido mezcla del líquido ascendente con el agua subterránea fría, entrante; en algunos magmático advección puede arrastran agua meteórica convectiva, aunque su casos, este último parece originarse desde la zona vadosa (ver más abajo) papel anteriormente preeminente en el pórfido modelo genético Cu (por ejemplo, donde se calentó vapor (Hedenquist et al, 1998;. Heinrich, 2005, y referencias en Beane y Titley, 1981; Hunt, 1991) ahora se disminuye en gran medida. Desde el mismo;. Figs 6, 14). Estos procesos de precipitación Au poco profundos alteración chloritesericite parcial o totalmente reconstituye ensamblajes pueden ser particularmente eficaz en brechas freáticas permeables creados por potásicos, y alteración sericítica hace lo mismo a los conjuntos potásicos y / o ebullición del líquido ascendente, la acumulación de vapor por debajo de los chloritesericite, generalmente es imposible determinar si los metales contenidos sellos silicificada, y la liberación catastrófica eventual, tal vez con la asistencia se heredan del conjunto (s) ex sulfuro (por ejemplo, Brimhall , 1979) o de de los desencadenantes externos (fallamiento, sacudida sísmica, y / o de reciente introducción en el ascendente, todavía magmáticas de fuentes líquido intrusión contribuyendo gases de profundas ;. por ejemplo, Nairn et al, 2005). acuoso. Sin embargo,
Los tipos de base y de depósito de metal precioso en tanto carbonato y la pared de roca unidades litológicas no carbonatada forma probable a partir de los mismos fluidos magmáticas acuosas que están involucrados en pórfido alteración Cu y la mineralización, siempre que haya provisión de acceso de fluido lateral de la acción pórfido o diques a través litológica, estructural y / o hidrotérmicamente inducida
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Richard H. Sillitoe
2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; Fig. 14). Los ejemplos antes citados de las transiciones mineralógicas entre alta y mineralización intermedia sulfuración proporcionan soporte para este mecanismo. Alternativamente, los líquidos de estado sulfuración intermedios profundamente derivados pueden pasar por alto los lithocaps totalmente y todavía producir mineralización intermedia sulfuración en niveles epitermales poco profundas (Sillitoe y Hedenquist, 2003, Fig.
depósito del tipo que se busca, o (3) t erranes fronterizos con condiciones geológicas que son percibidos implican potencial. Sobre la base de los éxitos de exploración recientes, la primera opción ha demostrado ser un sabio, como lo demuestran las cuerdas de alta sulfuración de Au y descubrimientos de pórfido A u-ricos que ahora definen el cinturón El Indio-Maricunga en el norte de Chile y Cajamarca cinturón -Huaraz en el norte de Perú (Sillitoe, 2008), así como el descubrimiento de la Resolución de pórfido depósito de Cu-Mo en la provincia suroccidental de América del Norte Cu después de una historia de 100 años de exploración (Manske y Paul,
14). En las mesas paleowater, cerca de las partes superiores de los lithocaps y zonas cercanas, la porción líquida de la ebullición fluidos de alta y intermedia sulfuración sigue gradientes hidrológicos, mientras que el H 2 v apor S-cojinete (con H 2 C ontribuyó por el magma así como SO 2 desproporcionación) continúa su ascenso en las zonas vadosa suprayacente. Allí, se condensa en el agua subterránea para oxidar y producir la baja temperatura, fluido ácido responsable de la blanketlike, zonas de alteración argílica avanzada característicos del medio ambiente calentado por vapor (Sillitoe, 1993, 1999b; Fig. 10).
2002). Hasta la fecha, la segunda opción podría ser tomado haber tenido menos éxito, como lo demuestra la falta de descubrimientos de importancia económica en las proximidades de los principales distritos aislados, pero Bingham, Butte, Guijarro, y Oyu Tolgoi, Aunque la exploración Greenfield está en su infancia en los arcos magmáticos todavía mal definidos que albergan los dos últimos de éstos. Sin embargo, el El Indio y de alta sulfuración Au depósitos de Yanacocha eran inicialmente los yacimientos aislados que llevaron a la eventual definición de los cinturones de El Indio-Maricunga y Cajamarca-Huaraz, respectivamente. La tercera opción, terrenos fronterizos, obviamente, implica un riesgo más alto, pero dio lugar a los recientes descubrimientos de Pebble, Oyu Tolgoi, y Reko Diq, por ejemplo (Bouley y otros, 1995;.. Perelló y otros, 2001, 2008; Kirwin et al. , 2003). La relación empírica entre magmáticas bien establecida (incluyendo postcollisional) arcos que contiene mayor, depósitos highgrade hipógeno pórfido de Cu y de alta
Como los regímenes térmicos de los sistemas Cu decaimiento pórfido, tipos
sulfuración Au y ajustes tectónicos contraccionales caracterizados por elevación de superficie alta
alteración-mineralización generados superficialmente se convierten telescópicamente
y tasas de denudación (ver arriba) puede llegar a ser un criterio útil para la selección de
sobre más profundamente formados unos (por ejemplo, Gustafson, 1978; Fournier, 1999;.
segmentos de arco subexploradas con potencial incompletamente probado. contraccionales
Heinrich et al, 2004; Williams-Jones y H einrich, 2005; Rusk et al., 2008a), provocando de
ajustes se sugiere fuertemente que los segmentos de arco enteras poseen sólo los volúmenes de
este modo la secuencia de removilización metal y eventos reprecipitación enfatizado
roca volcánica menores contemporáneas con el desarrollo de sistemas de pórfidos de Cu, en
anteriormente. De hecho, las partes superiores de las intrusiones de pórfido pueden ser
particular cuando lithocaps son ampliamente conservado como evidencia de la erosión superficial.
sometidos a al menos cuatro eventos de alteración-mineralización distintas, comenzando
contraccionales configuración también es probable en los cinturones o distritos donde las
con potásica y terminando con argílica avanzada, como frentes de temperatura se retiran
acciones de pórfido Cu o enjambres de diques están sobreimpresas en precursor de plutones o,
hacia abajo (Fig.
en entornos isla de arco, donde las rocas sedimentarias marinas sólo ligeramente mayor que los sistemas de pórfidos de Cu se han levantado a ~ 1 km o más por encima del nivel del mar
14). El telescópico resultante es potencialmente más extremo, dando lugar a la penetración profunda de alteración argílica avanzada en acciones pórfido, donde los sistemas de pórfido de Cu se someten ya sea rápida, la erosión synhydrothermal bajo alto levantamiento, pluvial o condiciones glacial (Fig. 14) o, tal vez con menos frecuencia, colapso sector inducida por la gravedad de cualquier edificios volcánicos suprayacentes (Sillitoe, 1994; Perelló et al, 1998;. Landtwing et al, 2002;. Carman, 2003; Heinrich, 2005; Masterman et al, 2005;. Rohrlach y Loucks, 2005; Pudack et al., 2009). En el momento en que las fases de pórfido late-minerales se añaden a las existencias de Cu pórfido o enjambres de diques, ascenso fluido de las cámaras de magma parental tiene todo pero cesado, y K y la disponibilidad de metal es demasiado limitado para generar alteración potásica apreciable y la mineralización. El único fluido presente es de origen externo y produce alteración propilítica similar a la de los halos propilítica formados anteriores. brechas diatrema se emplazaron preferentemente en este momento porque el acceso de agua externa a cuerpos de magma late-minerales, un requisito para la actividad phreatomagmatic, se ve facilitada. End-etapa, la incursión del agua subterránea en los pórfidos depósitos de Cu calientes lleva a anhidrita formación ventileos, de conformidad con la solubilidad retrógrada del mineral (por ejemplo, Rimstidt, 1997).
(Sillitoe, 1998). En los arcos, donde las rocas volcánicas son abundantes, ignimbritas de gran volumen, indicativo de formación de la caldera, se toman para degradar seriamente pórfido de Cu y Au epitermal relacionada potencial de la razón dada anteriormente. La agrupación o la alineación de ambos pórfido de Cu y Au depósitos de alta sulfuración se ha demostrado una y otra vez a ser un concepto de exploración altamente eficaz. La reciente pórfido importante Cu-Mo ± Au descubrimientos en el Collahuasi productiva (Rosario Oeste), Chuquicamata (cluster Toki; Rivera y Pardo, 2004; Fig. 3b), Escondida (Pampa Escondida), y Los Bronces-Río Blanco (Los Sulfatos ; Fig. 5a) distritos de Chile están todos dentro de <1 a 3 kilómetros de los depósitos previamente conocidos, como son los varios pórfidos de Cu-Au descubrimientos en el distrito de Cadia (Holliday et al., 1999) y de alta sulfuración Au descubrimientos en el distrito de Yanacocha (Harvey et al., 1999) que se hicieron desde la minería comenzó. En cualquier clúster depósito o alineación, el mejor depósito puede ser encontrado primero o sólo después de varios descubrimientos menores ya se han hecho (por ejemplo, Hugo Dummett; Kirwin et al., 2003). S ea o no estos y otros grupos de depósito y alineaciones deben su existencia a fallos o rasgos fundamentales (véase más arriba; Richards, 2000), la mejor depósito puede ser encontrado primero o sólo después de varios descubrimientos menores ya se han hecho (por ejemplo, Hugo Dummett; Kirwin et al., 2003). Sea o no estos y otros grupos de depósito y alineaciones deben su existencia a fallos o rasgos fundamentales (véase más arriba; Richards, 2000), la mejor depósito puede ser encontrado primero o sólo después de varios descubrimientos menores ya se han hecho (por ejemplo, Hugo Dummett; Kirwin et al., 2003). Sea o no estos y otros grupos de depósito y alineaciones deben su existencia a fallos o rasgos fundamentales (véase más arriba; Richards, 2000),
Implicaciones de exploración La selección de objetivos
Cuando la planificación de los programas de exploración de pórfidos de Cu ± Mo ± Au, skarn de Cu ± Au, o Au depósitos epitermales de alta sulfuración, los tipos de mineral preeminentes alojados por los sistemas Cu pórfido, la elección es entre la selección de (1) madura, wellendowed Cu o Au cinturones, (2) correas con credenciales metalogénicas menos obvias emergente, pero tiene al menos una importantes
SISTEMAS pórfido de cobre
a menudo no es obvio si la exploración-comúnmente se centró en áreas de pre- o postmineral encubrimiento debe apuntar ampliamente equidimensional matrices de depósito o alineaciones de arco paralelo o de arco transversal, en particular cuando se han definido sólo uno o dos depósitos. Sin embargo, las observaciones estructurales locales, tal vez interpretados a partir de respuestas geofísicas, pueden ayudar en este sentido, aunque este enfoque no participó en los recientes descubrimientos arriba citados en los distritos de pórfido Cu chilenas.
29
lithocaps. Como consecuencia, los tipos de mineral más distales y sutiles, sedimentos alojados Au en las franjas de carbonato rockhosted distritos y Zn-Pb-Ag ± Au-cojinete venas intermediatesulfidation epitermales y órganos de carbonato de sustitución en los márgenes de lithocaps atraen menos la atención y pueden perderse fácilmente.
También hay que destacar que pocos sistemas de pórfido de Cu, cualquiera que sea su nivel de exposición, contienen el espectro completo de tipos de mineral potenciales representados en la figura 6, aunque el distrito Bingham con su pórfido Incluso inspección superficial de la Figura 6 muestra claramente que el nivel de Cu-Au-Mo, Cu-Au skarn, carbonato- reemplazo de Zn-Pb-Ag-Au y Au depósitos de erosión es un control fundamental sobre los tipos de mineralización que puedan sedimentos-alojado (Babcock et al., 1995) y la más superficialmente expuestos distrito suponerse que se producen en los sistemas Cu pórfido. Si los depósitos de pórfido Cu Lepanto con su pórfido Cu-Au, de alta sulfuración Cu-Au-Ag, y el intermedio ocultas debajo de alteración arcillosa avanzada son el blanco principal, a continuación, sulfuración depósitos de Au-Ag-Cu (Hedenquist et al., 2001) son excepcionalmente lithocaps profundamente erosionadas en el que la alteración de cuarzo-pirofilita ± ± bien dotados en este sentido. Sin embargo, muchos sistemas contienen sólo uno o moscovita andalucita es prominente son mejor seleccionado (por ejemplo, El Salvador). dos tipos de depósitos en lugar de una matriz zonal completo (Tabla 3), con la Cualquier tipo A stockworks cuarzo ventileos expuestos sobreimpresos por sericítica y / presencia de los tipos de mineral más distales en cualquiera de Cu pórfido o niveles o ensamblajes argílica avanzada PinPoint inmediatamente los puntos para la perforación lithocap ser independiente del tamaño y el grado de los depósitos de Cu pórfido o inicial Scout (Sillitoe, 1995a). En contraste, de tipo D venillas pueden ser de hasta 1 km potenciales. Por lo tanto, reconocimiento de mineralización incluso desarrollado lateralmente lejos de la meta. Sin embargo, teniendo en cuenta que la mayoría de débilmente de un solo tipo puede ayudar a la exploración directa para potencialmente lithocaps observados son únicos restos de erosión, exploración debería centrarse en mayor grado de mineralización de otros tipos en el sistema en otros lugares. Además, primer lugar en torno a sus periferias en caso de un depósito de pórfidos de Cu ya se ha Mo- así como Au-rico de pórfido depósitos de Cu pueden estar asociados con expuesto. Sin embargo, debe ser la búsqueda de alta sulfuración Au depósitos, las lithocaps dotados-Au (por ejemplo, distrito Nevados del Famatina; Lozada-Calderón y partes poco profundas de lithocaps pueden tener el mejor potencial para el McPhail, 1996), aunque lithocaps encima de cualquier depósito de pórfidos de Cu descubrimiento de los grandes, aunque comúnmente yacimientos de baja ley. La pueden carecer de alta apreciable mineralización sulfuración (por ejemplo, Red existencia de restos de erosión incluso menores de horizontes calentados con vapor y Mountain; Corn, 1975; Quinlan, 1981), al menos en sus partes conservadas. sus bases calcedónico, generados arriba y en las mesas paleowater, respectivamente, garantiza que el nivel cerca de la superficie apropiado se conserva (Sillitoe, 1999b).
valoración de destino
Evaluación de las unidades litológicas host-roca probables también es importante durante las evaluaciones iniciales de cinturones y los distritos de pórfido de Cu. Obviamente, el principal tipo skarn, carbonato de reemplazo, y Au depósitos de sedimentos alojados sólo pueden esperarse donde relativamente finas camas, rocas carbonatadas comúnmente limosas están presentes. Large, pórfido de alto grado depósitos de Cu parecen estar favorecido por la effect‖ -Presión-cocina proporcionado por rocas pared impermeable, incluyendo, secuencias masivas densamente camas de carbonato (por ejemplo, Grasberg), una situación que también puede conducir a la formación de ciego depósitos de alto grado cubierta por rocas en gran parte inalterados (por ejemplo, Hugo Dummett, Ridgeway, Pueblo Viejo). rocas excepcionalmente ferroso Fe-ricos, relativamente poco común en la mayoría de los terrenos de arco, también parecen ayudar en el desarrollo de alta Hipógeno grados Cu así como maximizar el componente de rock-organizada de la pared del depósito (por ejemplo, El Teniente, la Resolución, Oyu Tolgoi). Altamente permeables, no carbonatada rocas huésped pueden promover de canalización de fluido lateral, lo que puede conducir a la generación de tipos de mineral distales aparte de venas estructuralmente
No obstante el modelo de ocurrencia típica representa en la Figura 6 y teniendo en cuenta la importancia crítica de nivel de la erosión, las innumerables variaciones sobre el pórfido Cu resultado tema genética en un amplio espectro de tres dimensiones intrusión, de brechas, alteración y mineralización geometrías (por ejemplo, Gustafson y Hunt, 1975). A primera vista, el uso de secciones transversales representativas de alteración en cuatro depósitos hipógeno pórfido de Cu de alto grado como ejemplos (Fig. 15), estas variadas geometrías no son fáciles de relacionarse con un modelo geológico estándar. Cada depósito individuo o prospecto deben ser construidas cuidadosamente usando mapeo de la superficie y registro de núcleo, con especial atención a la temporal, así como las relaciones espaciales de sus partes constituyentes. Sólo entonces las características geológicas positivas y negativas y, por lo tanto, su potencial global hecho evidente.
controladas (por ejemplo, Andacollo). volcaniclástica porosa y permeable y secuencias epiclásticos también favorecen el desarrollo depósito mineral de gran tonelaje en el entorno lithocap, especialmente cuando, por casualidad, ser superficialmente situado con respecto a paleosuperficies. Andacollo). volcaniclástica porosa
En la mayoría de los terrenos de arco magmático, se estima que más o menos
y permeable y secuencias epiclásticos también favorecen el desarrollo depósito mineral de gran tonelaje en
> 90 por ciento de los sistemas de pórfido exploradas carecen de concentraciones de Cu y
el entorno lithocap, especialmente cuando, por casualidad, ser superficialmente situado con respecto a
Au con potencial previsible, comúnmente debido a que los procesos de formación de
paleosuperficies. Andacollo). volcaniclástica porosa y permeable y secuencias epiclásticos también
mineral-, de generación magma a través de a la alteración y la mineralización, eran menos
favorecen el desarrollo depósito mineral de gran tonelaje en el entorno lithocap, especialmente cuando, por
que completamente optimizado (por ejemplo, Richards, 2005). Algunos paso crítico en la
casualidad, ser superficialmente situado con respecto a paleosuperficies.
secuencia genética fue bien poco desarrollada o falta por completo. Por ejemplo, las perspectivas de Cu pórfido que contienen de alteración y de tipo A venillas de cuarzo potásicos solamente desarrollados débilmente en sus partes centrales, lo que indica una
El gran tamaño de algunos sistemas Cu pórfido, con la máxima radios de ~ 8 km (por ejemplo, Fig. 9) y extensión máxima de área acercarse 100 km 2 ( C antor et al., 2008), complica su exploración eficaz porque la atención se centra inevitablemente en las partes alteradas de manera más prominente, tal como pirita de soporte de la mineralización de pórfido de Cu, halos de pirita, y pirita rica
deficiencia de fluidos magmáticas en etapa temprana, son típicamente grado subore. Del mismo modo, skarns proximales que carecen, sobreimpresiones retrógradas hidratados es poco probable que el anfitrión de Cu-Au depósitos significativos. Lithocaps dominadas por el cuarzo-alunita o alteración de cuarzo-pirofilita pero sin
30
Richard H. Sillitoe
TP ODER 3. Ejemplos representativos de varias combinaciones de mineralización-Type en pórfido Cu Sistemas 1
skarn proximal
skarn distal
Carbonato-
Distrito, la
depósito de
ubicación
pórfidos
Bingham, Utah
Bingham Cu-Au-Mo
Carr y Tenedor Norte Shoot Cu-Au
Cobre
Cobre
este y oeste
Inferior
Zn-Pb
Canyon, Nevada
Cañón stock de Cu-Mo-Au 2
Zona de Cu-Au 2
La fortaleza de Au 3
ocurrencias
Superior, Arizona
Resolución de
Yanacocha, Perú
Kupfertal Cu-Au
Antamina, Perú
ocurrencia
Potrerillos, Mina Vieja Chile Cu-Mo-Au
Highsulfidation
Intermediatesulfidation Referencia (s)
venas / mantos
Zn-Pb-Ag
Barneys
cuerpos (Au)
Cañón y Melco Au
Babcock et al. (1995), Cunningham et al. (2004)
Theodore et al. (1982), Wotruba et al. (1988), Cary et al. (2000)
Paul y Knight (1995), Manske y Paul (2002)
Superior Cu-Ag
Cu-Mo
Cu-Mo
SedimentHosted Periférico
reemplazo
Yanacocha Norte Au
Antamina CuZn-Mo-Ag-Au
Carmen de Andacollo de Cu-Mo-Au
Lepanto, Filipinas
Lejos sudeste de
Zn-Pb-Ag
Wafi-Golpu, Papúa Nueva Guinea
Wafi Cu-Au
Sepon, Laos
padan y
Cu-Au
ocurrencias
ocurrencias
Jerónimo
sílice Roja
au
au
El Hueso au
Andacollo Oro Au
Cu-Au
Thompson et al. (2004) Reyes (1991)
Lepanto Cu-Au-Ag
Victoria y Teresa Au-Ag-Cu
Hedenquist et al. (2001)
A y Enlace Zona Au
Enlace Zona Au
Ryan y Vigar (1999)
RH Sillitoe
Khanong y Discovery, Thengkham Nalou, etc. Au Sur Cu-Au
Thengkham
Harvey et al. (1999) Amor et al. (2004), Redwood (2004)
venas
San Antonio Cu
Andacollo, Chile
au ocurrencias
(No publicados. Repts., 1994-1999), Smith et al. (2005)
Mo-Cu
Bau, Malasia
Cu-Au
Cu-Au
ocurrencias
ocurrencias
ocurrencias
Zn-Pb
Recsk,
Recsk profundidades Recsk profundidades
Hungría
Cu-Au-Mo
Cu-Au
Recsk Deeps Zn-Cu
Percival et al. (1990), Sillitoe y Bonham (1990)
Bau Au
Recsk Deeps Zn-Pb
Lahóca
Parád
Cu-Au
Au-Ag
Kisvarsanyi (1988), Földessy y Szebényi (2008)
1 Apariciones menores en cursiva
2 3
formación Porphyry Cu probable inhibida por naturaleza reducida del pórfido host (Meinert, 2000) Proximal a la transición skarn distal abarcado por Phoenix y pozos Mayor Midas (Cary et al., 2000)
desarrollo apreciable de vuggy, cuarzo residual y silicificación asociado, tal vez porque el pH del líquido era demasiado alto o nivel de exposición es demasiado profundo, son mucho menos probable que contenga principales Au depósitos de alta sulfuración, aunque Pueblo Viejo proporciona una excepción saludable (Kesler et al. , 1981;. Sillitoe et al, 2006).
Comúnmente, el grado más alto y los depósitos de Cu pórfido más coherente son aquellos que conservan sus fases temprana pórfido y alteración potásica ensamblajes-con la que la mayor parte del contenido de metal se introduce en un principio esencialmente forma no modificada. Este es particularmente el caso de Au, que tiende a
ser eliminado y disipada durante la formación de temperatura más baja, ensambles de alteración pirita-cojinete (Gammons y Williams-Jones, 1997; Sillitoe, 2000;. Kesler et al, 2002). regímenes térmicos que permiten verticalmente amplio desarrollo zona de mineral en zonas potásicos tienen comúnmente un mayor potencial de tamaño que las que eran excesivamente caliente internamente, inhibiendo de este modo la precipitación de sulfuro y dando lugar a grandes, de bajo grado o núcleos de áridos; la excepción es donde los yacimientos de concha resultantes son areally extensa y gruesa (por ejemplo, Bingham y Resolución; Babcock et al, 1995;.. Ballantyne et al,
2003). Las mejoradas Cu ± Au tenores de muchos bornita-rica
31
SISTEMAS pórfido de cobre
0
W
800E
mi
500m
2600m
0m
2200m
1800m
u C e d % 5 , 0 <
500m
un
- 500m
500m
segundo
3000E
4000E
basalto Postmineral 23200N
5800m RL
zona lixiviada + oxidado
2700m
22400N
5400m RL 2200m
5000m RL
500m
do
pórfido finales del mineral
pórfido mineralizado
500m
re
Modificación
inalterada
propilítica
Albita
transición potásica-propilítica
argílica avanzada
Potásica (feldespato alcalino)
sericitización
Potásica (biotita)
Sericitización sobre potásica
Cálcica-potásica
Clorito-sericita sobre potásica
Sílice-granate
F YO G. 1 5. secciones simplificada a través depósitos hipógeno pórfido de Cu de alta calidad para ilustrar la amplia variación en alter-
ación patrones de zonificación y su relación con las intrusiones de pórfido Cu y el tenor. a. El Teniente, Chile (de Cannell et al., 2005). segundo. Hugo Dummett del Norte en Oyu Tolgoi, Mongolia (de Khashgerel et al., 2008). do. Chuquicamata, Chile (de Ossandón et al., 2001). re. Ridgeway, Nueva Gales del Sur, Australia (Wilson et al, 2003). Tenga en cuenta que el (1,5% Cu>) zona de alta ley en Chuquicamata incluye una sustancial, pero no cuantificada, la contribución de enriquecimiento secundario.
32
Richard H. Sillitoe
En lithocaps, unidades litológicas permeables son un control especialmente importante de los mayores Au depósitos epitermales de alta sulfuración, como se mencionó anteriormente, en contraste con rocas reducidos, como cúpulas y flujos de lava poco-fracturado, que típicamente albergan más pequeño, a fallos y de los depósitos de Cu potencialmente ricos en AU pórfido (Sillitoe, 1979), y la presencia fractura depósitos sujetos a su control. Cualquier rocas carbonatadas afectados por el medio ambiente lithocap pueden ser particularmente receptivo. Sin de venillas de cuarzo con bandas se puede usar para identificar la mayoría, pero no embargo, pasante estructural (fallo y fractura de la red) y hidrotermal (breccia todos, Cu-pobres pórfido Au depósitos (Vila y Sillitoe, 1991). freática y vugular, cuarzo residual) permeabilidad es probablemente el requisito más importante para el desarrollo de importantes depósitos de alta sulfuración; Donde las intrusiones intermineral menor grado e intrusiones estériles lateand de lo contrario, la insuficiencia de líquidos acuosos latestage de las cámaras de postmineral o diatremas son volumétricamente importante, los volúmenes de magma parentales de enfriamiento obtener acceso a la lithocaps. rocas mineralizadas originales se pueden alterar físicamente y geometrías de mineral de la zona cambió radicalmente y generalmente se hacen menos continua. Cuando se elaboren intensa clorito-sericita o sobreimpresiones de alteración sericítica, la reconstitución de alteración potásica puede resultar en la reducción o la extracción completa de contenidos de metales originales. Además, incluso donde apreciable Au se retiene en ensamblajes clorito-sericita, las recuperaciones de flotación son comúnmente inferior (<60%) que para el mineral de las zonas potásicos (> 80%) porque algunos de los Au originalmente en Declaración final solución sólida y encapsulado en y unido a calcopirita ± bornita se vincula a la depósitos de pórfido de Cu son sin duda los más estudiados y potencialmente pirita introducido (Sillitoe, 2000). mejor conocidas y comprendidas tipo depósito de mineral, y sus relaciones con el medio ambiente skarn han sido apreciadas desde hace muchos años (Einaudi et al, En los sistemas más altamente telescópicamente, donde sericítica y / o ensamblajes 1981 (por ejemplo, Seedorff et al., 2005);. Einaudi , mil novecientos ochenta y dos). argílica avanzada sobreimprimen volúmenes apreciables de alteración potásica y / o Sólo en la última década o así, sin embargo, tienen las conexiones fisicoquímicas clorito-sericita dentro de intrusiones de pórfido, los efectos consiguientes se pueden con el medio ambiente de alta e intermedia sulfuración epitermal dentro y alrededor variar. Cuando la alteración sericítica se superpone a stockworks ventileos de cuarzo, el de suprayacentes lithocaps sido aclarado (por ejemplo, Hedenquist et al., 1998, contenido de Cu en la forma de la alta sulfidationstate sulfuros de Cu se pueden 2001). El estado actual del conocimiento geológico permite a los exploradores aumentar mediante enriquecimiento hipógeno (por ejemplo, Wafi-Golpu). Sin embargo, utilizan una combinación de modelos empíricos y genéticos con cada vez mayores si los conjuntos de alta sulfuración sobreimpresos también contienen sulfosales grados de confianza (Thompson, 1993; Sillitoe y Thompson, 2006). Además, la arsenicales apreciables, una situación que se hace cada vez más probable hacia arriba corriente de base del conocimiento geológico permite el despliegue significativo de en la mayoría de los sistemas, la mineralización resultante es menos deseable debido a la geoquímica sofisticado y técnicas geofísicas en algunos programas de que es no sólo refractario si se somete a lixiviación en pilas bacteriana sino que también exploración (por ejemplo, Kelley et al, 2006;. Holliday y Cooke, 2007). Sin embargo, genera As-rico concentra la flotación que pueden resultar difíciles de comercializar. todavía hay una gran cantidad de aprender, un hecho subrayado por la relativamente reciente reconocimiento de los contenidos de metal contrastantes de coexistentes líquidos hipersalinos y vapores (Heinrich et al, 1999;.. Ulrich et al, 1999) y la determinación experimental de volátiles S complejos como potencialmente importante de Cu y Au agentes de transporte de través de los Aunque muchas brechas hidrotermales, como los finales de diatremas mencionados sistemas de Cu pórfido (Williams-Jones et al, 2002;. Nagaseki y Hayashi, 2008;. anteriormente, son comúnmente diluyentes a los minerales, algunos brechas magmático-hidrotermales dan lugar a volúmenes de roca anómalamente de alto grado a Pokrovski et al, 2008, 2009). Una breve selección personalizada de cuestiones pendientes incluye lo siguiente: (1) ¿Cuáles son el manto fundamental y / o factores pesar de su temporización intermineral. Además, brechas magmático-hidrotermal cementada principalmente por cuarzo, turmalina, y pirita puede ser dividida en zonas de la corteza terrestre que dictan si los segmentos de arco juveniles están dotados hacia abajo sobre cientos de metros a material de calcopirita-rico, que es probable que de sistemas Cu gigante de pórfido (por ejemplo, el centro de los Andes), sólo los persista en ninguna brecha biotita-cementado subyacente (por ejemplo, Los sistemas incipientemente desarrollados (por ejemplo, cascadas, oeste de Estados Bronces-Río Blanco; Vargas et al., 1999; Fig. 8). Unidos), o ninguno en todos (por ejemplo, Japón)? (2) ¿cuáles son los lineamientos de arco cruz, y que pueden ser demostrados a jugar un papel verdaderamente Interrelaciones entre las intrusiones de pórfido y rocas anfitrionas de carbonato pueden influyente en la localización de los sistemas de pórfido Cu? (3) ¿Qué importancia influir en la forma y el tamaño de los depósitos de skarn, típicamente con tenores encima de tienen los magmas máficos en el desarrollo de las cámaras de magma debajo la media de Cu. Donde buzamiento, las secuencias de carbonato de roca receptivas tope sistemas de pórfido Cu, y qué contribuciones material en el que se hacen a los empinadas contactos pórfido de valores, verticalmente extensos cuerpos de skarn proximal propios sistemas? (4) ¿Cómo es el líquido magmático monofásico transferido desde puede formar (por ejemplo, la> 1600-m extensión de la Ertsberg Este (Gunung Bijih) Cu-Au las cámaras de magma parental a pórfido stocks Cu o enjambres de diques, y qué distancia puede ser recorrida por este fluido entre salir de las cámaras y la depósito, Indonesia;. Coutts et al, 1999). lateralmente extensos cuerpos de skarn separación de fases eventual? (5) ¿cuáles son los procesos profundos que resultan inusualmente grande, proximales pueden formar preferentemente donde las rocas anfitrionas depósitos de pórfido Cu proporcionan la justificación de las pruebas de perforación más profunda de ambos bornita-cojinete y zonas de alteración potásicos libre de bornita que se consideran haber sido sólo relativamente superficialmente explorado (por ejemplo, Esperanza; Perelló et al, 2004b.). Abundante magnetita hidrotermal es un buen indicador
carbonato adecuados tope con la parte superior de los stocks de pórfido (por ejemplo, Antamina; Redwood, 2004). permeabilidad estructural que une las poblaciones de pórfido a los márgenes de los distritos dominadas por rocas carbonatadas parece ser un requisito para la formación de depósitos de sedimentos Au-organizada sustanciales (por ejemplo, del distrito Bingham; Cunningham et al., 2004).
33
SISTEMAS pórfido de cobre
en algunos sistemas de pórfido Cu siendo aparentemente corta duración, mientras que otros pueden permanecer al menos intermitentemente activa durante un máximo de ≥5 mi? (6) ¿Por qué algunos depósitos de pórfido Cu desarrollan grandes y de alto grado
brechas,
magmático-hidrotermal
mientras que otros tienen sólo ejemplos menores o ninguno en absoluto? (7) si se deriva
Arancibia, ON, y Clark, AH, 1996, principios de magnetita-anfíboles-plagioclasa alteración-mineralización en el depósito de cobre pórfido-goldmolybdenum Isla de cobre, Columbia Británica: E CONÓMICO GRAMOe ology, v . 91, p. 402-438. Arif, J., y Baker, T., 2004, paragenesis Oro y química en Batu Hijau, Indonesia: Implicaciones para los depósitos de pórfidos de cobre ricas en oro: Mineralium Deposita, v 39, p.. 523-535.
externamente, salmuera nonmagmatic es responsable de al menos algunos ejemplos de alteración sódico-cálcico, ¿cómo se accede a los núcleos de algunos depósitos de Cu pórfido entre emplazamiento pórfido temprano y ascenso fluido magmático responsable de la iniciación de alteración potásica (y localmente sinuosa vetas de cuarzo ATYPE)? (8) lo que controla el agotamiento de metal frente enriquecimiento durante clorito-sericita y
Atkinson, WW, Jr., Souviron, A., Vehrs, TI, y Faunes, A., 1996, la geología y zonificación mineral del depósito de cobre pórfido Los Pelambres, Chile: Sociedad de Geólogos Económicos publicación especial 5, p. 131-156. Audétat, A., Pettke, T., y Dolejš, D., 2004, Magmático anhidrita y calcita en el magma de cuarzo-monzodiorite formación de mineral en Santa Rita, Nuevo México (EE.UU.): restricciones genéticas en pórfido Cu mineralización: Lithos , v. 72, p. 147-161.
sericítica sobreimpresiones? (9) ¿Cuáles son los principales mecanismos de control de las relaciones a granel Cu / Au / Mo de depósitos de Cu pórfido? (10) ¿Por qué Au transportado a los límites distales de sólo unos pocos sistemas de pórfido de Cu para la concentración en depósitos de sedimentos-alojada, y por qué son la mayoría de estos aparentemente pequeña en comparación con los depósitos de tipo Carlin prácticamente idénticos (Cline et al., 2005)? (11) ¿cuál es el régimen de fluidos responsables de la zonificación de metal en lithocaps, y por qué son tantos lithocaps aparentemente estéril? (12) ¿Por qué sólo unos pocos lithocaps parecen desarrollarse epitermal depósitos de metales preciosos intermedia sulfuración en sus periferias?
estudio eficaz de estos y otros problemas requerirá geoquímica basada en trabajos de campo y geofísica y una serie de cada vez más sofisticado equipo de laboratorio para la inclusión de fluido y de elementos traza análisis de alta precisión, las determinaciones isotópicas, datación isotópica, y el trabajo experimental sobre la evolución de fluido y el transporte de metal . Pero más importante, sin embargo, se requiere una mejor y más detallada documentación de las relaciones geológicas en los sistemas Cu pórfido en todo el mundo, en todas las escalas de la sección delgada a todo el sistema, y con mayor énfasis en el regional al contexto del distrito, en particular la relación de ígnea evolución. Y estas observaciones geológicas deben enfatizar aún más el tiempo relativo de intrusión, brechamiento, alteración, y los eventos de mineralización debido a las técnicas de datación isotópica no y nunca puede tener la resolución requerida. Es adquisición de este detalle geológico que va a permitir una mejor aplicación de las técnicas de laboratorio y, con suerte, aclarar aún más la localización y evolutivos historias de los sistemas de pórfido Cu, así como los controles fundamentales de gran tamaño y alto grado hipógena.
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Expresiones de gratitud
Larry Meinert, Geología económica editor, se dio las gracias por la invitación a contribuir esta visión general y por sus alicientes vinoso a terminarlo. Apoyo durante estos años de numerosos principales y secundarias empresas, especialmente Anglo American, Antofagasta Minerals, Codelco C hile, Billiton, CRA Exploración Minera Escondida, Minorco, Exploración RGC, y Rio Tinto minería y exploración, junto con el aporte de innumerables exploradores de todo el mundo merece mención de Honor. comentarios constructivos sobre el manuscrito de Chris Heinrich, Larry Meinert, Pepe Perelló, Jeremy Richards, Alan Wilson, y el Geología económica los colaboradores, Regina Baumgartner, John Dilles, y Jeff Hedenquist, llevaron a la clarificación de ideas y mejoras sustanciales.
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