GÉNESIS DE ROCAS INTRUSIVAS ASOCIADAS A LA MINERALIZACIÓN DE PÓRFIDO CUPRÍFERO Y RECONSTRUCCIONES PALEOTECTÓNICAS DE LA REGIÓN ANDINA.

M. MUÑOZ ¹, G. BERTRAND ², H. P. EPTALI ³

En el presente Paper estudia e integra la petrogénesis de rocas ígneas: intrusivos syn- y post-mineralización de los pórfidos cupríferos. El estudio es la recopilación y síntesis que incorpora la información muestran un condicionamiento de primer orden en la composición isotópica de los magmas andinos cenozoicos por dos grandes variables: (1) la arquitectura litosférica heredada, y (2) los procesos tectónicos mayores que han moldeado esta litósfera durante la construcción del orógeno moderno (Muños, 2011). Esto incluye tanto magmas estériles como magmas asociados a la mineralización de pórfido cuprífero.

De acuerdo con los conceptos de tectónica de transcurrencia en una margen oblicua - transpresional (Sylvester, 1988., Saint Blanquat, et al,. 1998), se interpreta que las condiciones transpresionales son preferentemente intruidos por magmas en zonas de baja presión, causando un sobrepresionamiento y expulsando magma granítico. Esta cinemática transpresional puede crear adelgazamiento cortical y generar fusiones parciales del manto superior con generación de granitos. De acuerdo a estos análisis e interpretaciones dichos conceptos pueden ser un ejemplo claro aplicado al marco tectónico la zona de subducción en Perú y Chile. Se han establecido diferentes direcciones de convergencia de la placa oceánica desde el Cretáceo superior (70 Ma) hasta el presente (Pardo y Molnar, 1987; Bertrand, et al., 2011). La placa subductada tenía un mayor ángulo, poca velocidad y era relativamente fría, esto se tradujo en una mayor participación de la cuña mantélica, provocando una mayor flujo geotérmico y adelgazamiento cortical. Este adelgazamiento de la litósfera provocó la generación de un trasarco con depositación marina y un magmatismo pasivo. Este régimen dextral provoco anomalías distensivas y formación de cuencas tipo pull-apart, por donde se emplazaron los cuerpos intrusivos asociados a los mayores DPC conocidos en el sur de Perú. En resumen puede decirse para la cinemática de subducción, que la generación de un DPC, necesito por lo menos tiempo de estabilidad tectónica (velocidad constante?) por más de 10 Ma, y en el cual las condiciones para una zona de homogenización del magma: MASH (magma, asimilación, almacenamiento y homogenización; modelo de Hildreth y Moorbath (1988), fueron favorables, para generar un yacimiento económico.

Los antecedentes estudiados indican que la composición isotópica observada es, en gran medida, una característica primaria que resulta de la evolución temprana de los magmas que ascienden desde el manto en zonas MASH de la litósfera profunda. Ello sugiere una fuente común e indica que ambos eventos derivan del dominio MASH inferido bajo la CPW. Bajo el marco de la evolución tectónica y magmática cenozoica, se ha considerado que la ocurrencia de fusión por deshidratación en este dominio es un proceso fundamental en la génesis de los magmas. Este proceso puede considerarse como clave en la generación de los depósitos gigantes de pórfido cuprífero, pero no exclusivo de la generación de los yacimientos este tipo.

1. INTRODUCCIÓN

Los depósitos de tipo pórfido cuprífero constituyen la principal fuente explotable de Cu en el mundo y son además reservorios importantes de Mo y, en menor medida, Au. Su formación es el resultado de procesos magmáticos e hidrotermales que operan en arcos volcánicos asociados a subducción. Aún así, ello constituye una anomalía en la evolución de la actividad de los arcos que los contienen puesto que corresponden a procesos localizados, breves en el tiempo, y con características químicas y mineralógicas particulares. Debido a su importancia económica, estos depósitos han sido objeto de innumerables estudios desde la óptica de diversas disciplinas. Además de generar una caracterización para ellos, estos estudios han apuntado a establecer las condiciones propicias para su formación, aspectos que son fundamentales, tanto para entender su génesis como para el desarrollo de herramientas de exploración.

Actualmente, la asociación directa entre la mineralización y la actividad magmática está fuera de discusión. Sin embargo, existen diversos aspectos relacionados a la génesis magmática que no han sido resueltos y son materia de controversia. ¿Corresponden los altos contenidos de metales preciosos a una característica de los magmas adquirida en la fuente o son producto de procesos posteriores de enriquecimiento?, ¿Cuáles son las condiciones particulares que propician la generación de un magma productor de pórfidos cupríferos con respecto a uno estéril?. Cualquier estudio que se refiera a estos temas debe considerar, además, como se insertan estos sistemas dentro de la evolución del arco volcánico que los contiene y la corteza en la que se desarrolla éste, ya que ello constituye el marco geológico y geodinámico global que ineludiblemente condicionará la evolución y composición final de los magmas.

El margen continental chileno es propicio para el estudio de los aspectos relativos a la formación de pórfidos cupríferos producto de los numerosos depósitos de este tipo que hospeda. Su evolución geológica ha estado ligada a abundante actividad magmática y volcánica como consecuencia de la continua convergencia, al menos desde el Jurásico, entre las placas Nazca y Sudamericana. Esta interacción ha dado lugar al desarrollo de sucesivos arcos a lo largo del margen, los que son progresivamente más jóvenes hacia el este, desde el arco jurásico en la Cordillera de la Costa hasta el arco actual en la Cordillera Principal (Mpodozis & Ramos, 1989; Charrier & Muñoz, 1994). A través de esta evolución, varios de los arcos desarrollados en el margen han culminado su evolución, previo al cese definitivo de la actividad y posterior migración, con la generación puntual, espacial y temporalmente, de pórfidos cupríferos. Esta asociación entre arco magmático y pórfidos cupríferos ha dado lugar a franjas de depósitos de distintas edades (asociadas a distintos arcos) a lo largo del margen continental (Camus, 2003 y referencias ahí citadas). En un marco más amplio, estas conforman algunas de las franjas metalogénicas más importantes reconocidas en Chile.

El estudio de la génesis de rocas intrusivas asociadas a la mineralización de pórfido cuprífero es problemático. Los múltiples eventos de alteración y mineralización sobreimpuestos en los depósitos alteran pervasivamente las rocas hospedantes, lo que influye negativamente en la toma de datos cuando se pretende estudiar características geoquímicas primarias. Esto restringe el uso de técnicas analíticas tradicionales y resalta la necesidad de la aplicación de técnicas más penetrativas para avanzar en el estudio de la formación de este tipo de depósitos (Muñoz, 2011).

2. GÉNESIS DE ROCAS INTRUSIVAS ASOCIADAS A LA MINERALIZACIÓN DE PÓRFIDO CUPRÍFERO: ANTECEDENTES, MODELOS E HIPÓTESIS

2.1. Aspectos Generales

A escala global, la formación de los yacimientos de pórfido cuprífero está asociada a actividad magmática de afinidad calcoalcalina de márgenes convergentes. Varias características composicionales de los magmas de arco, como los altos contenidos de H2O y S, entre otros, hacen de ellos potenciales productores de este tipo de depósitos y son el resultado del proceso de subducción. De este modo, la génesis de rocas intrusivas asociadas a la mineralización se enmarca dentro del mismo esquema global de formación y evolución de magmas en estos ambientes. Las rocas ígneas formadas en márgenes convergentes asociados a subducción son el resultado de procesos magmáticos multi-estadio y multi-componente. Los distintos materiales con los que puede interactuar un magma a través de las distintas etapas de su evolución, desde su formación hasta los estadios tardíos durante el emplazamiento, condicionarán su composición final.

Clásicamente, se considera que los magmas de arco son producto de la fusión hidratada de la cuña astenosférica, siendo los volátiles y otros componentes aportados por los agentes llevados a la fuente durante la subducción (corteza oceánica, sedimentos, productos de la erosión por subducción, etc., Fig. 1). Las características químicas distintivas que presentan los magmas de arco se atribuyen al metasomatismo de la cuña astenosférica por los fluidos y/o fundidos aportados durante este proceso por la losa oceánica (e.g., Tatsumi et al., 1986; Tatsumi, 1989; Peacock, 1993; Pearce & Peate, 1995). Dentro de estas se encuentran los altos contenidos de H2O y S, el carácter oxidado respecto de otros magmas derivados del manto, el enriquecimiento de elementos LILE (large ion lithophile elements) sobre elementos HFSE (high field strength elements), y el empobrecimiento relativo de Nb, Ta y Ti, entre otras

Fig. 1 Figura esquemática de un margen continental activo y los principales procesos que afectan la composición y evolución de los magmas formados en estos ambientes. Procesos asociados a la deshidratación de la losa oceánica subductada: (1) deshidratación y pérdida de fluidos en el antearco, (2) deshidratación e hibridación del componente de subducción y del manto, (3) arrastre del manto metasomatizado inducido por la subducción, (4) deshidratación profunda de distintas fases minerales, (5) inicio de la fusión hidratada del manto por sobre los 1000-1100ºC, (6) migración de fundidos a la base de la columna de fusión. Procesos asociados a la fuente mantélica: (7) flujo astenosférico inducido por la subducción, (8) aporte de material a la columna de fusión por advección del manto astenosférico, (9) enriquecimiento de la astenósfera producto de la delaminación del manto litosférico subcontinental, (10) fusión por descompresión a partir de, aproximadamente, 60 km de profundidad. Procesos en la litósfera superior: (11) segregación de fundidos a la base de la litósfera sobreyacente, (12) zona de interacción y cristalización de los magmas provenientes del manto en niveles litosféricos profundos (MASH),(13) cristalización y asimilación en zonas corticales someras. Modificado de Pearce & Peate (1995) y Richards (2003).

Las características particulares y la configuración global del margen convergente son también condicionantes de la evolución y composición final de los magmas. Así, por ejemplo, el ángulo de subducción, la velocidad de convergencia, el régimen termal de la zona de subducción, y el espesor de la litósfera sobre la zona de generación de magmas, condicionarán aspectos como la eficiencia del aporte de volátiles y otros componentes a la fuente, el grado de fusión parcial, y los procesos de evolución composicional de magmas en la fuente (Fig. 1). Así mismo, durante el tránsito de los magmas a través de la litósfera sobreyacente, características tales como el espesor cortical y litosférico, su composición química y mineralógica, y el estado termal y de stress al que ésta está sujeta, condicionaran procesos como la evolución química y mineralógica de los magmas, y la eficiencia de los procesos MASH (meeting, assimilation, storage, homogenization, Hildreth & Moorbath, 1988) y de contaminación cortical (Fig. 1).

Los depósitos de pórfido cuprífero constituyen anomalías químicas y mineralógicas en la corteza que se caracterizan por presentar altos contenidos de S y K y, subordinadamente, de elementos de interés económico como Cu y Mo (± Au, Ag). Su concentración es el resultado de la actividad de sistemas hidrotermales que derivan de la exolución de fluidos de magmas de composición intermedia a ácida. Estos magmas, que constituyen la principal fuente de los elementos posteriormente concentrados en los yacimientos (e.g., Gustafson & Hunt, 1975; Burnham, 1979; Cline & Bodnar, 1991), muestran una fuerte signatura mantélica y evidencian una limitada contaminación cortical (e.g., Clark, 1993; Mathur et al., 2000). Cabe destacar que, en muchos casos, se ha reportado para las intrusiones asociadas a la mineralización una signatura química similar a la de las adakitas (Oyarzún et al., 2001; Rabbia et al., 2000; Reich et al., 2003; Kay et al., 2005; Richards et al., 2007; Shafiei et al., 2009). En términos del marco geodinámico global, la formación de los depósitos de pórfido cuprífero está asociada a las etapas finales de ciclos tectono-magmáticos desarrollados en la litósfera superior. Esto es, junto con, o posterior a, la ocurrencia de eventos compresivos en la corteza y durante las etapas finales de la actividad de los arcos magmáticos que los contienen, previo al cese o migración de su actividad (e.g., Maksaev & Zentilli, 1988; McKee & Noble, 1989; Richards, 2003, 2005; Sillitoe & Perelló, 2005).

Las rocas intrusivas asociadas a la mineralización de pórfido cuprífero han sido objeto de innumerables estudios. El origen de los contenidos anómalamente altos en los componentes que sustentan la actividad hidrotermal y constituyen la alteración y mineralización es un tema ampliamente debatido. Se han propuesto numerosos modelos e hipótesis para explicar estas características. Ellos invocan una variada gama de procesos y componentes involucrados desde la zona de generación de magmas, en la cuña astenosférica, hasta la zona de emplazamiento final, a niveles corticales someros. Los principales de estos se revisan a continuación, donde se destacan fundamentalmente aquellos que podrían considerarse como anómalos dentro del esquema clásico de generación magmática en márgenes continentales activos

2.2. Consideraciones Preliminares sobre el Magmatismo “Adakítico”

Siguiendo el trabajo de Kay (1978), las adakitas fueron definidas por Defant & Drummond (1990) sobre un conjunto de rocas de arco, extrusivas e intrusivas, de la isla de Adak en las Aleutianas. Químicamente, corresponden a una clase de rocas andesíticas a dacíticas, con ausencia de unidades más básicas, de altos contenidos de Na₂O (3,5-7,5 wt%), Sr (>400 ppm), Ni (24 ppm) y Cr (36 ppm), altos Mg# (~0,51), patrones de tierras raras (REE) muy fraccionados (La/Yb>8), y bajos contenidos de tierras raras pesadas (HREE; Yb<1,8 ppm; Y<18; Defant & Drummond, 1990, 1993; Drummond & Defant, 1990; Martin, 1999, Martin et al., 2005). Adicionalmente, estas rocas presentan una signatura isotópica no radiogénica de Pb y Sr lo que descarta un origen a partir de contaminación cortical. Según los autores, a excepción de los altos contenidos de Mg, Cr y Ni, la composición química de las adakitas corresponde a aquella de magmas derivados de la fusión de un protolito máfico con un arreglo mineralógico residual, de alta presión, con granate y sin plagioclasa. Esto fue corroborado más tarde en los estudios experimentales de Rapp et al. (1991), Sen & Dunn (1994), Wolf & Wyllie (1994), y Rapp & Watson (1995). De este modo, y enmarcado en el contexto geodinámico de las Aleutianas, fue propuesto que las adakitas derivan de la fusión de la corteza oceánica subductada cuya edad es relativamente joven (< 25 m.a.). Los contenidos altos de Mg, Cr y Ni, relativo a lo esperado en este modelo, fueron explicados como producto de la interacción variable de los fundidos con la cuña astenosférica peridotítica durante el ascenso.

La fusión de corteza oceánica durante la subducción es un tema controversial. De acuerdo a los modelos clásicos de la evolución termal de la losa oceánica en estos ambientes, ésta sufre una progresiva deshidratación de acuerdo a los cambios metamórficos que se suceden con el aumento de la presión y temperatura (Tatsumi et al., 1986; Tatsumi, 1989; Schmidt & Poli, 1998; Forneris & Holloway, 2003). Aún así, algunos estudios han indicado que, bajo condiciones particulares la temperatura alcanzada durante la subducción puede ser lo suficientemente alta para que la losa oceánica alcance la fusión. Esto ocurriría en el caso de la subducción de una corteza oceánica joven y boyante (< 25 m.a.; Defant & Drummond, 1990) o cuando la losa oceánica alcanza temperaturas anómalamente altas a baja profundidad. Esto último ocurriría en casos como el de una subducción subhorizontal y/o de velocidad de convergencia baja a nula (Peacock et al., 1994; Gutscher et al., 2000); subducción de un ridge oceánico (Kay et al., 1993; Guivel et al., 2003), subducción de una corteza oceánica desgarrada (Gao et al., 2007; König et al., 2007) o de una ventana astenosférica (Yogodzinski et al., 2001); y subducción en una convergencia de alta oblicuidad (Yogodzinski et al., 1995).

Defant & Drummond (1990, 1993) introdujeron el uso de dos diagramas químicos para diferenciar las adakitas de las rocas de arco clásicas, Sr/Y versus Y y La/Yb versus Yb. El primero destaca el rol del fraccionamiento de granate en magmas adakíticos, excluyentemente, respecto del fraccionamiento de plagioclasa en magmas derivados de la cuña astenosférica metasomatizada. El segundo enfatiza el marcado empobrecimiento de HREE relativo a las tierras raras livianas (LREE) en los magmas adakíticos respecto de los magmas de arco en general, también producto de la presencia de granate. Ambos diagramas han sido frecuentemente utilizados en la literatura como un criterio diagnóstico. Ello ha generado que un amplio espectro composicional de rocas intermedias a ácidas, de alto Sr/Y y alto La/Yb, sean consideradas como adakíticas o tipo-adakitas, más allá de las implicancias petrogenéticas de esta clasificación. En el caso de marcos geodinámicos favorables a la hipótesis de fusión de corteza oceánica, se han caracterizado variaciones en la composición química adakítica de acuerdo al grado de interacción de los fundidos con la cuña astenosférica peridotítica durante el ascenso (e.g., Rapp et al., 1999; Martin et al., 2005). Por el contrario, en contextos desfavorables a este proceso, el origen de la composición adakítica ha sido atribuido a procesos magmáticos que ocurren en la litósfera superior. En márgenes convergentes, el protolito necesario para generar magmas de composición adakítica se encuentra no sólo en la corteza oceánica subductada sino, también, en la base de la corteza continental engrosada (> 40-45 km). Los fundidos derivados de esta fuente poseen composiciones químicas similares a las de las adakitas, pero con contenidos menores de Na, Mg, Cr y Ni (Atherton & Petford, 1993; Petford & Atherton, 1996; Martin et al., 2005). Aún otros procesos magmáticos han sido invocados como responsables de la generación de rocas de esta composición. Este el caso de magmas que: (1) se hayan equilibrado en la corteza con una mineralogía de alta presión granatífera y carente de plagioclasa (Rapp & Watson, 1995; Richards et al., 2007); (2) deriven de una diferenciación extensiva en grandes cámaras magmáticas (Stern & Skewes, 2005; Richards & Kerrich, 2007); y (3) deriven de la diferenciación de magmas de arco altamente hidratados y oxidados producidos por un alto grado de fusión parcial (Sellés et al., 2004; Rodríguez et al., 2007).

Las rocas de composición adakítica sin duda representan una singularidad dentro del espectro composicional común de los magmas de arco. La diversidad de procesos y componentes involucrados en la génesis magmática en estos ambientes hacen fundamental para su estudio una caracterización adecuada de la química y, en particular, de la isotopía. En este sentido, se deben destacar los resultados obtenidos por Bindeman et al. (2005) en isotopía de O de numerosas adakitas consideradas como clásicas a nivel mundial. Estas rocas muestran casi invariablemente una signatura en equilibrio isotópico con peridotitas mantélicas, cuestionando fuertemente la hipótesis de fusión de corteza oceánica involucrada incluso en la generación de las adakitas clásicas. Estos resultados enfatizan la necesidad de nuevos estudios en los que las determinaciones isotópicas, de sistemas estables y radiogénicos, son herramientas valiosas en la investigación de los procesos magmáticos involucrados en la génesis de estas rocas.

A nivel mundial, las intrusiones relacionadas a la mineralización de pórfido cuprífero comparten algunas características químicas de las adakitas clásicas (Richards & Kerrich, 2007 y referencias ahí citadas). Invariablemente, estas rocas son de composición intermedia a ácida, aunque algunas clases incluyen miembros más básicos. En muchos casos se han reportado patrones fraccionados de REE, bajas concentraciones de HREE e Y, altos contenidos de Sr y Na2O, y altas razones Sr/Y y La/Yb. Estos dos últimos parámetros han sido ampliamente utilizados para resaltar la signatura tipo-adakita que presentan estas rocas. Los contenidos de Ni y Cr son variables en los distintos depósitos, y los Mg# suelen ser inferiores a 0,51. Se han propuesto numerosos modelos para explicar la génesis de magmas asociados a la mineralización, la mayoría de los cuales han considerado procesos que den cuenta de la signatura tipo-adakita de estas rocas (ver secciones siguientes). Una vez más, si bien estos consideran aspectos químicos fundamentales, la carencia de una caracterización isotópica adecuada ha mermado la posibilidad de una evaluación más rigurosa. Finalmente, se debe notar que las rocas presentes en estos depósitos se encuentran pervasivamente alteradas por la actividad hidrotermal. Ello constituye un problema mayor cuando se pretende caracterizar aspectos químicos primarios y, con ello, asignar una afinidad geoquímica. En el caso de las características adakíticas, las determinaciones de concentración de Ni, Cr, Mg y, particularmente, de Na y Sr, constituyen parámetros poco confiables ya que suelen comportarse como móviles durante estos procesos.

2.3. Procesos Sublitosféricos: la Cuña Astenosférica y la Losa Oceánica Subductada

Como fue mencionado anteriormente, la metasomatización del manto por los fluidos/fundidos aportados por la losa oceánica subductada corresponde al proceso más importante de la generación magmática en márgenes convergentes. Este proceso es responsable de los cambios químicos y mineralógicos que modifican el manto astenosférico y condiciona, en parte, el grado de fusión parcial (e.g., Tatsumi et al., 1986; Tatsumi, 1989; Pearce & Peate, 1995).

El alto estado de oxidación de la cuña astenosférica, con respecto a otras rocas mantélicas no relacionadas a subducción, es también producto del metasomatismo al que ésta está sometida. A su vez, ello controla la especiación y solubilidad del S además de la estabilidad de fases residuales en el manto durante la fusión parcial (e.g., Mungall et al., 2002). En condiciones mantélicas los elementos calcófilos y siderófilos, como el Cu y el Au, se particionan fuertemente a fases sulfuradas con respecto a los fundidos silicatados. Bajo condiciones oxidantes, las fases sulfuradas son progresivamente desestabilizadas y aumentan la solubilidad del S y las fases sulfatadas disueltas en los fundidos (Carroll & Rutherford, 1985; Mungall et al., 2002). De este modo, el aumento de la fugacidad de oxígeno genera que elementos como el Cu y Au se comporten como incompatibles durante la fusión parcial del manto y puedan ser concentrados en los fundidos, al mismo tiempo que estos últimos aumentan sus contenidos de S. Así, como señala Richards (2003), todos los magmas primarios de arco debieran contener relativamente altas concentraciones de estos elementos con respecto a otros magmas más reducidos derivados del manto.

Mungall (2002) ha indicado que los fundidos provenientes de la losa oceánica son más eficientes en oxidar la cuña astenosférica que los fluidos. Bajo esta hipótesis, la adición de un componente de subducción fundido a la fuente astenosférica promovería la generación de magmas particularmente enriquecidos y potencialmente mineralizadores. Ello explicaría, además, la composición química similar a la de las adakíticas que frecuentemente se ha reportado para las rocas intrusivas asociadas a mineralización (Oyarzún et al., 2001; Reich et al., 2003; Kay et al., 2005; Richards & Kerrich, 2007; Shafiei et al., 2009).

2.4. Procesos en el Manto Litosférico Subcontinental y la Corteza Inferior

La mayoría de los procesos magmáticos a niveles litosféricos profundos pueden considerarse como parte de los procesos MASH (Fig.2). Estos fueron definidos por Hildreth & Moorbath (1988) para explicar las variaciones composicionales que muestra el volcanismo actual en la Zona Volcánica Sur de los Andes, aunque se considera que ellos operan a nivel general en los márgenes continentales activos. Los autores postulan la existencia de zonas de fusión, asimilación, almacenamiento y homogeneización bajo los grandes centros magmáticos. Estas zonas se ubicarían en la corteza inferior o en la transición corteza-manto, lugar donde los magmas basálticos primarios que ascienden desde la cuña astenosférica alcanzan un nivel de flotabilidad neutral. Una vez allí, es esperable que ellos induzcan localmente fusión parcial y estén sometidos a procesos de asimilación y mezcla, que culminen ya sea con la cristalización completa del nuevo magma o con un nuevo ascenso por diferencias de densidad producto de su fraccionamiento (Fig. 2). En términos generales, el resultado de todos estos procesos es la generación de magmas relativamente homogéneos que son producto de la hibridación de magmas derivados del manto, y cuyas características químicas e isotópicas son particulares del dominio MASH que enmarca su formación (Muñoz, 2011).

Fig. 2 Figura esquemática de la hibridación y evolución de magmas derivados del manto mediante procesos MASH en la litósfera profunda. Tomado de Richards (2003; modificado de Hildreth [1981] y Huppert & Sparks [1988]).

En la última década, varios autores han destacado la posibilidad de fusión de la litósfera superior profunda, modificada por el magmatismo de arco, como un proceso capaz de generar magmas relacionados a la mineralización de pórfidos de Cu±Mo±Au (Kay & Mpodozis, 2001; Richards et al., 2009; Shafiei et al., 2009). El magmatismo de arco es, esencialmente, un medio de transporte de material de la losa oceánica y el manto astenosférico a la litósfera sobreyacente. La diferenciación temprana de los magmas primarios ascendentes desde el manto en la litósfera profunda resulta en la formación de cumulados hidratados de composición máfica a ultramáfica (Rudnick & Fountain, 1995). En estas zonas, la acumulación de anfíbola y de fases residuales sulfuradas puede almacenar cantidades importantes de agua y metales en la litósfera superior (e.g., Jagoutz et al., 2007; McInnes et al., 1999; Davidson et al., 2007; Richards, 2009). De este modo, después de periodos prolongados de magmatismo, las raíces litosféricas constituyen un reservorio fértil de donde extraer magmas potencialmente formadores de depósitos. Adicionalmente, la fusión de un protolito como éste generaría magmas con características composicionales similares a las de las adakitas.

Complementariamente al modelo acumulativo anterior, Core et al. (2006) han propuesto un modelo de generación para los magmas asociados a la mineralización de pórfido cuprífero de Bingham (Utah, EEUU). Estos derivarían de una fuente puntualmente enriquecida en Cu ubicada en la corteza inferior. Según los autores, las fuentes profundas ricas en Cu pueden corresponder a terrenos metamórficos que contienen depósitos de Cu, o bien, a cumulados de sulfuros en intrusiones máficas. En el primer caso, la distribución heterogénea de la fuente rica en Cu puede producir depósitos de pórfido cuprífero aislados como el yacimiento de Bingham. En el segundo caso, la distribución más homogénea de la fuente enriquecida puede producir provincias de este tipo de depósitos, como ocurre en los casos de Indonesia, Papua Nueva Guinea y Chile, Perú entre otros.

2.5. Procesos en la Corteza Superior

La corteza superior es la zona donde se forman los depósitos de pórfido cuprífero. Estos son el resultado de la actividad magmático-hidrotermal de intrusiones subvolcánicas emplazadas a menos de 5 km de profundidad. Siendo ésta la zona de explotación, y por ello una zona accesible, se han realizado innumerables estudios acerca de los procesos de formación de estos depósitos (e.g., Lowell & Gilbert, 1970; Sillitoe, 1973; Gustafson & Hunt, 1975; Tosdal & Richards, 2001). Actualmente, existe un amplio consenso en el rol de los intrusivos como fuente de los elementos que conforman los yacimientos. De este modo, éstos se emplazan ya con una composición adecuada para originar la actividad hidrotermal y la consecuente alteración y mineralización.

En términos volumétricos, los intrusivos asociados a estos depósitos no superan los 100 km³. Aunque la concentración de Cu en magmas intermedios a ácidos es bastante baja, se calcula que ~30-80 km³ de un magma de estas composiciones es suficiente para formar un depósito de pórfido cuprífero de un tamaño moderado (1-10 Mt Cu; Cline & Bodnar, 1991; Cline, 1995). Por otra parte, para la formación de un depósito gigante (10-100 Mt Cu), como El Teniente, se estima que es necesario un volumen de magma del orden de 102-103 km³ (e.g., Dilles & Proffett, 1995; Cloos, 2002; Richards, 2003, 2005; Stern & Skewes, 2005). Estas estimaciones disminuyen cerca de un orden de magnitud cuando se consideran composiciones más máficas. Aún así, persiste una gran discrepancia entre el volumen requerido para generar la mineralización que albergan los depósitos gigantes y el volumen real de intrusiones en ellos, las que son además de composición predominantemente ácida.

Las consideraciones de balance de masa expuestas sustentan la hipótesis de la existencia de cámaras magmáticas de grandes dimensiones, en niveles corticales medios, que constituyan la fuente de los elementos necesarios para la formación de este tipo de depósitos, o al menos de los de mayor tamaño (e.g., Dilles & Proffett, 1995; Cloos, 2002; Richards 2003, 2005; Stern & Skewes, 2005; Fig. 3). Bajo esta hipótesis, las intrusiones presentes en los yacimientos representan apófisis enraizados en cámaras más profundas cuyo rol es el de transportar los productos de la diferenciación de estas últimas (Fig. 3). Se debe notar que uno de los elementos fundamentales para formar y mantener una cámara magmática de grandes dimensiones es la tasa del aporte de magma (e.g., Cruden, 1998; de Saint-Blanquat et al., 2001). Si ésta es adecuada y se mantiene en el tiempo, proveerá del calor y material necesario para que la cámara pueda crecer y se mantenga fundida y en evolución. Adicionalmente, el aporte sostenido de magma puede proveer de elementos como S y Cu que, a través de la evolución, se verán enriquecidos en los productos de la diferenciación (e.g., Cline & Bodnar, 1991; Cline, 1995; Cloos, 2002; Richards, 2003, 2005; Stern & Skewes, 2005).

Fig. 3 Figura esquemática del sistema magmático involucrado en la generación de depósitos de pórfido cuprífero en la corteza superior. Los stocks y diques presentes en los depósitos corresponden a apófisis enraizados en cámaras magmáticas profundas. Ellos son producto de la diferenciación en estas cámaras y actúan como agentes de transporte de los elementos que constituyen la mineralización y alteración a niveles corticales someros. Tomado de Richards (2003).

3. RECONSTRUCCIONES PALEOTECTÓNICAS DE LA REGIÓN ANDINA.

3.1 La zona de subducción andina.

El margen andino es el resultado de la subducción hacia el este de la placa de Nazca debajo de Sudamérica, a relaciones de convergencia de varios cm / año pero que no son constantes a lo largo del tiempo (Pardo-Casas y Molnar, 1987). Según las firmas de tomografía sísmica (e. g, Engdahl et al., 1995; Liu et al. 2003), la historia de subducción y la geometría de la zona de subducción andina parecen mucho más simples que las de la zona de subducción de Tethyan. El ángulo de subducción variable (desde las zonas de subducción planas en el centro de Perú y el norte de Chile hasta la zona de subducción inclinada debajo de Bolivia) se atribuyó por primera vez a los desgarros de la placa, pero Cahill e Isacks (1992) sugirieron que las flexuras de la placa eran más apropiadas para explicar la ubicación de terremotos y las soluciones del mecanismo focal. En profundidad, la placa de Nazca penetra en el manto inferior debajo del centro de Sudamérica, pero se desviaría en la zona sur (Engdahl et al., 1995). Recientemente, Contenti et al. (2012) sugirieron que debajo de Perú y Brasil, la placa de Nazca también sufriría una deformación significativa alrededor de la zona de transición del manto, y que la ausencia de reflectividad a 410 km de profundidad en el área del arco posterior sugiere complejidades estructurales de la placa de subducción.

Fig. 4 mapa esquemático de las dos zona de subducción Andina con velocidades de la placa (verde) fosa- normal Velocidades de migración de la fosa (rojo) y velocidades de la placa de subducción normal de la fosa (azul), calculadas con el marco de referencia del hotspot Indo-atlántico de O’Neill et al. (2005). La zona de subducción andina actual se compone principalmente de un solo segmento de 7.500 km de longitud. Modificado después de Schellart et al. (2011)

Las características cinemáticas relacionadas con las relación de convergencia entre la placa de Nazca y América del Sur (Fig. 4) no se comprenden bien ya que aún se proponen nuevos modelos: Quinteros y Sobolev (2013) sugirieron que la penetración de la placa en el manto inferior fue la causa principal que explica la disminución de la razón de convergencia de 20-25 Ma en el norte de chile. Sin embargo, las variaciones de la velocidad de subducción a lo largo de la zona de subducción andina (números azules en la Fig. 4) también se atribuyeron a diversos ángulos de subducción, que podrían aumentar o disminuir el acoplamiento de la placa superior-inferior (Martinod et al., 2010). Sin embargo, tenga en cuenta que la fosa avanza en la parte central de la zona de subducción andina (valores positivos de números rojos) donde la velocidad de subducción es alta, mientras que retrocede donde las velocidades de subducción son bajas (Colombia y el sur de Chile).

3.2 Distribución de en los Andes de depósitos tipo pórfido de cobre.

Los depósitos de Pórfidos Cu en los Andes han sido el tema de numerosos estudios, desde la escala de margen a depósito (e. g, Sillitoe, 1977, 1986, 1988; Sillitoe et al., 1982; Petersen y Vidal, 1996; Noble y McKee, 1999; Kay y Mpodosis, 2001; Richards et al., 2001; Masterman et al., 2005; Gow and Walshe, 2005; Hollings et al., 2005; Schütte et al., 2011). hemos compilado una lista de depósitos de Cu pórfido a lo largo de la subducción andina. Esta compilación se basa en los datos extraídos (por orden de contribución decreciente): 1) la base de datos “Depósitos de cobre pórfido del mundo” de USGS (Singer et al., 2008) y 2) Los “Andes base de datos de la BRGM (e. g, Billa et al., 2004). Contiene 155 depósitos de pórfido tipo Cu. La Tabla 1 proporciona una síntesis de estos depósitos con su país, nombre, latitud y longitud (coordenadas geográficas WGS84, grados decimales), clase (según el potencial total de Cu) y edad de mineralización (ya sea edad absoluta o edad mediana de la serie estratigráfica o etapa a la que pertenece). Estos depósitos se distribuyen a lo largo de la subducción andina, desde la latitud 9 ° N a 45 ° S y su edad varía de 4.7 ( Plioceno inferior) a 291.5 Ma (Pérmico inferior).

(Bertrand et al., 2014) la distribución espacial y temporal de los depósitos de Cu pórfido a lo largo de la subducción andina no es aleatoria. Muestra, al menos para los depósitos de Cenozoico (118 de los 155), concentraciones a lo largo de segmentos específicos de la zona de subducción y durante distintos períodos de tiempo. En la Figura 5, trazamos sus edades en función de su longitud y su distribución geográfica con simbología basada en la edad. Muestra que la ocurrencia de depósitos está organizada en tres "grupos" espaciales y temporales distintos (o grupos de depósitos vecinos separados de otros por brechas espaciales y / o temporales significativas), que son de los más antiguos a los más jóvenes:

1. Paleoceno -inferior Eoceno los depósitos del de la Cordillera central (16 depósitos);

2. Eoceno superior- oligoceno inferior los depósitos de la Cordillera central (36 depósitos);

3. Depósitos del mioceno de la Cordillera central y norte (66 depósitos);

Fig. 5 Distribución espacial y temporal de los depósitos de Cu pórfido a lo largo de la subducción andina. a) Mapa actual de la distribución de la mineralización en función de su edad, desde el Jurásico al Plio-Pleistoceno. b) Sección longitudinal de la distribución de depósitos en función de la edad de la mineralización. En ambas representaciones, definimos tres grupos distintos (elipse de guiones rojos).

Estos grupos encajan, al menos temporalmente, con los identificados previamente por Singer et al. (2005). Se podría argumentar que el grupo 3 puede dividirse en varios grupos más pequeños. Existe, por ejemplo, una clara brecha espacial de depósitos en el sur de Perú durante el Mioceno (ver puntos naranjas en la Figura 5). Además, la identificación de solo tres grupos puede parecer insuficiente cuando algunos autores han descrito cinturones de Cu de pórfido más numerosos y detallados a lo largo de los Andes (e.g, Sillitoe y Perello, 2005). Pero el punto importante aquí es que el emplazamiento de depósitos de pórfido a lo largo de la subducción andina

Fig. 6 Relaciones entre las direcciones de convergencia y los mayores yacimientos de PCDs entre Perú y Chile. Notese la correspondencia entre los dos lineas de desplazamiento de la placa de Nasca. La relativa estabilidad y velocidades de convergencia en varios tramos con un convergencia oblicua de N 45-50° representa el mayor cizallamiento propicios para la generación de DPC. Tomado y modificado de Macksaev y Zentilli, (1999)

3.3 Contexto paleotectónico de los depósitos de pórfido de cobre andino.

Bertrand et al., (2014) trazo la velocidad de la placa de Nazca con respecto a América del Sur (coordenada arbitraria 20 ° S y 72 ° W, en el borde este de la placa), utilizando las PLACAS UTIG y los modelos cinemáticos globales de EarthByte. Debido a que la cinemática de la placa de Nazca en relación con América del Sur está pobremente restringida antes del Eoceno, y debido a que el grupo 3 está bastante pobremente muestreado (16 depósitos, versus 36 y 66 para los grupos 2 y 3, respectivamente), hemos centrado nuestro estudio en los grupos 2 y 3. reemplazado estos dos grupos en su contexto paleocinemático. El diagrama (Figura 6) muestra que ambos grupos se colocaron en un contexto cinemático que se caracteriza por una tasa relativamente alta de convergencia de placas (aproximadamente 10 a 17 y 14 cm / año para los grupos 2 y 3, respectivamente), seguido brevemente por una drástica disminución de esta razon (hasta aproximadamente 7 a 8 y 11 cm / año para los grupos 2 y 3, respectivamente) en períodos de tiempo de ~ 15 Myrs separados por ~ 5-10 Myrs. Aunque las velocidades absolutas son diferentes, este contexto cinemático (relación de convergencia alta y luego decreciente)

Fig. 7 razón de convergencia en función del tiempo de la placa de Nazca con respecto a Sudamérica fija, mostrando el contexto cinemático en el que se emplazaron los grupos de depósitos pórfido Cu (áreas de color gris claro) a lo largo de la subducción andina desde el Eoceno; Las flechas grises muestran una desaceleración a largo plazo de las tasas de convergencia.

3 CONCLUSIONES

En términos globales, muestran que la composición isotópica de los magmas andinos cenozoicos está condicionada principalmente por dos grandes variables: (1) la arquitectura litosférica heredada, y (2) los procesos tectónicos mayores que han moldeado esta litósfera durante la construcción del orógeno actual. Esto es válido tanto para los magmas asociados a la mineralización de pórfido cuprífero como para aquellos estériles.

Las características cinemáticas relacionadas con las relación de convergencia entre la placa de Nazca y América del Sur está dada por la penetración de la placa en el manto inferior causa principal que explica la disminución de la razón de convergencia en el norte de chile. Sin embargo, las variaciones de la velocidad de subducción a lo largo de la zona de subducción andina también se atribuyeron a diversos ángulos de subducción, que podrían aumentar o disminuir el acoplamiento de la placa superior-inferior.

Se concluye de la cinemática de subducción, que la generación de depósitos de pórfidos cupríferos, necesita por lo menos tiempo de estabilidad tectónica por más de 10 Ma, y en el cual las condiciones para una zona de homogenización del magma: MASH (magma, asimilación, almacenamiento y homogenización; modelo de fueron favorables, para generar un yacimiento económico.

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