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).
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).
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.
4
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