CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA BÁSICA Y APLICADA JOSÉ LUIS PEÑA MONNÉ, Editor

CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA BÁSICA Y APLICADA 

JOSÉ LUIS PEÑA MONNÉ, Editor

Los mapas geomorfológicos son de vital importancia para la planificación territorial ya que contienen la información esencial para la elaboración de cartografías aplicadas, tras su combinación o integración con otras variables cartográficas del medio físico o de la actividad humana sobre un espacio. Sin embargo, por diversas circunstancias, en España nunca ha habido una política dedidida de favorecer la realización sistemática de este tipo de mapas. Por otra parte, son pocas las facultades universitarias donde las materias gcomorfológicas se acompañen de la realización práctica de cartografías geomorfológicas básicas y aplicadas. Todo ello hace que los mapas geomorfológicos y su aplicabilidad sean mal conocidos en nuestro país.

En el V Curso de Geografía Física, celebrado en Teruel en 1990 dentro del marco de la Universidad de Verano de Terucl, comenzó una etapa monográfica dedicada a la Cartografía Básica y Aplicada, que alcanzó su momento ¡Ílgido en la X edición del curso ( 1995), al publicarse una corta tirada de la primera versión de este libro. Ahora, una vez mejorado y ampliado, sale definitivamente a la luz corno una publicación de la Editorial Gcoforma. Este libro pretende llenar parcialmente un vacío en la bibliografía española sobre mapas geornorfológicos, ya que no existía ninguna publicación extensa y con un enfoque práctico que sirviera como libro de consulta o manual para los que descaran iniciarse en este tipo de cartografías. El libro es eminentemente didáctico, ya que fué pensado para un curso intensivo con alumnos de variada formación y ha sido realizado por profesores universitarios con una larga experiencia didáctica en este tema, por lo que creernos puede ser de gran utilidad para nuestros alumnos universitarios.

El esquema del libro sigue una línea conductora lógica y ordenada. En primer lugar se definen las características generales y los diferentes tipos de mapas geornorfológicos, para luego establecer los pasos necesarios para su elaboración, describiéndose los documentos básicos para diseñar un mapa, en función de las distintas escalas y finalidades a las que va destinado. En un capítulo dedicado al lenguaje cartográfico se pretende mostrar la conexión existente entre la representación del relieve y la expresividad gráfica para lograr una buena presentación final que facilite la posterior interpretación del mapa. Trás estos principios básicos se inicia una segunda parte en la que se analizan los principales sistemas de cartografía geomorfológica utilizados en el mundo así corno la producción española. Además se presentan tres leyendas en color, una a escala 1: 1.000.000, fruto de

los trabajos de una comisión de la Sociedad Española de Gcornorfología, y otras dos a escalas 1: 100.000/ 1 :200.000 y 1:25.000/1 :50.000, que son una síntesis de las utilizadas en los cursos de la Universidad de Verano de Terucl y en los cursos de doctorado y clases prácticas del Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio de la Universidad de Zaragoza. Una tercera parte se dedica a los mapas geomorfológicos aplicados, con un apartado general sobre mapas temáticos y aplicados y una parte teórico-práctica sobre los mapas de riesgos. Finalmente, hay una breve introducción acerca del uso del ordenador para la realización de mapas geomorfológicos, utilizando los mismos ejemplos practicos que en el capítulo dedicado a los mapas de riesgos.

No quisiera acabar esta introducción sin agradecer a la Universidad de Verano de Terucl la confianza que siempre han depositado en los cursos de Geografía Física celebrados en Teruel y Albarracín durante los últimos once años y de cuyos resultados este libro es una muestra. También a José María García Ruiz, que nos ha alentado y ha puesto todas las facilidades para editar el libro en Geoforma, editorial ya experta en publicaciones de geomorfología en nuestro país.

DESCARGAR

Read More

Geomorfología Ambiental *Jesús Martínez Martínez

Geomorfología Ambiental

Jesús Martínez Martínez

Read More

Glaciares, nieves y hielos de Améric a Latina. Cambio climático y amenazas

Glaciares, nieves y hielos de Améric a Latina. Cambio climático y amenazas

César David López Arenas

Jair Ramírez Cadena

Compiladores

El Programa Hidrológico Internacional de la Unesco ha venido apoyando año tras año, desde el 2004, los encuentros de investigadores del Grupo de Trabajo de Nieves y Hielos de América Latina. En este orden de ideas, y luego de haber realizado eventos sobre balance de masas, hidroglaciología, meteorología, prospección geofísica, sensores remotos y otros temas afines, el grupo GTNH coordinó el VII Encuentro de Investigadores del Grupo de Trabajo de Nieves y Hielos para América Latina, realizado en la ciudad de Manizales (Colombia), del 28 al 30 de agosto de 2008, con la participación de representantes de Alemania, Argentina, Chile, Brasil, Bolivia, Colombia, Ecuador, Francia, México, Perú y Venezuela.

Para el desarrollo del evento se contó con el apoyo de instituciones de los ámbitos regional y nacional, tales como el Instituto Colombiano de Geología y Minería (INGEOMINAS), el Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales de Colombia (Ideam), la Corporación Regional de Caldas (Corpocaldas), la gobernación de Caldas, la alcaldía de Manizales, la Oficina de Parques Nacionales Naturales de Colombia, la Universidad de Caldas, Aguas de Manizales, y de entidades internacionales como la Unesco, el PHI-Unesco, el Instituto de Hidráulica y de Hidrología de la Universidad Mayor de San Andrés (IHH-Umsa), Bolivia, al igual que el Instituto de Investigación para el Desarrollo (IRD) y el Ministerio de Asuntos Extranjeros y Europeos, ambos de Francia.

Los investigadores y especialistas invitados hablaron en sus conferencias sobre temas de gran importancia y actualidad, como la identificación, evaluación, evolución y retroceso glaciar en cada uno de los nevados y volcanes de la región latinoamericana, en especial haciendo énfasis en cuanto que estos cuerpos glaciares son muy sensibles a la variabilidad climática y son los mayores indicadores de cambio climático; Igualmente, expusieron estudios para el diagnóstico, inventario, monitoreo e identificación de amenazas para el medio ambiente, entre los que se destacan flujos de lodo generados a partir de avalanchas de hielo o erupciones en los volcanes con capa glaciar.

Así mismo, describieron técnicas, métodos e instrumentos (fotogrametría digital, ortofotomapa, evaluación geométrica, software, radar, redes de estaciones permanentes con propósitos geodinámicos, entre otros) que permiten analizar los comportamientos y causas de la disminución de la masa glaciar, fundamentalmente a partir de la década de los cincuenta.

Todas estas ponencias se recogen en Glaciares, nieves y hielos de América Latina. Cambio climático y amenazas, que tenemos el gusto de presentar hoy a ustedes, en el que los autores de cada estudio dan recomendaciones y hacen llamados a instituciones, gobiernos y comunidad en general para crear

programas de prevención y preservación de los glaciares latinoamericanos. No proteger los glaciares significará que muchos pueblos y ciudades localizados al pie de la cordillera, que necesitan el agua de las montañas que proviene de los glaciares y de la nieve acumulada cada año, afrontarán problemas para desarrollar la agricultura y la ganadería, para generar energía y para el consumo humano; además, tendrán mayores dificultades para adaptarse a los efectos del cambio climático. Como conclusión, y con el ánimo de contribuir a un mejor conocimiento de los efectos del cambio climático en nuestro entorno de alta montaña, el Grupo de Trabajo de Nieves y Hielos de la Unesco (GTNH-PHI-LAC Unesco), en reunión, al cierre del encuentro, emitió la declaración de Manizales sobre “Glaciares y cambio climático”, dirigida a los tomadores de decisiones y al público en general, para que reflexionemos sobre el uso que le estamos dando a nuestros recursos naturales.

Read More

Problemas de Geología Estructural . Análisis estructural mediante diagramas de contornos

Problemas de Geología Estructural  

 Análisis estructural mediante diagramas de contornos

*Rosa Blanca Babín Vich1 * David Gómez Ortiz2

1 Departamento de Geodinámica. Facultad de Ciencias Geológicas.

Universidad Complutense de Madrid. José Antonio Novais, s/n. 28040‐Madrid.

rosbabin@geo.ucm.es

 2 Área de Geología‐ESCET. Universidad Rey Juan Carlos. Tulipán, s/n. 28933‐Móstoles.

david.gomez@urjc.es

Resumen: La proyección de grandes conjuntos de datos puede suponer un problema 

debido a lo complicado que resulta sacar conclusiones a partir del análisis de 

diagramas con un elevado número de medidas representadas. Tal es el caso de 

estructuras plegadas definidas a partir de múltiples medidas de estratificación, o bien 

el problema de la superposición de estructuras de deformación. Se hace 

imprescindible entonces el uso de falsillas que conserven las áreas para realizar 

estudios estadísticos. Se muestran numerosos ejemplos del empleo de diagramas de 

contornos mediante el uso de la proyección estereográfica.

Read More

A Practical Guide to Quantitative Surface and Subsurface Map Interpretation Second Edition

A Practical Guide to Quantitative Surface
and Subsurface Map Interpretation
Second Edition

The primary objective of structural map making and map interpretation is to develop an internally consistent three-dimensional picture of the structure that agrees with all the

data. This can be difficult or ambiguous because the complete structure is usually undersampled. Thus an interpretation of the complete geometry will probably require a significant number of inferences, as, for example, in the interpolation of a folded surface between the observation points. Constraints on the interpretation are both topological and mechanical. The basic elements of map-scale structure are the geometries of folds and faults, the shapes and thicknesses of units, and the contact types. This chapter provides a short review of the basic elements of the structural and stratigraphic geometries that will be interpreted in later chapters, reviews some of the primary mechanical factors that control the geometry of map-scale folds and faults, and examines the typical sources of data for structural interpretation and their inherent errors.

Read More

3-D Structural Geology *Richard H. Groshong, Jr.

 3-D Structural Geology
*Richard H. Groshong, Jr.

Geological structures are three dimensional, yet are typically represented by, and interpreted from, outcrop maps and structure contour maps, both of which are curved two-dimensional surfaces. Maps plus serial sections, called 2½-D, provide a closer approach to three dimensionality. Computer technology now makes it possible for geological interpretations to be developed from the beginning in a fully three dimensional environment. Fully 3-D geological models allow significantly better interpretations and interpretations that are much easier to share with other geologists and with the general public. This book provides an overview of techniques for constructing structural interpretations in 2-D, 2½-D and 3-D environments; for interpolating between and extrapolating beyond the control points; and for validating the final interpretation.

The underlying philosophy is that structures are three-dimensional solid bodies and that data from throughout the structure, whether in 2-D or 3-D format, should be integrated into an internally consistent 3-D interpretation.

It is assumed that most users of this book will do their work on a computer. Consequently, the book provides quantitative structural methods and techniques that are designed for use with spreadsheets, mapping software, and three-dimensional computer-graphics programs. The book is also intended to provide the background for understanding what interpretive software, for example, a computer contouring program, does automatically. Most techniques are presented in both a traditional format

appropriate for paper, pencil, and a pocket calculator, and in quantitative format for use with spreadsheets and computer-graphics or computer-aided-design programs.

The methods are designed for interpretations based on outcrop measurements and subsurface information of the type derived primarily from well logs and two-dimensional seismic reflection profiles. These data sets all present a similar interpretive problem, which is to define the complete geometry from isolated and discontinuous observations. The techniques are drawn from the methods of both surface and subsurface geology and provide a single methodology appropriate for both. The focus is on the interpretation of layered sediments and rocks for which bedding surfaces provide

reference horizons.

The presentation is directed toward geoscience professionals and advanced students who require practical and efficient techniques for the quantitative interpretation of real-world structural geometries at the map scale. The techniques are designed to help identify and develop the best interpretation from incomplete data and to provide unbiased quality control techniques for recognizing and correcting erroneous data and erroneous interpretations. The second edition has been reorganized to more nearly follow the typical interpretation workflow. Several topics that were previously distributed across several chapters now have their own chapters. A significant amount of new material has been added, in particular numerous examples of 3-D models and techniques for using kinematic models to predict fault and ramp-anticline geometry.

Recognizing that not all users of this book will have had a recent course in structural geology, Chap. 1 provides a short review of the elements of structural geology, including the basic definitions and concepts needed for interpretation. The mechanical interpretation of folds and faults and the relationships between the geometry and mechanics are emphasized. Even with abundant data, structural interpretation requires inferences, and the best inferences are based on both the hard data and on mechanical principles.

Chapter 2 covers the fundamental building blocks of structural interpretation: the locations of observation points in 3-D and the orientations of lines and planes. Both analytical solutions and graphical representations of lines and planes on stereograms and tangent diagrams are provided.

Structure contours form the primary means for representing the geometry of surfaces in three dimensions. In Chap. 3, techniques for effective hand and computer contouring are described and discussed. This chapter also contains discussions of building structure contour maps from cross sections and for improving the maps by using the additional information obtained from dip measurements, fluid-flow barriers, and multiple marker surfaces.

Accurate thickness information is as important to structural interpretation as it is to stratigraphic interpretation. Chapter 4 covers the multiple definitions of thickness, thickness measurements, and the interpretation of isopach and isocore maps.

Chapter 5 covers the geometry of folds, including finding the fold trend and the recognition of cylindrical and conical folds on tangent diagrams; using the fold trend in mapping; dip-domain fold geometry and the importance of axial surfaces; the recognition and use of minor folds; and growth folding.

Cross sections are used both to illustrate map interpretations and to predict the geometry from sparse data by interpolation and extrapolation. Construction techniques for both illustrative and predictive cross sections are given in Chap. 6, including techniques for the projection of data onto the line of section. Also in this chapter is a discussion of constructing maps from serial cross sections.

Chapter 7 discusses the recognition of faults and unconformities; calculating heave and throw from stratigraphic separation; and the geometric properties of faults, including associated growth stratigraphy. The correlation of separate observations into mappable faults is treated here.

Chapter 8 completes the basic steps required to build internally consistent 3-D structural interpretations. Techniques are provided for constructing structure contour maps of faulted surfaces, for constructing and interpreting fault cutoff maps (Allan diagrams) and for interpreting faults from isopach maps. Also in this chapter are discussions of the geometry of overlapping, intersecting, and cross-cutting faults. Dip-sequence analysis of both folds and faults is treated in Chap. 9. Also known as SCAT analysis, the methodology provides a systematic approach to interpreting the structure found along dip traverses in the field and from dipmeters in wells.

Chapter 10, quality control, is a discussion of methods for recognizing problem areas or mistakes in completed maps and cross sections. Quality control problems range from simple data-input errors, to contouring artifacts, to geometrically impossible maps. Corrective strategies are suggested for common problems.

Chapter 11 is a discussion of concepts and techniques for structural validation, restoration, and prediction. The area-depth relationship is treated first because it is a validation and prediction technique that does not require a kinematic model or require restoration. A structure that is restorable to the geometry it had before deformation is considered to be valid. Because restoration techniques are based on models for the kinematic evolution of the geometry, they are inherently predictive of both the geometry and the evolution. The generally applicable kinematic models for predicting fault

geometry from hangingwall geometry and hangingwall geometry from fault geometry are presented here along with discussions of the best choice of method for a given structural style.

Read More

Simposio sobre Petrología Ígnea y Metalogénesis Asociada

Simposio sobre Petrología Ígneay Metalogénesis Asociada

El objetivo primordial de este simposio científico es reunir a los colegas de las áreas de Petrología Ígnea, Yacimientos Minerales y de otras afines, para presentar los resultados de sus investigaciones, parciales o finales, y discutir temas de interés común en un ámbito de amabilidad y camaradería. Se espera promover la discusión y difusión de trabajos originales y generar un ámbito de debate que permita la actualización del conocimiento geológico de los participantes. También se espera ayudar a estrechar los lazos de común unión entre el ámbito académico, las instituciones nacionales y provinciales, las empresas dedicadas a los yacimientos de rocas y minerales y la industria.

Este volumen contiene los resúmenes presentados en el 3° Simposio sobre Petrología Ignea y Metalogénesis Asociada (3° PIMA), desarrollado en la ciudad de General Roca, provincia de Río Negro, entre el 13 y 18 de octubre de 2015, y que fue organizado por el Instituto de Investigación en Paleobiología y Geología (Universidad Nacional de Río Negro-CONICET).

Para este evento científico se recibieron 81 contribuciones, de las cuales 37 fueron expuestas mediante presentaciones orales y 44 como posters, cubriendo diversas temáticas relacionadas a procesos magmáticos y metalogenéticos.

Los resúmenes fueron sometidos a un proceso editorial que incluyó una instancia de arbitraje, a cargo del Comité Editorial Científico y los árbitros del 3° PIMA.

DESCARGAR

Read More

TESIS PRESENTADA EN LA UNIVERSITÉ DU QUÉBEC EN CHICOUTIMI COMO UN REQUISITO PARCIAL DEL DOCTORADO EN RECURSOS MINERALES : DEPOSITO MINERO PODEROSA (PERÚ): UNA MINERALIZACIÓN AURÍFERA FILONIANA DE FILIACIÓN MAGMATICA

TESIS PRESENTADA EN LA UNIVERSITÉ DU QUÉBEC EN CHICOUTIMI COMO UN REQUISITO PARCIAL DEL DOCTORADO EN RECURSOS MINERALES

DEPOSITO MINERO PODEROSA (PERÚ): UNA MINERALIZACIÓN  AURÍFERA FILONIANA DE FILIACIÓN MAGMATICA

*M.Sc. CARLOS ORÉ SÁNCHEZ

Le but principal de ce projet de doctorat était d’établir les processus métallogéniques à l’origine du gisement aurifère de Poderosa. Les minéralisations de type filonien à quartz et sulfures sont encaissées dans le batholite de Pataz (329 Ma). Elles sont distribuées sur une distance de 20 km latéralement et exposées verticalement sur 2,5 km. Le batholite de Pataz est un corps intrusif de forme allongée (>20 km) et composé de granodiorite, diorite et monzogranite au sein de la Cordillera Nord Orientale des Andes péruviennes. Selon la littérature, plusieurs événements magmatiques ont affecté la région depuis le Paléozoïque jusqu’au Cénozoïque. Cependant, l’âge de la minéralisation est contraint par le recoupement de nombreux dykes post-carbonifères. L’origine des minéralisations demeure débattue entre un modèle orogénique ou de filiation intrusive.

La plupart des veines montrent une orientation NO-SE avec un pendage vers le NE, mais d’autres veines en proportion moindre ont une orientation approximative E-O et un pendage vers le nord. À l’échelle du district, l’épaisseur des veines varie entre quelques centimètres à plus de 6 m. Les portions les plus volumineuses et riches en Au définissent des vecteurs minéralisées. Les veines ont enregistré jusqu'à quatre générations de quartz avec des sulfures, et la proportion des sulfures varie de traces à 80%. La pyrite est le sulfure dominant avec en moindre proportion de la sphalérite, de la galène et de l’arsénopyrite. Deux types de pyrite ont été individualisés : la pyrite fine, qui est restreinte aux vecteurs minéralisés, et la pyrite grossière qui est de première phase de sulfures. Les autres minéraux tels que la chalcopyrite et les sulfosels sont présents en traces. L’or libre est commun et présent également sous forme d’électrum.

Les textures primaires des veines sont le produit de plusieurs événements d’ouverture - remplissage impliquant le mécanisme de fissure-colmatage (crack-seal), le remplissage d’espaces ouverts avec des textures drussiques (en dents de peigne), de brèches hydrothermales dans un régime fragile dominé par la pression de fluide. Les veines et leurs textures primaires sont affectées par une déformation tardive qui produit une texture laminée et une empreinte de déformation ductile particulièrement dans l’éponte supérieure des veines.

Dans les vecteurs minéralisés, l’abondance de sulfures est supérieure à 15%. Dans ces zones, il y a une relation directe entre l’abondance de sulfures et la teneur aurifère. Les observations microscopiques (n=839) ont permis de mettre en évidence que l’or libre se trouve à 86% dans les fractures et les porosités des pyrites. Les cartographies élémentaires de pyrites au Micro-XRF et à la  microsonde électronique montrent que les particules d’or libre se retrouvent sous la forme d’électrum (Au-Ag) et qu’il y a un enrichissement en arsenic à la bordure des cristaux de pyrite et le long des fractures dans la pyrite en association avec l’or. Les analyses au LA-ICP MS indiquent que cet enrichissement en arsenic atteint jusqu’à 2000 fois la valeur du bruit de fond des pyrites. Ces analyses ont aussi révélé la présence de micro-inclusions d’or « invisible » soit en substitution du réseau cristallin, soit sous la forme de nano-inclusions dans les zones riches et pauvres en arsenic. Basé sur le lien entre l’enrichissement en As et Au, un modèle de précipitation électrochimique est proposé pour expliquer la précipitation de l’or, aussi bien sous la forme libre qu’en nanoparticules. Ce modèle implique la modification des propriétés semi-conductrices de la pyrite (type p ou n) dû à l’enrichissement en arsenic.

L’étude isotopique de l’oxygène des cristaux de quartz (n=29) de différentes veines à l’échelle du district a révélé des variations importantes de +10,31 à 16,53‰ δ18OQz. Ces variations sont en lien avec l’altitude des veines : les veines des niveaux inférieurs ont les valeurs les plus faibles et inversement. Cet enrichissement des valeurs δ18OQz est aussi cohérent avec une diminution des températures des fluides hydrothermaux vers la surface. L’étude isotopique du soufre sur les pyrites des veines (n=31) a révélé une plage de valeurs positives de +0,77 à +4,40‰. Les pyrites fines, associées à la phase de minéralisation, ont des valeurs faibles (+0,77 à +1,9‰), très près des valeurs magmatiques (0‰), alors que les pyrites grossières ont des valeurs plus élevées (+1,88 à +4,4‰). Une pyrite dans une aplite a livré une valeur (+3,8‰) très similaire aux valeurs des pyrites grossières. Ces relations suggèrent que le soufre est dérivé des aplites (magma résiduel) pour les pyrites grossières (première phase) et que la phase de minéralisation, avec des valeurs isotopiques encore plus basses, dérivent également d’une source magmatique. D’autre part, les rapports isotopiques δ34S pour les paires sphalérite-galène donnent des températures isotopiques de 265 à 365°C.

Les études micro-thermométriques sur les inclusions fluides (n=130) ont révélées des températures d’homogénéisation variant de 140 à 340°C. Les analyses par spectrométrie Raman et par spectrométrie de masse par sonde-solide indiquent que les fluides hydrothermaux associés à la phase principale de minéralisation sont essentiellement réducteurs, aqueux avec des traces de CH4 et N2 et avec peu de CO2, caractéristiques plutôt compatibles avec des fluides magmatiques.

Cette étude a permis de préciser les caractéristiques de la minéralisation de Poderosa. Celle-ci est à fort contenu de sulfures, riche en Ag, de source magmatique, formée à des températures inférieures à 365°C, dans un contexte dominé par la pression des fluides alors que l’or est précipité par un processus électrochimique. Au final, la nouvelle interprétation est que Poderosa correspond à une minéralisation de filiation intrusive dans une zone transitionnelle.

DESCARGAR DOCUMENTO

Read More

TESIS DOCTORAL Geología y Mineralizaciones del sector sudoccidental del Macizo del Deseado, Santa Cruz *Lic. REMIGIO RUIZ

TESIS DOCTORAL
Geología y Mineralizaciones del sector sudoccidental del Macizo del Deseado, Santa Cruz

El Distrito Cerro Primero de Abril, área de estudio del presente trabajo de tesis doctoral, está localizada en el sector sudoccidental de la provincia geológica Macizo de Deseado. Esta provincia se caracteriza por la presencia de numerosas mineralizaciones de metales preciosos que se encuentran espacial, temporal y genéticamente relacionadas a un extenso magmatismo bimodal Jurásico perteneciente al ComplejoVolcánico Bahía Laura (CVBL), no siendo claro el estilo, génesis y la ubicación de sus centros emisores.

La elección de esta región como zona de trabajo fue motivada por la presencia de características atípicas en las unidades geológicas, las cuales permitirían aportar respuestas sobre la naturaleza y características del vulcanismo del CVBL, sumado a la concentración de depósitos minerales y a un acotado conocimiento estratigráfico y estructural del sector sudoccidental del Macizo del Deseado. El objetivo fue construir un modelo geológicometalogénico regional que pueda ser utilizado como marco de referencia para enfocar los trabajos exploratorios en zonas con características similares.

Los trabajos de investigación se realizaron en tres etapas consecutivas: una primer etapa enfocada en los trabajo de campo, una segunda concentrada en los trabajos gabinete y estudios de laboratorio y una tercer etapa interpretativa. Se realizó un mapeo geológico regional del Distrito a escala 1:20.000 con muestreo de las unidades geológicas, y un mapeo a escala 1:5.000 de las estructuras mineralizadas, con muestreo para los estudios mineralógicos, geoquímicos y de caracterización de los fluidos hidrotermales, compilándose toda la información obtenida en un Sistema de Información Geográfica (SIG), dándole a esta información un marco espacial claro y definido. Se realizaron estudios petrográficos, calcográficos, determinaciones litogeoquímicas (mayoritarios, trazas y tierras raras), estudios termométricos en inclusiones fluidas, microsonda electrónica, determinaciones geocronológicas y análisis de isótopos estables, permitiendo caracterizar los diferentes pulsos mineralizantes, los minerales de mena y de ganga y las características del fluido hidrotermal.

La geología del Distrito Cerro Primero de Abril tiene como una característica relevante la presencia de abundantes unidades volcaniclásticas pertenecientes al CVBL, las cuales llegan a cubrir un 83% de la superficie total. Este vulcanismo está enmarcado dentro de un gran evento volcánico de escala continental que generó la ProvinciaVolcánica Jurásica ChonAike, en donde los procesos corticales de mezcla, asimilación, homogenización y almacenamiento ( MASH) junto a los de cristalización fraccionada (CF) y asimilación cortical (AC), fueron de relevancia en la generación y evolución de este magmatismo jurásico.

A partir del estudio de las unidades volcaniclásticas jurásicas se definieron siete episodios jurásicos principales (EI a EVII), cada uno de ellos representados por un grupo particular de rocas que reflejan, a su vez, los procesos magmáticos actuantes en el Distrito. Esta secuencia jurásica está conformada por el episodio I, integrado por los flujos lávicos del complejo andesítico (CA), el episodio IIconformado por las ignimbritas de cristales riolíticas (ICRinf) y dacíticas inferiores (ICDinf), el episodio III por las ignimbritas litícas (IL), el episodio IV por un complejo dómico dacítico (CD), seguido por el episodio V conformado nuevamente por ignimbritas de cristales dacíticas (ICDsup) y riolíticas (ICRsup), luego el episodio VI generando un complejo riolítico (CR) conformado por diques, coladas y domos riolíticos con autobrechas asociadas, y finalmente el episodio VII integrado por depósitos de caída y tufitas (DT) junto con depósitos de megabrechas (MB).

Además, se reconoció un área extensa, de más de 130 km , con depósitos de hot spring, muchos de los cuales muestran buenos niveles de preservación de sus texturas y estructuras primarias de composición carbonática (travertinos y estromatolitos), silícea (sinter), o de reemplazo silíceo (jasperoides). Cinco facies fueron reconocidas en el área, mayormente en los sectores sur y noreste de la misma, y generalmente asociadas a los depósitos de tufitas arenosas de origen fluvio-lacustre.

En su conjunto, y desde el punto de vista geoquímico, las unidades jurásicas del CVBL se caracterizan por un magmatismo homogéneo conformado por rocas de composiciones intermedias a ácidas, perteneciente a una suite volcánica calcoalcalina, de medio a alto potasio y de naturaleza peraluminosa, con algunas unidades afectadas por procesos de metasomatismo potásico. Los resultados de la distribución de los elementos trazas y tierras raras reflejan una coherencia entre las composiciones de todas las unidades, lo que evidencia un magmatismo uniforme en el distrito, vinculado a un ambiente geotectónico de margen continental activo.

Todos estos eventos jurásicos se desarrollaron en un lapso temporal no mayor a los 5 ma, entre  los 160,0±1,2 y los 156,3±0,7 ma, correspondiente al piso Oxfordiano del Jurásico superior, en un marco estructural frágil donde el rasgo más sobresaliente es un estilo dominado por bloques rígidos limitados por fallas. Se identificaron cuatro direcciones de fracturación las dos principales con azimut N100°-120° y N140° (siendo además los lineamientos de mayor extensión) coincidente con las direcciones principales de fallamiento jurásico; y dos direcciones secundarias con azimut E-O y N-S a NNO-SSE.

Asociado a esta secuencia volcánica, se reconocieron cuatro áreas con depósitos hidrotermales mineralizados denominadosWendy, Martha, Argenta y Malbec, dispuestos con rumbo NO-SE y con un fuerte control estructural. Estos depósitos están formados por un conjunto de vetas, vetillas, stockworks y brechas hidrotermales compuestos mayormente por cuarzo, con texturas bandeadas, crustiformes, coloformes, cocardas, texturas en peine y pseudomorfos de calcita laminar, las cuales reflejan una génesis a partir de eventos multiepisódicos con sucesivas etapas de relleno de espacios abiertos...

DESCARGAR TESIS DOCTORAL

Read More

The role of granites in volcanic-hosted massive sulphide ore-forming systems: an assessment of magmatic–hydrothermal contributions * David L. Huston & Jorge M. R. S. Relvas & J. Bruce Gemmell & Susan Drieberg

The role of granites in volcanic-hosted massive
sulphide ore-forming systems: an assessment
of magmatic–hydrothermal contributions

David L. Huston & Jorge M. R. S. Relvas &

J. Bruce Gemmell & Susan Drieberg

Fig. 5 Geology of the Iberian Pyrite Belt showing the location of deposits discussed in the text

Assessment of geological, geochemical and isotopic 

data indicates that a significant subgroup of volcanichosted  

massive sulphide (VHMS) deposits has a major or  

dominant magmatic–hydrothermal source of ore fluids and  

metals. This group, which is typically characterised by high  

Cu and Au grades, includes deposits such as those in the  

Neoarchean Doyon-Bousquet-LaRonde and CambrianMount  

Lyell districts. These deposits are distinguished by aluminous  

advanced argillic alteration assemblages or metamorphosed  

equivalents intimately associated with ore zones. In many of  

these deposits, δ34Ssulphide is low, with a major population  

below −3‰; δ34Ssulphate differs from coexisting seawater and  

Δ34Ssulphate–sulphide∼20–30‰. These characteristics are interpreted  

as the consequence of disproportionation of magmatic  

SO2 as magmatic–hydrothermal fluids ascended and cooled  

and as a definitive evidence for a significant magmatic–  

hydrothermal contribution. Other characteristics that we  

consider diagnostic of significant magmatic–hydrothermal  

input into VHMS ore fluids include uniformly high (>3 times  

modern seawater values) salinities or very 18O-enriched  

(δ18O>5‰) ore fluids. We do not consider other criteria  

[e.g. variable salinity, moderately high δ18Ofluid (2–5‰),  

δ34Ssulphide near 0‰, metal assemblages or a spatial  

association with porphyry Cu or other clearly magmatichydrothermal  

deposits] that have been used previously to  

advocate significant magmatic–hydrothermal contributions  

to be diagnostic as they can be produced by non-magmatic  

processes known to occur in VHMS mineral systems.  

However, in general, a small magmatic–hydrothermal  

contribution cannot be excluded in most VHMS systems  

considered. Conclusive data that imply minimal magmatic–

hydrothermal contributions are only available in the Paleoarchean  

Panorama district where coeval seawater-dominated  

and magmatic–hydrothermal systems appear to have been  

physically separated. This district, which is characterised by  

chloritic and sericitic alteration assemblages and lacksm  

aluminous advanced argillic alteration assemblages, is  

typical of many VHMS deposits around the world, suggesting 

that for “garden variety” VHMS deposits, a significant  

magmatic–hydrothermal contribution is not required. Other  

than deposits associated with advanced argillic alteration  

assemblages, the only deposit for which we ascribe a major  

magmatic–hydrothermal contribution is the Devonian Neves  

Corvo deposit. This deposit differs from other deposits in the  

Iberian Pyrite Belt and around the world in being extremely  

Sn-rich, with the Sn closely associated with Cu and in  

having formed from high 18O-rich fluids (δ18Ofluid ∼8.5‰).

DESCARGAR PAPER

Read More

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

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.

4              Referencias Bibliográficas

Bindeman, I.N., Eiler, J.M., Yogodzinski, G.M., Tatsumi, Y., Stern, C.R., Grove, T.L., Portnyagin, M., Hoernle, K. & Danyushevsky, L.V., 2005. Oxygen isotope evidence for slab melting in modern and ancient subdution zones. Earth and Planetary Science Letters (235): 480-496.

Cahill T, Isacks BL, 1992. Seismicity and shape of the subducted Nazca plate. J. Geophys. Res., 97, 17,503-17,529. Capitanio F.A., Faccenna C., Zlotnik S. and Stegman D.R., 2011. Subduction dynamics and the origin of the Andean orogeny and the Bolivian orocline. Nature 480, 83-86

Camus, F., 2003. Geología de los Sistemas Porfíricos en los Andes de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, 267 p. Santiago.

Contenti S, Gu YJ, Okeler A, Sacchi MD, 2012. Shear wave reflectivity imaging of the Nazca-South America subduction zone: stagnant slab in the mantle transition zone? Geophys. Res. Lett., 39, L02310, doi:10.1029/2011GL050064

Charrier, R. & Muñoz, N., 1994. Jurassic Cretaceous paleogeographic evolution of the Chilean Andes at 23º-24ºS Latitude and 34º-35ºS Latitude: a comparative analysis. En: Tectonics of the Southern Central Andes, Springer-Verlag, p. 233-242.

Cline, J.S. & Bodnar, R.J., 1991. Can economic porphyry copper mineralization be generated by a typical calc-alkaline melt? Journal of Geophysical Research (96):8113-8126.

Defant, M.J. & Drummond, M.S., 1993. Mount St. Helens: potential example of the partial melting of the subducted lithosphere in a volcanic arc. Geology (21): 547-550.

Guillaume Bertrand. Distribution of porphyry copper deposits along the western Tethyan and Andean subduction zones: Insights from a paleotectonic approach.Ore Geology Reviews, Elsevier, 2014, 60, pp.174-190.

Hildreth, W. & Moorbath, S. 1988. Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contribution Mineral Petrology Nº 98, pp. 455-489.

Kay, S.M., Godoy, E. & Kurtz, A., 2005. Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes. Geological Society of America Bulletin (117): 67-88.

Lowell, J.D. & Gilbert, J.M., 1970. Lateral and vertical alteration - mineralization zoning in porphyry ore deposits. Economic Geology (65): 373-407.

Liu, KH, Gao SS, Silver PG, Zhang Y, 2003, Mantle layering across central South America, J. Geophys. Res., 108, 2510, doi:10.1029/2002JB002208

Maksaev, V. & Zentilli, M., 1988. Marco metalogénico regional de los megadepósitos de tipo pórfido curprífero del norte grande de Chile. V Congreso Geológico Chileno: B181-B212. Santiago.

Mathur, R., Ruíz, J. & Munizaga, F., 2000. Relationship between copper tonnage of Chilean base-metal porphyry deposits and Os isotope ratios. Geology (28): 555-558.

Martinod J, Husson L, Roperch P, Guillaume B, Espurt N, 2010. Horizontal subduction zones, convergence velocity and the building of the Andes, Earth Planet. Sci. Lett., 299, 299-309.

Mungall, J., 2002. Roasting the mantle: slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits. Geology (30): 915-918.

Muñoz, M., Charrier, R., Maksaev, V., Fanning, C.M. & Deckart, K., 2009. Source constraints of the El Teniente porphyry Cu-Mo magmas: Hf-O isotopic composition from single zircon crystals. Actas XII Congreso Geológico Chileno: S11-11. Santiago.

Oyarzún, R., Márquez, A., Lillo, J., López, I. & Rivera, S., 2001. Giant versus small porphyry copper deposits of Cenozoic age in northern Chile: adakitic versus normal calc-alkaline magmatism. Mineralium Deposita (36): 794-798.

Pardo-Casas, F & Molnar, P. (1987).- “Relative motions of the Nazca (Farallón) and South American plates since late Cretaceous time: Tectonics. Vol. 6. Pp. 233-248.

Pearce, J.A. & Peate, D.W., 1995. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Reviews of Earth and Planetary Sciences (23): 251-285.

Quinteros J, Sobolev SV, 2013. Why has the Nazca plate slowed since the Neogene? Geology, 41, 31-34.

Richards, J.P., 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation. Economic Geology (98): 1515-1533.

Richards, J.P., 2005. Cumulative factors in the generation of giant calc-alkaline porphyry Cu deposits. En: Porter, T.M. (ed.), Super Porphyry Copper & Gold Deposits: A Global Perspective, PGC Publishing, Adelaide, v. 1, p. 7-25.

Richards, J.P. & Kerrich, R., 2007. Adakite-like rocks: their diverse origins and questionable role in metallogenesis. Economic Geology (102): 537-576.

Shafiei, B., Haschke, M. & Shahabpour, J., 2009. Recycling of orogenic arc crust triggers porphyry Cu mineralization in Kerman Cenozoic arc rocks, southeastern Iran. Mineralium Deposita (44): 265-283.

Sillitoe RH, 1980. The Carpathian-Balkan porphyry copper belt – a Cordilleran perspective. European Copper Deposits International Symposium, Bor, Yugoslavia, 18-22 September 1979, Proceedings, 26-35.

 Sillitoe RH, 1986. Space-time distribution, crustal setting and Cu/Mo ratios of central Andean porphyry copper deposits; metallogenic implications. Special Publication of the Society for Geology Applied to Mineral Deposits, 4, 235-250.

Sillitoe RH, 1988. Epochs of intrusion-related copper mineralization in the Andes. J. South Amer. Earth Sci. 1, 285-311.

Sillitoe, R.H. & Perelló, J., 2005. Andean copper province: tectonomagmatic settings, deposit types, metallogeny, exploration, and discovery. Economic Geology 10^th Anniversary Volume: 845-890.

Sillitoe RH, 2010. Porphyry copper systems. Econ. Geol. 105, 3-41 Sillitoe RH, Jaramillo L, Damon PE, Shafiqullah M, Escovar R, 1982. Setting, characteristics and age of the Andean porphyry copper belt in Colombia. Econ. Geol. 77, 1837-1850.

Singer DA, Berger VI, Moring C, 2008. Porphyry copper deposits of the World : database and grade and tonnage models, 2008. U.S. Geological Survey Open-File Report 2008-1155, 45 p.

Sylvester, Arthur G (1988).- Strike-slip faults. Geological Society of America Bulletin, vol. 100, n. 11, pp. 1666-1703, November.

Tatsumi, Y., Hamilton, D.L. & Nesbitt, R.W., 1986. Chemical characteristics of fluid phase released from a subducted lithosphere and the origin of arc magmas: evidence from high pressure experiments and natural rocks. Volcanology and Geothermal Research (29): 293-309.

ENVÍO DE ARTÍCULOS

Cualquier inquietud y sugerencia respecto al paper, envíela a este e-mail:

geofield.exploraciones@gmail.com

DESCARGAR PAPER

DECARGAR PACK PORFIDOS 

Read More