YACIMIENTO TIPO PORFIDOS

1. PROCESOSMAGMATICOS RELACIONADOS
1.1. Cristalización fraccionada y contenido de agua
Conocemos la serie de Bowen: Olivine-Pyroxene-Anphil-Biotite-Feldespath(k)-Muscuvite-Quarz ,
además estos dependen otros parámetros como podemos observar un gráfico de
temperatura, presión y diferente hidratación del agua, un ejemplo según el grafico (1), a una
temperatura 1200ºC con una profundidad muy somera podemos observar la siguiente serie
que sería de Olivine-Chromite-
Plagioclase-Augite-Orthopyroxene-
Magnetite; sin embargo, si se
aumenta la presión y el contenido del
agua se verá afecta un ejemplo a 350
Mpa lo que precipitaría primero sería
Chromite-Hornblenda-Olivine-
Augite-Magnetite-Orthopyroxene-
Plagioclase esto es bastante
importante ya que nos indicaría si un
magma es rico en agua, el AGUA es el
principal fluido que transporta todo
estos metales, si tenemos más agua
en el sistema se disolverá más fluido
en la corteza superior por ende
tendríamos más concentración de
metales (es decir tendríamos un
sistema mineralizado).

Ilustración 1: Louck 2014

En este modelo de subducción, podemos

observar isotermas, además la corteza
oceánica subduce a la corteza
continental, y se genera lo que nosotros
conocemos como arco volcánico por la
deshidratación de la placa oceánica
aproximadamente a una profundidad de
100km, pasando luego en la sub-placa
(limite corteza inferior-manto) se
acumulara el magma y comenzara todos
los procesos de cristalización
fraccionada, posteriormente por medio
de un cambio de régimen tectónico el
magma sube.

Ilustración 2 : Wilkinson 2013

 1.2. Estado de oxidación del magma
como bien sabemos tenemos: magmas oxidados, magmas reducidos.
Los Magmas Oxidados se caracterizan por tener metales como Cu, Au, Mo; los Magmas
Reducidos se caracterizan por tener W, Sn. En los magmas oxidados el compuesto SO2
(dióxido de azufre) es muy importante ya que será este quien extraerá los sulfuros en
profundidad, a medida que se va enfriando el sistema el contenido SO2 y H2S

Ilustración 3: Reed 2013

2. CINTURONES METALOGENETICO Y CONFIGURACIÓN TECTÓNICA (MARCO TECTÓNICO)

Podemos observar, en esta grafica todos los depósitos distribuidos de manera global
generalmente están ubicado en zona convergentes en Norte América se observa
yacimiento como Titic, Binghan, Butte, Island Copper, en Sudamérica en Chile tenemos el
teniente, Chuquicamata, Esperanza, Escondida y Chimborazo; en el Perú tenemos a
Toquepala, Cuajone, Cerro Verde. en Bulgaria tenemos Rosia Poieni, en Autralia:
Northparkes, Cadia. En Indonesia Ok tedi,Grasbers-Ertsberg que son los grandes lo
importante es que están ligados a zona de subducción.

Ilustración 4:sillitoe 2010

3. SISTEMAS DE PORFIDOS DE MARGENES CONVERGENTES

3.1. Sistemas de pórfido Cu-Au Paguna, Bougainville, Papua Nueva Guinea:

El deposito Panguna Cu-Au se encuentra en la isla de Bougainville, en el sudoeste del
pacifico, dentro de un margen de consumo entre las placas del Indo-australiano y el
Pacifico.

Ilustración 5: Placas tectónicas simplificadas y distribución de depósitos de pórfido seleccionados en la región de

Irian Jaya y Papua Nueva Guinea. NVP Northern Volcanic Province, NGMB New Guinea Mobile Blet, PFB Papuan Fold
Belt, AP Autsralian Platform, PUB Papuan Fold Belt, AP Autsralian Platform, PUB Papuan Ultramafic Belt.
Modificado de Pirajno (1992).

Configuración tectónica: caracterizada por una interacción compleja de varias placas

pequeñas al norte y noreste de la parte continental de Papua Nueva Guinea:
 Placa Caroline
 La Cuenca del Manus
 La Placa Solomon

La subducción, la formación de arcos volcánicos, la colisión de arcos insulares y la

interacción con la cresta de expansión de la cuenca de Manus son parte de la compleja
historia tectónica de la región.

La subducción plana debido a una colision con el norte de la trinchera de Papua Nueva
Guinea puede haberse asociado con la formación de grandes sistemas de pórfido y
epitermal.

 Grasberg
 Ok Tedi
 Lihir

Las intrusiones de pórfido son todas de afinidad calcoalcalina, incluyendo diorita, cuarzo-
monzonita y granodiorita.

La región de Papua se subdivide en varias provincias tectónicas de sur a norte:

 Plataforma Australiana
 El cinturón plegado de Papua
 El cinturón Movil de Nueva Guinea
 La Provincia Volcanicas del Norte

Muchos depósitos de pórfido de Cu están asociados con el cinturón plegado de Papua.

Panguna: es uno de los depósitos de Cu de pórfido ricos en Au más grandes conocidos, el

deposito tiene recursos de 1.4 Bt, con una calificación de 0.53% Cu y 0.63 g/t Au.

El depósito de Panguna se centra en un complejo de tres cuerpos porfiriticos de cuarzo-

diorita y granodiorita que son intrusivo en el miembro de Panguna Andesita.

La reconstrucción de la geometría de alteración hidrotermal se complica por la presencia

de tipos de alteración múltiples y superpuestos. La alteración potásica y propilítica son
características dominantes, mientras que la alteración argílica y fílica es importante solo
en áreas pequeñas.

 La alteración potásica forma una zona, dentro de la cual se encuentran los grados
superiores de Cu, y que se centra en la biotita-granodiorita mineralizada y la diorita de
cuarzo leucocrática.
 La alteración potásica en la andesita Panguna está representada principalmente por
una zona de biotites secundarios que rodean los pórfidos. La cuarzo-diorita de
Kaverong y los stocks intrusivos muestran ensamblajes potásicos de biotita + clorito +
feldespato K + magnetita + anhidrita, o biotita + feldespato K + clorito, como en la
diorita de cuarzo leucocrática.
 La alteración fílica y argílica se limita a la biotitagranodiorita y consiste en clorito +
sericita + minerales arcillosos. La alteración propilítica rodea la zona potásica, y en la
andesita Panguna consta de clorita, epidota, pirita, calcita, albita y feldespato
potásico.

Los eventos de alteración-mineralización: comenzaron con una etapa magmático-

hidrotermal con alteración potásica y mineralización de Cu, seguida de una afluencia de
un fluido hidrotermal.

Los datos de inclusión de fluidos muestran dos fases principales de mineralización (Eastoe
1978):

 El primero, asociado con la diorita de cuarzo Kaverong, involucraba fluidos

magmático-hidrotermales de fluidos de muy alta salinidad (46-76% en peso de NaCl
equivalente) y alta temperatura (700ºC). Los sulfuros de Cu y Fe se depositaron por
ebullición de estas soluciones magmático-hidrotermales.
 El segundo sistema se enfriará a aproximadamente 350-400ºC, fue invadida por
fluidos meteóricos dominados de baja salinidad (<10% en peso de NaCl) con una
mineralización adicional asociada con el emplazamiento de la diorita de cuarzo
leucocrática. La salinidad, temperatura y composición (NaCl + KCl) de los fluidos
indican presiones de 200 a 300 bar, equivalentes a aproximadamente 2 a 3 km de
profundidad.

La oxidación supergénica produjo una serie de minerales secundarios como la crisocola,

dioptasa, malaquita, cuprita, calcocita, covenita y Cu nativo. Las leyes de mineral
secundario son solo un poco más altas que el mineral primario.
3.2. Depósitos de pórfido de Cu – Mo en Chile (continental andino Arco magmático)

El margen continental andino contiene numerosos depósitos de pórfido de Cu-Mo, Cu-Au

y sistemas epitermales de alta sulfuracion. que estos sistemas de pórfido están
genéticamente relacionados con el magmatismo calcalcalino en respuesta a la
subducción de la corteza oceánica bajo el margen continental del continente
sudamericano

Ilustración 6: Geología simplificada y zonas de alteración hidrotermal del depósito de pórfido de Cu

Chuquicamata. El recuadro muestra la distribución de los sistemas de pórfido a lo largo del margen andino.
Modificado después de Ambrus (1978)
La evolución geológica de los Andes centrales y meridionales desde el Paleozoico en
adelante se caracteriza principalmente por el desarrollo de un arco magmático en un
margen convergente formado por las placas de Farallón, Nazca y América.

Todo el sistema magmático evolucionó desde las etapas iniciales de un arco ensimático
en el Paleozoico inferior hasta las etapas avanzadas y actuales de un arco magmático de
afinidad continental.

Durante el Mesozoico y el Cenozoico, se produjo una migración del magmatismo hacia el

este a lo largo de cinturones paralelos a la costa y, por lo tanto, a la trinchera y la zona de
subducción.
 El emplazamiento de los depósitos de pórfido de Chile está relacionado al mesozoico y
cenozoico, la actividad magmática calcoalcalino resultó en un cinturón continuo de
intrusiones granodioríticas, lavas andesíticas y litologías asociadas.

Los dos depósitos más grandes son Chuquicamata (tipo stockwork) y El Teniente (tipo
brecha), que en conjunto contienen aproximadamente el 60% de las reservas totales.
Otros depósitos importantes en Chile son El Salvador, La Escondida, Los Pelambres y Río
Branco-Los Bronces.

El rango total de metales del margen andino, desde Colombia, pasando por Perú, Chile
hasta Argentina, ronda los asombrosos 528 Mt de metal de cobre, casi 10 Mt de metal de
molibdeno y 3 Mt de oro. En los depósitos chilenos, las relaciones Cu / Mo varían de
100:1 a 10: 1 y, por lo tanto, el Mo se recupera como un subproducto.

3.2.1. Chuquicamata

Este depósito se encuentra en el norte de Chile, a 240 km al noroeste de la ciudad de

Antofagasta, en el desierto de Atacama.

Ossandon et al. (2001) la mineralización primaria de Cu – Mo ocupa un área de 12 km

de largo y aproximadamente 800 m de ancho, dentro de un complejo de pórfido
granodiorítico alargado (complejo de pórfido de Chuqui) que se introdujo en
granodioritas jurásicas y rocas graníticas y metamórficas paleozoicas durante el
oligoceno temprano.

Los pórfidos de Chuqui se clasifican:

 Elena Granodiorite,
 El yacimiento al oeste
Están separado del Complejo Intrusivo Fortuna por una estructura de falla mayor
conocida como la Falla del Oeste, que pudo haber jugado un papel importante durante
y después del emplazamiento de los pórfidos de Chuqui.

La Falla del Oeste es una zona de material brechado de sericita de cuarzo .

El Complejo Intrusivo Fortuna contiene mineralización de bajo grado y está

compuesto por tres unidades:
 Granodiorita Fiesta.
 Pórfidos de San Lorenzo.
 Aplita de pórfido Tetera.

El complejo Fortuna está débilmente mineralizado con calcopirita + diseminaciones

de vena y venillas, menor calcopirita + magnetita y algo de molibdenita a lo largo de
las fracturas.

El complejo de pórfido de Chuqui constituye efectivamente todo el yacimiento de

Chuquicamata y está en contacto con la Granodiorita del Cretácico Jurásico Elena y
Oriente.
 El complejo de Chuqui consta de cuatro unidades:

 Pórfido este
 Pórfidos de textura fina
 Pórfido oeste
 Pórfido banco.

El conjunto mineral de las rocas inalteradas es plagioclasas, cuarzo, feldespato

potásico, biotita y hornablenda, con accesorios de titanita y magnetita.

Las etapas de alteración del hipogeno y mineralización consisten en una etapa

temprana, una etapa de cuarzomolibdenita, una etapa principal y una etapa tardía.

Las zonas de alteración hidrotérmal hacia el este desde la falla oeste comprenden
zonas de cuarzo sericita, potásica y propilítica. Las zonas de sulfuro dominantes
desde la Falla Oeste hacia el este son: enargita, calallita, calcocita, calcocita-calallita,
calallita, calcopirita y calcopirita-bornita.

 La etapa inicial tiene un ensamblaje de cuarzo-feldespato K con algo de biotita y

anhidrita. La alteración potásica es bastante distintiva porque la biotita casi
siempre se reemplaza por el ensamblaje de cuarzo-feldespato K y la textura es
típicamente cataclástica. La etapa inicial de cuarzofeldespato no parece estar
asociada con la mineralización de sulfuro.

 La etapa de cuarzo-molibdenita se caracteriza por molibdenita en las venas de

cuarzo y como racimos de cristales de grano grueso, curvados y alargados a lo
largo de las superficies de fractura. Las llamadas venas azules tienen un halo
estrecho de alteración "feldespato-destructiva" con finas diseminaciones de
molibdenita. Las venas de cuarzo compuesto de hasta 0,5 m de grosor contienen
molibdenita gruesa y se clasifican en masas y vainas de cuarzo irregulares.

 La etapa principal comprende alteración de cuarzo-sericita y venas pireticas, que

sobreimprimen todos los ensambles minerales anteriores. Alunite está presente
localmente. La etapa principal transporta la mayor parte del Cu primario
(hidrotermal), que junto con el del enriquecimiento supergénico constituye la
mayoría de los recursos de Chuquicamata.
Hacia el este y hacia arriba, la cuarzo-sericita sobreimprime la alteración
potásica y está acompañada de chalcocita y covelina. Los principales
conjuntos de venas son: pirita-calcopirita-bornita, pirita-bornita-
digenita±enargita, pirita-digenita±engelita. Los estudios de inclusiones fluidas
del cuarzo de la etapa principal mostraron temperaturas que varían de 250 a
3508 ° C y una salinidad del 2-20% en peso de NaCl equivalente.

 La etapa tardía consiste en covellita en venas de cuarzo grueso, localmente

asociadas con hematita y anhidrita hipogénica. La Covellita también ocurre en
fracturas y venas. Una característica importante de esta etapa es la presencia de
bordes de esfalerita en la calcopirita, formando una zona con valores de Zn
bastante altos (> 0.08%), que en profundidad se correlacionan con valores altos de
As (0.1%).
 El enriquecimiento supergénico del mineral de óxido de Cu (el más grande del
mundo pero mayormente extraído) está acompañado de arcilla caolinítica. La
chalcocita es el principal mineral supergénico.

La lixiviación, la oxidación y el enriquecimiento secundario fueron procesos

importantes de formación de mineral, y gran parte de la producción de Cu metal se
deriva de hecho de la zona de enriquecimiento supergénico. La zona supergénica
ocupaba un área de 3.5 km en dirección norte-sur, con un ancho promedio de 500 m
y un grosor de aproximadamente 400 m.

3.2.2. El teniente
es la mina subterránea de Cu más grande del mundo con recursos de 12.4 Bt
con 0.62% de Cu y 7.8 Bt con 0.018% Mo. El Teniente se ubica a 90 km al
sureste de Santiago dento de un importante cinturón sedimentario volcánico
de tendencia norte-sur del Cretacico, instruido por plutones de cuarzo-diorita y
rocas volcánicas daciticas relacionadas.

Se caracteriza por una variedad de de pipes de brechas magmático-

hidrotermal, tiene muchas características de un sistema de pórfido. El mapeo
detallado del distrito de El Teniente ha revelado la presencia de cuatro centros
volcánicos, asociados con intrusiones andesiticas sub-volcanicas. El Teniente se
encuentra comprende las intrusiones Tonalita Sewell y diorita.las instrusiones
más jóvenes en el área de la mina son pórfidos de dacita y latita.

Cannell and Col(2005) informaron que el entorno de 0.5% de Cu

aproximadamente 2.5km de largo,1.8km de ancho y 0.8km de profundidad.
Se reconocieron varias etapas:
 Etapa de pre-mineralización (venas tipo 1):contiene
cuarzo,magnetita,serecita,actinolita,plagioclasa y turmalina; relacionado
con el emplazamiento de la tonalita Sewell.
 Etapa magmática tardia(venas tipo 2)correlacionado con el emplazamiento
de los pórfidos de dacitas y está asociada con una alteración potásica.
También esta representadas por stockworks de cuarzo-anhidrita-sulfuro.
la vena magmática tardía se dividen en zonas alrededor de los
porfidos de dacita y se pueden distinguir:
o zona de soporte de biotita proximal
o zona de biotita-sericita-clorita(ransision potásica-propilitica)
o zona propilitica

 Etapa hidrotermal principal (venas tipo 3) sobreprime las venas de la etapa

magmática tardia y están asociadas con halos de alteración filica,que
comprenden un conjunto de cuarzo-sericita-clorita.
  Etapa hidrotermal tardia(venas tipo 4) están asociadas espacial y
temporalmente con el emplazamiento de la Pipe de Braden y las intrusiones
de latita.
En resumen, la génesis de la mineralización de El Teniente está relacionada con
el emplazamiento de las reservas, su enfriamiento, ebullición retrógrada,
brecha hidráulica y las actividades de los sistemas hidrotermales magmáticos y
meteorológicos. Los metales probablemente fueron transportados en
salmueras altamente salinas y depositados en las venas y vetillas dentro de las
rocas fracturadas circundantes. Al igual que con otros sistemas de pórfido, la
fase potásica de la alteración-mineralización está vinculada a la actividad de un
sistema hidrotermal magmático, mientras que las fases fílica, argílica y
propilítica estaban genéticamente relacionadas con la afluencia de aguas
meteóricas.
3.3. sistemas de pórfidos Sn-Ag en Bolivia
El cinturón de Sn boliviano se extiende por unos 800 km a lo largo de la
Cordillera Oriental de Bolivia y partes del sur de Perú y el noroeste de
Argentina. La Cordillera Oriental es un arco plutónico de batolitos
granodioríticos a graníticos que se emplazaron durante dos eventos
magmáticos. Uno tuvo lugar en el Mesozoico temprano (199–180 Ma), el otro
en el Neógeno (19–8 Ma) (Schneider y Lehmann 1977). Estos dos eventos
magmáticos también son responsables de dos episodios principales de

mineralización en la Cordillera.
Ilustración 7(A) cinturones de pórfido de estaño sudamericanos (Schneider y Lehmann 1977); (B) Distribución de los
depósitos principales en el cinturón de estaño boliviano (Sillitoe et al. 1975)

El primero, de la edad Triásica-Jurásica, consiste en vetas de cuarzo aurífero,

mineralización W – Sb – Hg y depósitos de metal base y Sn.
El segundo es de la edad MiocenePliocene y está representado por la
mineralización Sn-Ag.
El cinturón Sn se puede subdividir en un sector norte, o región de la Cordillera Real, y
un sector centro-sur separados por el llamado codo de Arica, donde la Cordillera
Andina oriental cambia de un noroeste a una tendencia norte-sur.

En el cinturón boliviano de Sn se han identificado tres tipos principales de

depósitos (Schneider et al. 1978):

manto-type, depósitos tipo manto (estratificados) de la edad del
Paleozoico Inferior, en los sectores norte y sur.
 vein deposits, depósitos venosos (edad Triásica-Jurásica)
confinados al sector norte y alojados dentro de una secuencia
sedimentaria del Paleozoico Inferior introducida por los batolitos
mesozoicos.
 Neogene Sn deposits, depósitos de Neógeno Sn en el sector sur
asociados con intrusiones subvolcánicas que se dividen en dos
subtipos (Villapando 1988):
o depósitos veins caracterizados por complejas paragénesis Bi – As – Pb – Zn –
Cu
o otro, que es el tema principal de esta sección, consiste en pipes de brechas
y sistemas de venas caracterizados por paragénesis rica en Ag. Los
depósitos de pórfido Sn-Ag de pórfido exhiben características tanto de
pórfido como de sistemas epitermales.
Los depósitos de pórfido Sn en el sector centro-sur del cinturón boliviano de Sn
representan alrededor del 75% de la producción de estaño de ese país.
Las existencias probablemente se formaron por procesos de brecha
hidrotermal que se superpusieron en el tiempo con pulsos de eventos
mineralizantes. Suponiendo similitud entre los sistemas de pórfido de Cu y los
depósitos de pórfido de Sn, se considera apropiado un modelo genético similar.
Sin embargo, es probable que los depósitos de pórfido Sn se emplazaran a
profundidades más bajas que el pórfido Cu, porque tienen características
indicativas de un entorno volcánico
La génesis del mineral implicó la evolución de fluidos magmáticos de alta
temperatura (500ºC) y alta salinidad (30-40% en peso de NaCl equivalente),
seguidos luego por sistemas de convección hidrotérmal meteórica.
La datación de los diferentes tipos de depósitos indica épocas metalogénicas de
mineralización de Sn dentro del cinturón boliviano en su conjunto.
 la distribución de los depósitos de Sn se encuentra dentro de tres cinturones
principales:

 el cinturón andino del que forman parte los depósitos bolivianos.

 el cinturón del este de Brasil
 el cinturón RondoniaGuyana.
Es posible que los depósitos de tipo manto se derivaran de esta mineralización
por la erosión del escudo precámbrico levantado durante el desarrollo de los
Andes (Schneider y Lehmann 1977).
la generación de magma en esta área podría haber involucrado protolitos
enriquecidos con Sn. Esta posibilidad es corroborada por estudios recientes
realizados en las rocas ígneas peraluminosas de la provincia boliviana de Sn
(Ericksen et al. 1990).

Ilustración 8Modelo idealizado de depósito de pórfido subvolcánico Sn de la provincia boliviana de estaño y niveles de
asociaciones de metales dominantes. Después de Sillitoe et al. (1975)

3.4. Sistemas de pórfido del cinturón orogénico de Asia Central

El gran cinturón orogénico de Asia Centra o el collage orogénico de Altaid o el
Supercollage orogénico de Asia Central se extiende desde el Uralides en el
oeste al margen del Océano Pacífico del este de Asia y está limitado al norte
por el Cratón de Siberia y al sur por los bloques cratónicos TarimNorth China.
El CAOB es un complejo collage de fragmentos de antiguos microcontinentes y
arcos de tierra, fragmentos de islas volcánicas oceánicas, quizás también
mesetas volcánicas, corteza oceánica (ofiolitas) y sucesiones de márgenes
continentales pasivos.
Las intrusiones graníticas y peralkalinas de tipo A en la CAOB son comunes y
están asociadas con el tectonismo poscolisión.
El CAOB está dotado de una amplia gama de sistemas minerales que incluyen
sulfuros masivos volcánicos (VMS), sistemas de venas relacionadas con
intrusiones, sistemas de pórfido y epitermal y sulfuros alojados en sedimentos
(SEDEX), así como depósitos de Au orogénico.
Varios sistemas de pórfido (p. Ej., Erdenetuin-Obo asociado con magma
traquibástico; Berzina y Borisenko 2007) están presentes en los terrenos del
Cinturón Orogénico de Asia Central con edades comprendidas entre 258 y 240
Ma.
Se examino dos sistemas de pórfido, Oyu Tolgoi en Mongolia y Tuwu en el
noroeste de China (provincia de Xinjiang).
 El sistema Oyu Tolgoi está emplazado en un arco de isla Paleaeozoico
medio-tardío (terreno Gurvasayhan; Khashgerel et al. 2006)
 El sistema Tuwu también se encuentra en un antiguo arco insular
(Dananhu-Tousuquan) en el cinturón orogénico oriental de Tian Shan
(Han et al. 2006).
3.4.1. El sistema Cu-Au de pórfido Oyu Tolgoi

El sistema Cu-Au de pórfido Oyu Tolgoi está alojado en las rocas del arco de la
isla Paleozoica Media-Tardía del terreno Gurvasayhan, que forma parte del
sistema de arco kazajo Mongol
La mineralización de pórfido se extiende a lo largo de una zona de tendencia
norte-noreste durante aproximadamente 6 km y comprende cinco depósitos, a
saber: Sur Oyu Tolgoi, Suroeste, Central, Norte y Sur de Hugo Dummett, cada
uno de los cuales está relacionado con una intrusión separada de la edad del
Devónico tardío.
El sistema de pórfido se caracteriza por una extensa zona hipogénica de alteración
hidrolítica (fílica y argílica), enterrada debajo de la Formación Sainshandhudag más
joven. Una serie de pequeñas intrusiones de monzodiorita de cuarzo ocurren a lo largo
de los márgenes de un cuerpo de monzodiorita más grande y no mineralizado. Las
intrusiones de cuarzonzodiorita son de calcio alcalino rico en K y de afinidad tipo I y
son típicamente porfiríticas.
La mineralización de cobre-Au está ligada principalmente con el conjunto de
calcopirita-bornita, que junto con el oro, parece ser paragéneicamente tardío.
Un conjunto menos importante de alta sulfuración consiste en ennantita de
enargita-calamina, tennantita.
En general, un alto contenido de Au se correlaciona con una mineralogía dominante de
calcopirita.
Los depósitos Norte y Sur de Hugo Demmett se caracterizan por una alta
concentración (> 90% en volumen) de vetas de cuarzo mineralizadas, llamadas Qv90
 por este motivo. Los principales minerales sulfurados son bornita y calcopirita, con
menor cantidad de tennantita y calcocita. El oro es más abundante en Hugo Demmett
North.
La alteración en Hugo Demmett North consiste en moscovita de cuarzo,
principalmente en las rocas monzodioríticas, y etapas de alteración argílica avanzada
por las cuales se reconoció la siguiente paragénesis temprana a tardía):
 andalusita
 diáspora;
 cuarzo residual;
 minerales de alunita y sulfato de fosfato de Al;
 zunita;
 topacio;
 pirofilita;
 caolinita;
 dickita
La mineralización de sulfuro tiene un patrón de zonificación, hacia afuera y hacia
arriba, desde la calcopirita de bornita hasta la calcopirita y la enargita de pirita.

3.4.2. Tuwu Porphyry Cu, Este de Tian Shan, Noroeste de China

El cinturón orogénico de Tian Shan se puede dividir en Tian Shan Norte, Central y Sur,
separados por fallas importantes de E-Wtrending.
El sistema de pórfido de Tuwu Cu fue estudiado por Han et al. (2006) y gran parte de la
siguiente discusión proviene de esta fuente. El pórfido de Tuwu está alojado en rocas
carboníferas del grupo Qi’eshan del arco Dananhu-Tousuquan, que contiene
principalmente lavas basálticas, andesíticas y riolíticas y rocas sedimentarias clásticas.
El depósito contiene un recurso total de 2.04 Mt de Cu metal.
El estilo de la mineralización incluye diseminaciones y vetillas diseminadas
(stockworks). Los minerales minerales son predominantemente calcopirita y pirita con
menor bornita, digenita, esfalerita, magnetita, hematita y rickardita (Cu4Te3). Los
minerales tienen grandes cantidades de hematita y magnetita.
Se han reconocido seis etapas de mineralización de alteración, como sigue: (1) la
biotita rica en Mg está acompañada de albita y feldespato K (metasomatismo alcalino)
con el ensamblaje de sulfuro de calcopirita-pirita-bornita; (2) alteración fílica (cuarzo-
sericita, epidota-clorito) y venas de calcopirita pirita-nacido; (3) las venas de cuarzo-
molibdenita, así como la calcopirita-pirita-nata y la continua alteración fílica; (4) se
introducen yeso y anhidrita y calcita-laumontita, con vetas de sulfuro menores; (5)
continua alteración de calcita-laumontita con disminución de la precipitación de
sulfuro; (6) alteración supergénica con malaquita y limonita principalmente
Han y col. (2006) interpretaron que la formación de Tuwu y otros sistemas de pórfido
en la región estaban relacionados con uno de los arcos de islas calcalcalinas que se
desarrollaron entre las placas Junggar (Angaran) y Tarim (Fig. 5.13). El arco de la isla
Dananhu-Tousuquan se formó por subducción por inmersión hacia el norte con
algunas características de adakitas (andesitas con alto contenido de Mg), que son
derretimientos que se derivaron de una losa subducida
 Ilustración 9Mapa geológico simplificado del noroeste de China, que muestra partes del
cinturón orogénico de Tian Shan y la distribución de sistemas de pórfido en el norte de Tian
Shan. Después de Pirajno et al. (2008)
4.
Sistemas de pórfido en tectónica extensional intracontinental
Configuraciones y márgenes riff volcánicos
La asociación de estos sistemas de pórfido con la tectónica extensional y el
magmatismo bimodal apunta a los magmas generados por la fusión parcial del manto
litosférico subcontinental metasomatizado, quizás por la adición de calor de las plumas
del manto ascendente, con desgasificación de volátiles (por ejemplo, CO2). Varios
sistemas minerales de pórfido Cu-Mo están asociados con el evento de penacho del
manto que formó las trampas siberianas en el noroeste de Siberia.
Otros sistemas Cu-Mo de pórfido en Asia central están asociados con rocas graníticas
alcalinas y subalcalinas.
Los sistemas de pórfido intracontinentales relacionados con la extensión tienen una
alta composición K-alcalina alcalina y shoshonítica, los sistemas de pórfido
intracontinentales exhiben patrones REE ligeros enriquecidos.
Examino una gama de sistemas de pórfido que se producen en provincias relacionadas
con colisiones y grietas, desde los depósitos gigantes del tipo Climax en la grieta del
Río Grande de Colorado, los depósitos de Mo en la grieta de Oslo (Noruega), los
depósitos de pórfidos en la colisión de orógenos del este de Qinling del centro de
China, el Tíbet y el suroeste de China, hasta el depósito de Malmbjerg en el margen
volcánico del centro-este de Groenlandia.
4.1. Depósitos de pórfido en el cinturón mineral de Colorado
Los depósitos de pórfido Mo del Cinturón Mineral de Colorado están situados en el
extremo norte del sistema de grietas del Río Bravo y constituyen una clase propia,
conocida como tipo Climax, caracterizada por intrusiones de pórfido fraccionado
altamente evolucionado enriquecidas en sílice, flúor y álcalis.
los sistemas Cu-Mo de pórfido alojados en cuarzo-monzonita relacionados con la
subducción, como los del margen continental andino o los de la cordillera de América del
Norte. En el cinturón mineral de Colorado hay tres grupos principales de depósitos de
pórfido de Mo: Urad-Henderson, Climax y los del monte.

Ilustración 10(A) El sistema de grietas de Río Grande y la posición de los

sistemas de pórfido Climax, Urad-Henderson y Mt Emmons en Colorado;
modifica después de Wallace (1995); (B) Geología simplificada del cinturón
mineral de Colorado y ubicación de los depósitos principales de pórfido de Mo.
Después de Wallace et al. (1978)

4.1.1. Urad-Henderson
El depósito de Mo de Urad-Henderson, Los eventos geológicos que llevaron al
desarrollo del sistema de pórfido Mo de Urad-Henderson incluyen una secuencia
compleja de actividades ígneas e hidrotermales. Los cuerpos ígneos en orden de
emplazamiento fueron llamados por Wallace et al. (1978) como sigue: unidad de
diapositivas de tungsteno, unidad de perilla este, pórfido de cuarzo cuadrado, pórfido
de montaña roja, pórfido de Urad, pórfido de Primos y granito de Henderson. Todos
tienen entre 27 y 21 años de edad e introducen el granito de Pluma de Plata
Precámbrico (1,4 Ga).
El yacimiento de Urad puede haberse extendido por al menos 1000 m en
sentido vertical, pero fue destruido por la intrusión del stock de pórfido de
sílice alta de Red Mountain. La mineralización consiste en molibdenita de grano
fino con fluorita, pirita, galena, esfalerita y huebnerita menores.
 El yacimiento de Henderson tiene tres zonas de mineral superpuestas, cada una
relacionada con un centro de intrusión desde el cual las existencias individuales
desarrollaron sus propios depósitos de mineral. la alteración hidrotermal
magmática es compleja y se caracteriza por una rica variedad de ensamblajes
que reflejan no solo la naturaleza de los fluidos sino también la de las rocas de
la pared afectadas.
el flujo de fluidos y la evolución de los sistemas magmático-hidrotermales no
fueron unidireccionales, como en los sistemas de pórfido más clásicos, sino que
involucraron una serie de ciclos, cada uno asociado con el emplazamiento de
un stock riolítico. Esta alteración, puede considerarse en términos de
temperatura de formación, como alta, moderadamente alta, moderada y baja.
la evolución del sistema magmático-hidrotermal de Urad-Henderson parece ser
sustancialmente más compleja, subdividida en doce marcos temporales. En el primero,
se formaron caparazones de alteración y superficie sobre el stock de Henderson, con
ciclos de ensamblajes de temperatura alta y moderada-alta. En el segundo y tercer
período de tiempo, el centro de Henderson continúa sus intrusiones, nuevamente con
ciclos de alteración de ensambles de temperatura alta y moderada a alta.

4.1.2. Climax
El depósito Climax Mo "supergigante", El tungsteno, el Sn y la pirita se han
recuperado como subproductos, ) El complejo ígneo Climax (33-24 Ma) incluye
una serie de cuatro pulsos intrusivos principales, cada uno de los cuales estuvo
acompañado de actividad magmático-hidrotermal.
Los minerales minerales son molibdenita, huebnerita (MnWO4), casiterita y pirita.

4.2. Mineralización de pórfidos en el Graben de Oslo, Noruega

En la Grieta de Oslo, la mineralización de pórfido Mo está asociada con la fase
porfirítica de los granitos de biotita en varias localidades (Geyti y Schonwandt
1979; Schonwandt y Petersen 1983). La grieta de Oslo tiene una tendencia N-S, se
extiende por unos 200 km y su parte sur está sumergida (Skagerrak Graben).
El Rift comprende seis sectores, a saber: Oslo Graben, Skagerrak Graben, Scania,
Bornholm, Mar del Norte y la cuenca alemana del NE. La actividad tectono-
magmática en la Grieta de Oslo comenzó alrededor de 305–300 Ma y continuó
hasta 240 Ma y esta actividad se ha dividido en cinco etapas.
 Una etapa de ruptura 1, se caracteriza por la intrusión de 304–294
travesaños y diques de Ma de composición de traquiandesita-riolítica, el
inicio de la formación del Oslo Graben y la erupción de las lavas basálticas.
 La etapa de ruptura 2 es la fase de ruptura principal con el desarrollo
completo del Oslo Graben.
 la etapa de falla 3 se desarrollaron volcanes centrales con colapso de la
caldera.
 La etapa 4 está dominada por el emplazamiento de batolitos compuestos,
principalmente sienita y granito.
Este es considerado el mayor depósito de Mo en Europa.
 Dos localidades importantes de mineralización de pórfido Mo se encuentran en los
complejos ígneos de Glitrevann y Hurdal, donde la mineralización está estrechamente
asociada con rocas graníticas (Schonwandt y Petersen 1983)
La mineralización de Mo está asociada con la alteración hidrotermal en Bordvika,
donde las rocas huésped son la riolita y la ignimbrita de cuarzo-feldespato que
actúan como una tapa para el granito aplítico subyacente.
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