Upload
kelly-rodriguez-cortez
View
53
Download
0
Embed Size (px)
Citation preview
Distal Au skarns are typically more reduced (pyroxene rich) than
their proximal counterparts (Fortitude, Copper Canyon district;
Myers and Meinert, 1991; Fig. 10). A quartz-pyrite assemblage
replaces any carbonate rocks incorporated in advanced
argillic lithocaps (e.g., Bisbee, Arizona; Einaudi,
1982). Endoskarn tends to be volumetrically minor (Beane
and Titley, 1981; Meinert et al., 2005). The massive sulfide
carbonate-replacement deposits are normally enveloped by
marble. Any sediment-hosted Au mineralization on the
fringes of carbonate rock-hosted porphyry Cu systems forms
where rock permeability is enhanced by decalcification (Fig.
10), including sanding of dolomite, but also locally occluded
by Au-related jasperoid formation (e.g., Bingham and Sepon
districts; Babcock et al., 1995; Smith et al., 2005; Fig. 9a, d).
Distal Au skarns suelen ser más reducidas (rico en piroxeno) que sus equivalentes proximales (Fortitude, Copper Canyon distrito;Myers y Meinert, 1991; fig. 10). Un ensamblaje de cuarzo-pirita reemplaza cualquier roca de carbonato incorporado en avanzado lithocaps argílico (por ejemplo, Bisbee, Arizona; Einaudi,1982). Endoskarn tiende a ser menor volumétricamente (Beane y Titley, 1981; Meinert et al, 2005).. El sulfuro masivo de carbonato – Los depósitos reemplazado son normalmente envueltos por mármol. Cualquier sedimento aloja mineralización de Au en las franjas de roca carbonatada la cual está alojada en formas de sistemas de pórfidos de Cu donde la permeabilidad de la roca se ve aumentada por la descalcificación (Fig.10), incluyendo el lijado de dolomita, pero también ocluido localmente por Au relacionada con la formación de jasperoide (por ejemplo, Bingham y Sepondistritos; Babcock et al, 1995;. Smith et al, 2005;. fig. 9a, d).
Porphyry Cu veinlet relationships
The veinlet sequence in porphyry Cu deposits, first elaborated
by Gustafson and Hunt (1975) at El Salvador and
widely studied since (e.g., Hunt et al., 1983; Dilles and Einaudi,
1992; Gustafson and Quiroga, 1995; Redmond et al.,
2001; Pollard and Taylor, 2002; Cannell et al., 2005; Masterman
et al., 2005), is highly distinctive. In a general way, the
veinlets may be subdivided into three groups (Table 2; Fig.
13): (1) early, quartz- and sulfide-free veinlets containing one
or more of actinolite, magnetite (M type), (early) biotite (EB
type), and K-feldspar, and typically lacking alteration selvages;
Relaciones de Pórfido Cu y vetillas
La secuencia de ventillas en depositos de pórfidos de Cu, elaborado inicialmente por Gustafson y Hunt (1975) en El Salvador y ampliamente estudiado desde (por ejemplo, Hunt et al, 1983;. Dilles y Einaudi, 1992; Gustafson y Quiroga, 1995; Redmond et al,. 2001, Pollard y Taylor, 2002; Cannell et al, 2005;. Masterman et al., 2005), es altamente distintivo. De una manera general, la vetillas se pueden subdividir en tres grupos (Tabla 2; fig.13): (1) temprana, cuarzo y vetillas libre de sulfuro que contienen uno o más de actinolita, magnetita (tipo M), (primitiva) biotita (EB tipo), y K-feldespato, y por lo general carecen de orillos alteración;
(2) sulfide-bearing, granular quartz-dominated veinlets
with either narrow or no readily recognizable alteration selvages
(A and B types); and (3) late, crystalline quartz-sulfide
veins and veinlets with prominent, feldspar-destructive alteration
selvages (including D type). Group 1 and 2 veinlets are
mainly emplaced during potassic alteration, whereas group 3
accompanies the chlorite-sericite, sericitic, and deep advanced
argillic overprints. Narrow, mineralogically complex
quartz-sericite-K-feldspar-biotite veinlets with centimeterscale
halos defined by the same minerals (± andalusite ±
corundum) along with abundant, finely disseminated chalcopyrite
± bornite characterize the changeover from group 1
to 2 veinlets in a few deposits, although they may have been
confused elsewhere with D-type veinlets because of their
eye-catching halos; they are termed early dark micaceous
(EDM) halo veinlets at Butte (Meyer, 1965; Brimhall, 1977;
Rusk et al., 2008a) and Bingham (Redmond et al., 2004), and
type 4 (T4) veinlets at Los Pelambres (Atkinson et al., 1996;
Perelló et al., 2007). Group 3 also includes uncommon, but
economically important massive chalcopyrite ± bornite ±
chalcocite veinlets at the high-grade Grasberg (Pollard and
Taylor, 2002; I. Kavalieris, pers. commun., 1999), Hugo Dummett
(Khashgerel et al., 2008), and Resolution deposits as well
as elsewhere.
(2) rodamiento de sulfuro de cuarzo granular, dominados por venillas con pequeños o ningún orillos alteración fácilmente reconocibles (A y tipo B), y (3) finales, cuarzo cristalino de sulfuro venas y venillas con prominentes, feldespato con orillos de alteración destructivo (incluyendo el tipo D). Grupo 1 y 2 son vetillas principalmente emplazadas durante alteración potásica, mientras que el grupo 3 acompaña a la clorita-sericita, sericítica y profundas sobreimpresiones del argílico avanzado. Angosto, mineralógicamente complejo, vetillas de cuarzo-sericita-K-feldespato-biotita con halos en escala de centímetros definidas por los mismos minerales (± ± andalucita, corindón) junto con abundante calcopirita, finamente diseminada ± bornita caracterizan el cambio del grupo de 1 a 2 venillas en algunos depósitos, a pesar de que puede haber sido confundido en algunos lugares con vetillas de tipo D debido a su llamativo halos, que se denominan primitivas micas oscuras (EDM) Halo vetillas en Butte (Meyer, 1965; Brimhall, 1977; Rusk et al., 2008a) y Bingham (Redmond et al., 2004), y Tipo 4 (T4) vetillas en Los Pelambres (Atkinson et al, 1996.; Perelló et al., 2007). Grupo 3 incluye también poco común, pero calcopirita masiva de importancia económica ± ± bornita calcosina vetillas en el Grasberg de alto grado (Pollard y Taylor, 2002; I. Kavalieris, com. commun., 1999), Hugo Dummett (Khashgerel et al., 2008), y los depósitos de resolución, así como en todas partes.
Many porphyry Cu deposits display single veinlet sequences
that comply with the generalizations summarized above and in Figure 13 and Table 2, but repetitions of group 1 and 2 veinlets,
for example, early biotite, EDM halo, and A types cut by
lesser numbers of later EDM halo and A types (e.g., Bingham;
Redmond et al., 2001), occur where time gaps between porphyry
phases are sufficiently large; however, group 2 and 3
veinlets are only uncommonly repeated. Additional complications
are widely introduced by repetitive veinlet reopening
during subsequent veining events. Much of the metal in many
porphyry Cu deposits is contained in the quartz-dominated,
group 2 veinlets and as disseminated grains in the intervening
potassic-altered rocks, although some of the late, group 3
quartz-sulfide veins and their wall rocks may also be important
contributors. Irrespective of whether the Cu-bearing sulfide
minerals are coprecipitated with veinlet quartz or, as generally
seems to be the case, introduced paragenetically later (e.g.,
Redmond et al., 2001, 2004), a particularly strong correlation
exists between quartz veinlet intensity and metal content in
many porphyry Cu deposits, particularly in Au-rich examples
(Sillitoe, 2000). However, the porphyry Cu-Au deposits associated
with alkaline rocks, particularly those in British Columbia,
are largely devoid of veinlets (Barr et al., 1976). Once
formed, the quartz-bearing veinlets are permanent features
that are not erased during subsequent alteration overprinting,
although their metal contents may be wholly or partially removed
(see above). Therefore recognition of A- and B-type
veinlets in sericitic or advanced argillic zones testifies unambiguously
to the former presence of potassic alteration.
Muchos depósitos de pórfidos de Cu muestran secuencias de vetillas individuales que cumplen con las generalizaciones resumidas anteriormente y en la Figura 13 y la Tabla 2, pero las repeticiones de grupo de venillas 1 y 2,
Por ejemplo, la biotita primitiva, EDM halo, y A tipos cortadas por menor número de posterior EDM halo y A tipos (por ejemplo, Bingham;Redmond et al., 2001), Donde ocurren en intervalos de tiempo entre las fases de pórfido son lo suficientemente grandes, sin embargo, el grupo de vetillas 2 y 3 sólo se repiten excepcionalmente. Otras complicaciones son ampliamente introducidos por la reapertura de vetillas repetitivas durante posteriores eventos de vetas. Gran parte del metal en muchos depósitos de pórfidos de Cu está contenido en el cuarzo, dominado,
grupo de venillas 2 y granos como diseminados en los que intervienen las rocas potásico alterada,El grupo 3 venas de cuarzo-sulfuro y sus rocas de pared también pueden ser importantes contribuyentes. Independientemente de si los minerales de sulfuro de Cu se tranportar, estos se coprecipitan con vetillas de cuarzo o, como en general parece ser el caso, introducido paragenéticamente posterior (por ejemplo, Redmond et al., 2001, 2004), existe una correlación particularmente fuerte entre venillas de cuarzo intensidad y contenido de metal en muchos depósitos de pórfidos de Cu, en particular en ejemplos ricos en AU (Sillitoe, 2000). Sin embargo, los pórfidos de Cu-Au son depósitos asociados a rocas alcalinas, en particular los de la Columbia Británica, los mismos carecen de venillas (Barr et al., 1976).
Una vez formadas, las venillas de cuarzo transportado, son características permanentes que no se borran durante la posterior sobreimpresión de alteración, a pesar de su contenido de metal pueden ser total o parcialmente eliminado (véase más arriba). Por lo tanto, el reconocimiento de A-y vetillas de tipo B en las zonas de sericítica argílicos o avanzado se atestigua inequívocamente la presencia de alteración potásica.
FIG. 13. Schematic chronology of typical veinlet sequences in a. porphyry Cu-Mo deposits and b. porphyry Cu-Au deposits
associated with calc-alkaline intrusions. Porphyry Cu-Au deposits hosted by alkaline intrusions are typically veinlet
poor (Barr et al., 1976; Lang et al., 1995; Sillitoe, 2000, 2002). Background alteration between veinlets is mainly potassic,
which is likely to contain more K-feldspar in the Mo-rich than the Au-rich porphyry Cu stockworks. Note the common absence
of B- and D-type veinlets from Au-rich porphyry Cu stockworks and M-, magnetite-bearing A-, and chlorite-rich veinlets
from Mo-rich porphyry Cu stockworks. Veinlet nomenclature follows Gustafson and Hunt (1975; A, B, and D types) and
Arancibia and Clark (1996; M type).
figura 13. Cronología esquemática de secuencias de vetillas típicos en un. Deposito de pórfidos de Cu-Mo b. Depósito de pórfidos de Cu-Au asociado con intrusiones calco-alcalinas. Deposito Pórfido de Cu-Au alojados por las intrusiones alcalinas suelen ser venillas típicamente pobres (Barr et al, 1976;. Lang et al, 1995;. Sillitoe, 2000, 2002). Alteración de fondo entre vetillas es principalmente potásica, que es probable que contenga más K-feldespato rica en Mo y rica en Au, pórfido Cu stockworks. Nótese la ausencia común de B y venillas de tipo D rica en Au, pórfido Cu stockworks y M-, magnetita de soporte A-, y vetillas clorita ricos en Mo pórfido Cu stockworks. Nomenclatura de vetilla sigue Gustafson y Hunt (1975; A, B, D y tipos) yArancibia y Clark (1996, tipo M).
The A-type veinlets range from stockworks to subparallel,
sheeted arrays, the latter particularly common in Au-rich porphyry
deposits (Sillitoe, 2000). Few, if any, stockworks are
truly multidirectional and one or more preferred veinlet orientations
are the norm. These may reflect district-scale tectonic
patterns (e.g., Heidrick and Titley, 1982; Lindsay et al.,
1995) or, where concentric and radial arrays predominate,
control by magma ascent and/or withdrawal in the subjacent
parental chambers (e.g., El Teniente; Cannell et al., 2005).
The quartz veinlet stockworks are most intense in and around
the early porphyry intrusions, where they may constitute as
much as 90 to 100 percent of the rock (e.g., Ok Tedi and
Hugo Dummett; Rush and Seegers, 1990; Khashgeral et al.,
2006), and die out gradually both laterally into the wall rocks
(e.g., Sierrita-Esperanza, Arizona; Titley et al., 1986) and
downward (e.g., El Salvador; Gustafson and Quiroga, 1995);
however, they tend to have more clearcut upper limits, just a
few tens of meters above the apices of the porphyry intrusions,
in the few deposits where relevant data are available
(e.g., Guinaoang, Wafi-Golpu, and Hugo Dummett; Sillitoe
and Angeles, 1985; Sillitoe, 1999b; Khashgeral et al., 2006).
The quartz veinlets commonly cut proximal prograde exoskarn
(Einaudi, 1982) but do not extend into the more distal
carbonate rock-hosted ore types. Locally, early A-type veinlets
displaying aplitic centers or along-strike transitions to
aplite and/or aplite porphyry (vein dikes) are observed (e.g.,
Gustafson and Hunt, 1975; Heithersay et al., 1990; Lickfold
et al., 2003; Rusk et al., 2008a). The earliest A-type veinlets
may be sinuous and have nonmatching margins, features ascribed
to formation under high-temperature, overall ductile
conditions, whereas later veinlets are more planar.
El rango de venillas de tipo A desde stockworks a subparalela, matrices entoldados, este último particularmente común en Au-ricos depósitos de pórfido (Sillitoe, 2000). Pocos stockworks, si los hay, son realmente multidireccionales, poseen una o más orientaciones de venillas preferidos segun la norma. Estos pueden reflejar patrones tectónicos, escala de distrito (por ejemplo, Heidrick y Titley, 1982;. Lindsay et al, 1995) o, donde predominan las matrices
concéntricas y radiales, el control por el ascenso del magma y / o retirada en las cámaras de los parental subyacentes (por ejemplo, El Teniente;. Cannell et al, 2005). Las venillas de cuarzo stockworks son más intensos en los alrededores de las primeras intrusiones de pórfido, donde pueden constituir hasta un 90 a 100 por ciento de la roca (por ejemplo, Ok Tedi y Hugo Dummett, Rush y Seegers, 1990; Khashgeral et al, 2006. ), y mueren de manera gradual, tanto lateralmente en las rocas de la pared (por ejemplo, Sierrita-Esperanza, Arizona,. Titley et al, 1986) y la baja (por ejemplo, El Salvador; Gustafson y Quiroga, 1995), sin embargo, tienden a tener límites superiores más claros, sólo unas pocas decenas de metros por encima de los ápices de las intrusiones de pórfido, de los pocos depósitos de los que se dispone de datos pertinentes (por ejemplo, Guinaoang, Wafi-Golpu y Hugo Dummett, Sillitoe y Ángeles, 1985; Sillitoe, 1999b; Khashgeral et al., 2006).
Las venillas de cuarzo comúnmente cortadas exoskarn prograde proximal (Einaudi, 1982), pero no se extienden a los tipos de mineral de roca de carbonato hospedadas en más distales. A nivel local, las primeras venillas de tipo A se observan en centros aplíticos o transiciones a lo largo de aplita y / o aplita pórfido (diques de la vena) (por ejemplo, Gustafson y Hunt, 1975; Heithersay et al, 1990;.. Lickfold et al, 2003 ; Rusk et al, 2008a).. Los primeros venillas de tipo A pueden ser sinuosa y no coincidentes en márgenes, características atribuidas a la formación en condiciones dúctiles de alta temperatura, en general, mientras que venillas posteriores son más plana.
Much of the Mo in many porphyry Cu-Mo deposits occurs
in the B-type veinlets, in marked contrast to the Cu dominance
of the A-type generations, but D-type veinlets may also contain
appreciable amounts of molybdenite in some deposits.
The B-type veinlets are typically absent from Au-rich, Mopoor
porphyry Cu deposits (Fig. 13b). The D-type veinlets,
far more abundant in porphyry Cu-Mo than Cu-Au deposits
(Fig. 13a), may also occur as structurally controlled swarms
(e.g., El Abra; Dean et al., 1996), a characteristic particularly
evident in the case of the late-stage, meter-scale, enargitebearing,
massive sulfide veins spanning the upper parts of
porphyry Cu deposits and lower parts of overlying lithocaps
(Fig. 6; see above).
Gran parte del Mo en muchos depósitos de pórfidos de Cu-Mo se produce
en las venillas de tipo B, en marcado contraste con el predominio Cu
de las generaciones de tipo A, pero venillas de tipo D también pueden contener
cantidades apreciables de molibdenita en algunos yacimientos.
Las venillas de tipo B son típicamente ausente de Au-rica, Mopoor
depósitos de pórfidos de Cu (Fig. 13b). Las venillas de tipo D,
mucho más abundante en pórfido de Cu-Mo de Cu-Au depósitos
(Fig. 13a), también puede ocurrir como enjambres controladas estructuralmente
(por ejemplo, El Abra;. Dean et al, 1996), una característica particular
evidente en el caso de la última etapa, escala metro, enargitebearing,
venas de sulfuros masivos que atraviesan las partes altas de
pórfidos de Cu depósitos y partes inferiores de lithocaps superpuestas
(Fig. 6; véase más arriba).
Magnetite ± actinolite (M-type) and quartz-magnetite (Atype)
veinlets are far less common in Mo- than Au-rich porphyry
Cu deposits (Fig. 13), the latter typified by particularly
elevated hydrothermal magnetite contents, commonly attaining
5 to 10 vol percent (Sillitoe, 1979, 2000; MacDonald and
Arnold, 1994; Proffett, 2003). The dominant veinlets in most
Au-only porphyry deposits, as documented in the Maricunga
belt, are distinctly banded and comprise layers of both translucent
and dark-gray quartz (Vila and Sillitoe, 1991), the color of
the latter commonly caused by abundant vapor-rich fluid inclusions
(Muntean and Einaudi, 2000). These banded veinlets
are ascribed to the shallowness of porphyry Au formation (<1
km; Vila and Sillitoe, 1991; Muntean and Einaudi, 2000).
Magnetita ± actinolita (tipo M) y cuarzo-magnetita (Atype)
vetillas son mucho menos comunes en Mo-Au-rica de pórfido
Depósitos de Cu (Fig. 13), este último tipificados por particular
elevados contenidos de magnetita hidrotermales, comúnmente alcanzar
De 5 a 10 por ciento en volumen (Sillitoe, 1979, 2000; MacDonald y
Arnold, 1994; Proffett, 2003). Las venillas dominantes en la mayoría
Au-sólo los depósitos de pórfido, como se documenta en el Maricunga
capas de cinta, son claramente bandas y comprenden tanto translúcido
y cuarzo gris oscuro (Vila y Sillitoe, 1991), el color de
este último comúnmente causada por abundantes vapores ricos en inclusiones fluidas
(Muntean y Einaudi, 2000). Estas venillas bandas
se atribuye a la poca profundidad de pórfido Au formación (<1
km; Vila y Sillitoe, 1991; Muntean y Einaudi, 2000).
Anhydrite and tourmaline are prominent veinlet, brecciafilling,
and alteration minerals in many porphyry Cu deposits
(Table 2), including associated skarns. The anhydrite, attaining
5 to 15 percent of rock volumes, occurs in small amounts
in most group 2 and 3 veinlet types as well as in the form of
disseminated grains in the intervening altered rocks but commonly
also constitutes end-stage, nearly monomineralic veinlets.
Absence of anhydrite to depths of several hundred meters
beneath the current surface in many porphyry Cu
systems is normally due to supergene dissolution (see Sillitoe,
2005). Tourmaline may occur in minor amounts in several
veinlet types, even those formed early in deposit histories
(e.g., T4 veinlets al Los Pelambres; Perelló et al., 2007), but
it is most abundant with quartz and/or pyrite in D-type veinlet
generations and any associated magmatic-hydrothermal
breccias affected by sericitic alteration (Fig. 8).
Anhidrita y turmalina son veinlet prominente, brecciafilling,
y minerales de alteración en muchos depósitos de pórfidos de Cu
(Tabla 2), incluyendo skarns asociados. La anhidrita, alcanzando
5 a 15 por ciento de los volúmenes de roca, se produce en pequeñas cantidades
en el grupo 2 y 3 la mayoría de los tipos veinlet así como en la forma de
granos diseminados en las rocas alteradas intermedios pero comúnmente
También constituye la fase final, vetillas casi monomineralic.
Ausencia de anhidrita a profundidades de varios cientos de metros
debajo de la superficie actual en muchos pórfido Cu
sistemas es normalmente debido a supergénica disolución (ver Sillitoe,
2005). Turmalina se puede producir en cantidades menores en varias
tipos veinlet, incluso aquellos formados a principios de historias de depósito
(por ejemplo, vetillas T4 al Los Pelambres,. Perelló et al, 2007), pero
es más abundante con cuarzo y / o pirita de tipo D veinlet
generaciones y cualquier asociado magmático-hidrotermal
brechas afectadas por la alteración sericitización (Fig. 8).
Advanced argillic lithocaps
The upper parts of porphyry Cu systems, mainly at shallower
levels than their porphyry intrusions, are characterized by
lithocaps: lithologically controlled zones of pervasive advanced
argillic alteration with structurally controlled components,
including their subvertical root zones (Figs. 4, 6, 10; Table 2;
Sillitoe, 1995a). Original lithocaps have areal extents of several
to >10 and, locally, up to 100 km2 and thicknesses of >1
km, and hence are much more extensive than the underlying
porphyry Cu deposits. Indeed, two or more porphyry Cu deposits
may underlie some large, coalesced lithocaps (Fig. 4),
which, as noted above, may have formed progressively over
periods of up to several million years (e.g., Yanacocha;
Gustafson et al., 2004; Longo and Teal, 2005). Most observed
lithocaps are only erosional remnants, which may either
wholly or partially overlie and conceal porphyry Cu deposits
(e.g., Wafi-Golpu; Sillitoe, 1999b) or occur alongside them and,
hence, above propylitic rock (e.g., Nevados del Famatina, Argentina,
Batu Hijau, and Rosia Poieni, Romania; Lozada-
22 RICHARD H. SILLITOE
0361-0128/98/000/000-00 $6.00 22
Calderón and McPhail, 1996; Clode et al., 1999; Milu et al.,
2004; Figs. 6, 10). Many lithocaps are vertically zoned, from
the previously described quartz-pyrophyllite at depth to predominant
quartz-alunite and residual quartz—the residue of
extreme base leaching (Stoffregen, 1987) with a vuggy appearance
that reflects the original rock texture—at shallower
levels where the causative fluid was cooler and, hence, more
acidic (Giggenbach, 1997; Fig. 10).
Advanced argílica lithocaps
Las partes superiores de los sistemas de pórfidos de Cu, principalmente a menor profundidad
niveles que sus intrusiones de pórfido, se caracterizan por
lithocaps: zonas controladas litológicamente de penetrante avanzada
alteración arcillosa con componentes controlados estructuralmente,
incluyendo sus zonas de las raíces subverticales (Figs. 4, 6, 10; Tabla 2;
Sillitoe, 1995a). Lithocaps originales tienen extensión areal de varios
a> 10 y, a nivel local, hasta 100 km2 y espesores de> 1
km, y por lo tanto es mucho más extenso que el subyacente
depósitos de pórfidos de Cu. En efecto, dos o más depósitos de pórfidos de Cu
puede ser la base algunos grandes lithocaps coligados (Fig. 4),
que, como se señaló anteriormente, puede haberse formado progresivamente a lo largo
periodos de hasta varios millones de años (por ejemplo, Yanacocha;
Gustafson et al, 2004;. Longo y Teal, 2005). La mayoría observado
lithocaps son sólo pedestales, los cuales pueden
total o parcialmente superponerse y ocultar depósitos de pórfidos de Cu
(por ejemplo, Wafi-Golpu; Sillitoe, 1999b) u ocurrir junto a ellos y,
por lo tanto, sobre la roca propilítica (por ejemplo, Nevados del Famatina, Argentina,
Batu Hijau, y Rosia Poieni, Rumania; Lozada-
22 RICHARD H. Sillitoe
0361-0128/98/000/000-00 $ 6.00 22
Calderón y McPhail, 1996; Clode et al, 1999;. Milu et al,.
2004; Figs. 6, 10). Muchos lithocaps se dividen en zonas verticalmente, desde
el descrito anteriormente cuarzo-pirofilita en profundidad a predominante
cuarzo-alunita y cuarzo residual el residuo de
lixiviación de base extrema (Stoffregen, 1987) con una apariencia vuggy
que refleja la roca original textura superficial en
niveles en los que el fluido causal fue de más frío y, por lo tanto, más
ácido (Giggenbach, 1997;. Fig. 10).
The roots of lithocaps may
also contain the relatively high temperature species, andalusite
and corundum (>~370ºC; Hemley et al., 1980), as accompaniments
to pyrophyllite and/or muscovite (e.g., Cabang
Kiri, Indonesia, El Salvador, and Cerro Colorado; Lowder
and Dow, 1978; Watanabe and Hedenquist, 2001; Bouzari
and Clark, 2006). Where the fluids that cause advanced
argillic alteration are F rich, topaz, zunyite, and fluorite are
lithocap minerals (e.g., Hugo Dummett; Perelló et al., 2001;
Khashgerel et al., 2006, 2008, and Resolution). The principal
borosilicate mineral in lithocaps is dumortierite rather than
tourmaline. The more structurally and lithologically confined
components of lithocaps, termed ledges rather than veins because
they are mainly the products of rock replacement
rather than incremental open-space filling, display well-developed
alteration zoning (e.g., Steven and Ratté, 1960; Stoffregen,
1987), with cores of vuggy, residual quartz, and associated
silicification rimmed outward (and downward) by
consecutive bands of quartz-alunite, quartz-pyrophyllite/dickite/
kaolinite (pyrophyllite and dickite at hotter, deeper levels),
and chlorite-illite/smectite.
Las raíces de lithocaps mayo
también contienen las especies de temperatura relativamente alta, andalucita
y corindón (> ~ 370 º C;. Hemley et al, 1980), como acompañamiento
de pirofilita y / o moscovita (por ejemplo, Cabang
Kiri, Indonesia, El Salvador, y Cerro Colorado; Lowder
y Dow, 1978; Watanabe y Hedenquist, 2001; Bouzari
y Clark, 2006). Cuando los fluidos que causan avanzada
alteración arcillosa son F rica, topacio, zunyite, y fluorita son
lithocap minerales (por ejemplo, Hugo Dummett;. Perelló et al, 2001;
Khashgerel et al., 2006, 2008, y la Resolución). El director
minerales de borosilicato en lithocaps es dumortierita en lugar de
turmalina. El más estructuralmente y litológicamente confinado
componentes de lithocaps, denominan salientes en lugar de las venas porque
que son principalmente los productos de reemplazo de roca
en lugar de relleno de espacios abiertos incremental visualizar bien desarrollados
zonificación alteración (por ejemplo, Steven y Ratté, 1960; Stoffregen,
1987), con núcleos de vuggy, cuarzo residual, y se asocia
silicificación bordeado hacia el exterior (y hacia abajo) por
bandas consecutivas de cuarzo-alunita, quartz-pyrophyllite/dickite /
caolinita (pirofilita y dickita a niveles más cálidos, profundos),
y chlorite-illite/smectite.
The roots of lithocaps may
also contain the relatively high temperature species, andalusite
and corundum (>~370ºC; Hemley et al., 1980), as accompaniments
to pyrophyllite and/or muscovite (e.g., Cabang
Kiri, Indonesia, El Salvador, and Cerro Colorado; Lowder
and Dow, 1978; Watanabe and Hedenquist, 2001; Bouzari
and Clark, 2006). Where the fluids that cause advanced
argillic alteration are F rich, topaz, zunyite, and fluorite are
lithocap minerals (e.g., Hugo Dummett; Perelló et al., 2001;
Khashgerel et al., 2006, 2008, and Resolution). The principal
borosilicate mineral in lithocaps is dumortierite rather than
tourmaline. The more structurally and lithologically confined
components of lithocaps, termed ledges rather than veins because
they are mainly the products of rock replacement
rather than incremental open-space filling, display well-developed
alteration zoning (e.g., Steven and Ratté, 1960; Stoffregen,
1987), with cores of vuggy, residual quartz, and associated
silicification rimmed outward (and downward) by
consecutive bands of quartz-alunite, quartz-pyrophyllite/dickite/
kaolinite (pyrophyllite and dickite at hotter, deeper levels),
and chlorite-illite/smectite.
Las raíces de lithocaps mayo
también contienen las especies de temperatura relativamente alta, andalucita
y corindón (> ~ 370 º C;. Hemley et al, 1980), como acompañamiento
de pirofilita y / o moscovita (por ejemplo, Cabang
Kiri, Indonesia, El Salvador, y Cerro Colorado; Lowder
y Dow, 1978; Watanabe y Hedenquist, 2001; Bouzari
y Clark, 2006). Cuando los fluidos que causan avanzada
alteración arcillosa son F rica, topacio, zunyite, y fluorita son
lithocap minerales (por ejemplo, Hugo Dummett;. Perelló et al, 2001;
Khashgerel et al., 2006, 2008, y la Resolución). El director
minerales de borosilicato en lithocaps es dumortierita en lugar de
turmalina. El más estructuralmente y litológicamente confinado
componentes de lithocaps, denominan salientes en lugar de las venas porque
que son principalmente los productos de reemplazo de roca
en lugar de relleno de espacios abiertos incremental visualizar bien desarrollados
zonificación alteración (por ejemplo, Steven y Ratté, 1960; Stoffregen,
1987), con núcleos de vuggy, cuarzo residual, y se asocia
silicificación bordeado hacia el exterior (y hacia abajo) por
bandas consecutivas de cuarzo-alunita, quartz-pyrophyllite/dickite /
caolinita (pirofilita y dickita a niveles más cálidos, profundos),
y chlorite-illite/smectite.
Metal zoning
Metal zoning in porphyry Cu systems is well documented,
particularly at the deeper, porphyry Cu levels (e.g., Jerome,
1966; Titley, 1993). There, Cu ± Mo ± Au characterize the
potassic, chlorite-sericite, and sericitic cores of systems. However,
in Au-rich porphyry Cu deposits, the Au, as small (<20
μm) grains of high (>900) fineness native metal and in solid
solution in bornite and, to a lesser degree, chalcopyrite (e.g.,
Arif and Baker, 2002), and Cu are introduced together as
components of centrally located potassic zones; hence, the
two metals normally correlate closely (Sillitoe, 2000; Ulrich
and Heinrich, 2001; Perelló et al., 2004b).
metal zonificación
Zonificación Metal en sistemas de pórfidos de Cu está bien documentada,
en particular en los niveles de Cu, pórfido más profundas (por ejemplo, Jerome,
1966; Titley, 1993). Allí, Cu ± Mo ± Au caracterizan la
potásico, clorita-sericita y núcleos sericítica de sistemas. Sin embargo,
en el Au-ricos depósitos de pórfidos de Cu, la UA, tan pequeños (<20
m) los granos de alta (> 900) finura del metal nativo y en estado sólido
solución en bornita y, en menor grado, calcopirita (por ejemplo,
Arif y Baker, 2002), y Cu se introducen juntos como
componentes de zonas potásicos céntrico, por lo que la
dos metales normalmente se correlacionan estrechamente (Sillitoe, 2000; Ulrich
y Heinrich, 2001; Perelló et al, 2004b)..
Gold grades may
be up to ~50 percent higher in bornite-rich than chalcopyritedominated
potassic assemblages, which has been explained
by the experimental observation that bornite solid solution is
capable of holding up to one order of magnitude more Au
than intermediate solid solution (ISS), the high-temperature
precursors of bornite and chalcopyrite, respectively (Simon et
al., 2000; Kesler et al., 2002). The Au grains in some deposits
contain minor amounts of PGE minerals, particularly Pd tellurides
(Tarkian and Stribrny, 1999). In contrast, Cu and Mo
correlate less well, with spatial separation of the two metals
commonly resulting from the different timing of their introduction
(e.g., Los Pelambres; Atkinson et al., 1996). In many
Au-rich porphyry Cu deposits, Mo tends to be concentrated
as external annuli partly overlapping the Cu-Au cores (e.g.,
Saindak, Pakistan, Cabang Kiri, Batu Hijau, Bajo de la Alumbrera,
and Esperanza; Sillitoe and Khan, 1977; Lowder and
Dow, 1978; Ulrich and Heinrich, 2001; Garwin, 2002; Proffett,
2003; Perelló et al., 2004b). The Bingham, Island Copper,
and Agua Rica, Argentina, porphyry Cu-Au-Mo deposits
are exceptions to this generalization because of their deep,
centrally located molybdenite zones (John, 1978; Perelló et
al., 1995, 1998).
Las leyes de oro puede
ser de hasta ~ 50 por ciento mayor en bornita-ricos que chalcopyritedominated
ensamblajes potásicos, que se ha explicado
por la observación experimental de que la solución sólida es bornita
capaz de almacenar hasta un orden de magnitud más Au
de solución sólida intermedia (ISS), la alta temperatura
precursores de bornita y calcopirita, respectivamente (Simon et
al, 2000;. Kesler et al, 2002).. La UA granos en algunos depósitos
contener pequeñas cantidades de minerales de PGE, en particular Pd telururos
(Tarkian y Stribrny, 1999). En contraste, Cu y Mo
correlacionar menos bien, con la separación espacial de los dos metales
generalmente como resultado de las diferencias de calendario de su introducción
(por ejemplo, Los Pelambres;. Atkinson et al, 1996). En muchos
Au-ricos depósitos de pórfidos Cu, Mo tiende a concentrarse
como anillos externos coinciden en parte los núcleos de Cu-Au (por ejemplo,
Saindak, Pakistán, Cabang Kiri, Batu Hijau, Bajo de la Alumbrera,
y Esperanza; Sillitoe y Khan, 1977; Lowder y
Dow, 1978; Ulrich y Heinrich, 2001; Garwin, 2002; Proffett,
2003; Perelló et al, 2004b).. La Bingham, Isla de cobre,
y Agua Rica, Argentina, los depósitos de pórfidos de Cu-Au-Mo
hay excepciones a esta generalización, debido a su profundidad,
zonas molibdenita céntrico (John, 1978; Perelló et
al., 1995, 1998).
The Cu ± Mo ± Au cores typically have kilometer-scale
halos defined by anomalous Zn, Pb, and Ag values that reflect
lower temperature, hydrothermal conditions (Fig. 9a, b). In
some systems, Mn (±Ag) is also markedly enriched in the outermost
parts of the halos (e.g., Butte; Meyer et al., 1968).
These Zn-Pb-Ag ± Mn halos commonly coincide spatially
with propylitic alteration zones but are invariably best defined
in the distal skarn environment (e.g., Meinert, 1987; Meinert
et al., 2005), beyond which even more distal Au-As ± Sb
zones may be developed (e.g., Bingham and Sepon districts;
Babcock et al., 1995; Cunningham et al., 2004; Smith et al.,
2005; Fig. 9a, c). Peripheral veins cutting propylitic halos may
also be Au rich, and at Mineral Park an outward zoning from
Pb-Zn to Au-Ag is evident (Eidel et al., 1968; Lang and Eastoe,
1988; Fig. 9b). Nevertheless, in some porphyry Cu deposits,
these halo metals, particularly Zn, occur as late-stage
veinlet arrays overprinting the Cu-dominated cores rather
than peripherally (e.g., Chuquicamata; Ossandón et al., 2001).
Los Cu ± Mo ± Au núcleos suelen tener kilometros escala
halos definidos por anómala de Zn, Pb, Ag y los valores que reflejan
temperatura más baja, condiciones hidrotermales (Fig. 9a, b). en
algunos sistemas, Mn (± Ag) también se enriquece notablemente en la más externa
partes de los halos (por ejemplo, Butte; Meyer et al, 1968.).
Estos Zn-Pb-Ag ± Mn halos generalmente coinciden espacialmente
con zonas de alteración propilítica pero invariablemente mejor definido
en el medio ambiente skarn distal (por ejemplo, Meinert, 1987; Meinert
et al., 2005), más allá del cual aún más distal de Au-Como ± Sb
zonas pueden ser desarrollados (por ejemplo, Bingham y distritos Sepon;
Babcock et al, 1995;. Cunningham et al, 2004;. Smith et al,.
2005; figura. 9a, c). Venas periféricas de corte halos propilítica puede
también ser Au ricos, y en Mineral Park an zonificación hacia fuera de
Pb-Zn de Au-Ag es evidente (Eidel et al, 1968;. Lang y Eastoe,
1988; figura. 9b). Sin embargo, en algunos depósitos de pórfidos de Cu,
estos metales halo, especialmente Zn, se presentan como la última etapa
arrays veinlet sobreimpresión los núcleos Cu dominadas en lugar
que periféricamente (por ejemplo, Chuquicamata; Ossandón et al, 2001.).
In a general sense, the broad-scale zoning pattern developed
in the deeper parts of porphyry Cu systems persists into
the overlying lithocap environment where any Cu and Au
(±Ag) commonly occur approximately above the underlying
porphyry Cu deposits, albeit commonly areally more extensively,
particularly where structural control is prevalent. The
main geochemical difference between the Cu-Au zones in
porphyry Cu deposits and those in the overlying lithocaps is
the elevated As (±Sb) contents consequent upon the abundance
of the Cu sulfosalts in the latter. Nevertheless, the
lithocap mineralization also contains greater albeit trace
amounts of Bi, W, Sn, and/or Te (e.g., Einaudi, 1982) as well
as appreciable Mo. The Cu/Au ratios of lithocap-hosted, highsulfidation
mineralization tend to decrease upward, with the
result that most major high-sulfidation Au (±Ag) deposits
PORPHYRY COPPER SYSTEMS 23
0361-0128/98/000/000-00 $6.00 23
occur in the shallow parts of lithocaps, commonly—but not
always—with their tops immediately below the former paleowater
table positions (Sillitoe, 1999b).
En un sentido general, el patrón de zonificación a gran escala desarrollada
en las partes más profundas de los sistemas de pórfidos de Cu persiste en
el medio ambiente lithocap suprayacente donde cualquier Cu y Au
(± Ag) comúnmente ocurrir aproximadamente por encima de la subyacente
depósitos de pórfidos de Cu, si bien comúnmente areally más ampliamente,
en particular donde el control estructural es prevalente. la
principal diferencia entre las zonas geoquímicas Cu-Au en
pórfidos de Cu depósitos y los de los lithocaps superpuestas es
la elevación de As (Sb) ± contenidos como consecuencia de la abundancia
de los sulfosales de Cu en este último. Sin embargo, la
lithocap mineralización también contiene una mayor aunque traza
cantidades de Bi, W, Sn, y / o Te (por ejemplo, Einaudi, 1982), así
tan apreciables Mo. Los ratios de lithocap alojada, highsulfidation Cu / Au
mineralización tienden a disminuir hacia arriba, con la
como resultado que la mayoría de las principales de alta sulfuración de Au (± Ag) depósitos
Pórfido de cobre SISTEMAS 23
0361-0128/98/000/000-00 $ 6.00 23
ocurrir en las partes menos profundas de lithocaps, comúnmente, pero no
siempre con la parte de arriba justo debajo del antiguo paleowater
posiciones de la tabla (Sillitoe, 1999b).
Nevertheless, supergene
leaching commonly masks the original Cu distribution
pattern. Any intermediate-sulfidation precious metal mineralization
developed alongside the lithocaps contains much
higher contents of Zn, Pb, Ag, and Mn than the high-sulfidation
orebodies, in keeping with the situation described above
from the porphyry Cu level. The shallow-level, steam-heated
and paleowater-table zones are typically devoid of precious
and base metals and As and Sb, unless telescoped onto the
underlying mineralization as a result of water-table descent,
but commonly have elevated Hg contents (e.g., Pascua-Lama;
Chouinard et al., 2005).
Sin embargo, supergénico
lixiviación comúnmente enmascara la distribución original de Cu
patrón. Cualquier mineralización de metales preciosos intermedia sulfuración
desarrollado junto con los lithocaps contiene mucho
mayor contenido de Zn, Pb, Ag y Mn que la alta sulfuración
yacimientos, de acuerdo con la situación descrita anteriormente
desde el nivel de Cu pórfido. El bajo nivel, calentado por vapor
y zonas paleowater de mesa suelen ser desprovisto de metales preciosos
y los metales básicos y As y Sb, a menos telescópica en el
subyacente a la mineralización como consecuencia de la pendiente del nivel freático,
pero por lo general tienen elevados contenidos de Hg (por ejemplo, Pascua-Lama;
Chouinard et al., 2005).
Genetic Model
Magma and fluid production
Porphyry Cu systems typically span the upper 4 km or so
of the crust (Singer et al., 2008; Figs. 6, 10), with their centrally
located stocks being connected downward to parental
magma chambers at depths of perhaps 5 to 15 km (Cloos,
2001; Richards, 2005; Fig. 4). The parental chambers, tending
to be localized at sites of neutral buoyancy (Cloos, 2001;
Richards, 2005), are the sources of both magmas and hightemperature,
high-pressure metalliferous fluids throughout
system development.
Modelo genético
Magma y la producción de fluido
Sistemas de pórfidos de Cu normalmente abarcan los 4 km superior, o
de la corteza (Singer et al, 2008;. Figuras 6, 10.), con su centro
existencias situadas estando conectados a la baja a los padres
cámaras de magma a profundidades de quizás 5 a 15 km (Cloos,
2001; Richards, 2005; figura. 4). Las cámaras de los padres, que tiende
a localizarse en los sitios de flotabilidad neutra (Cloos, 2001;
Richards, 2005), son las fuentes de los dos magmas y alta temperatura,
fluidos metalíferos de alta presión a través
desarrollo del sistema.
Field observations and theoretical calculations suggest that
parental chambers with volumes on the order of 50 km3 may
be capable of liberating enough fluid to form porphyry Cu deposits,
but chambers at least an order of magnitude larger are
needed to produce giant systems, particularly where deposit
clusters or alignments exist (Dilles, 1987; Cline and Bodnar,
1991; Shinohara and Hedenquist, 1997; Cloos, 2001; Cathles
and Shannon, 2007). The metal-charged aqueous phase is released
from the cooling and fractionating parental chambers
during open-system magma convection as well as later stagnant
magma crystallization (Shinohara and Hedenquist,
1997). Convection provides an efficient mechanism for delivery
of copious amounts of the aqueous phase, in the form of
bubble-rich magma, from throughout the parental chambers
to the basal parts of porphyry stocks or dike swarms (Candela,
1991; Shinohara et al., 1995; Cloos, 2001; Richards, 2005). In
most systems, any volcanism ceases before porphyry Cu system
formation is initiated, although relatively minor eruptive
activity, such as dome emplacement, may be either interspersed
with or perhaps even accompany ascent of the magmatic
aqueous phase (e.g., Bingham and Yanacocha; Deino
and Keith, 1997; Longo and Teal, 2005).
Las observaciones de campo y cálculos teóricos sugieren que
cámaras de los padres con los volúmenes del orden de 50 km3 puede
ser capaces de líquido suficiente liberador para formar depósitos de pórfidos de Cu,
pero cámaras de al menos un orden de magnitud más grande son
necesaria para producir sistemas gigantes, en particular cuando depósito
existen grupos o alineaciones (Dilles, 1987; Cline y Bodnar,
1991; Shinohara y Hedenquist, 1997; Cloos, 2001; Cathles
y Shannon, 2007). La fase acuosa de metal-cargada se libera
de las cámaras de enfriamiento y fraccionamiento de los padres
en sistema abierto convección magma y posterior estancamiento
cristalización del magma (Shinohara y Hedenquist,
1997). Convección proporciona un mecanismo eficiente para la entrega
de cantidades copiosas de la fase acuosa, en la forma de
burbuja de magma rico, de toda las cámaras padres
a las partes basales de las poblaciones de pórfido o enjambres de diques (Candela,
1991; Shinohara et al, 1995;. Cloos, 2001; Richards, 2005). en
mayoría de los sistemas, vulcanismo cesa antes de cualquier sistema de pórfidos de Cu
se inicia la formación, aunque relativamente menor eruptiva
actividad, tales como emplazamiento cúpula, puede ser ya sea intercalados
con o quizás incluso acompañar ascenso del magmático
fase acuosa (por ejemplo, Bingham y Yanacocha; Deino
y Keith, 1997; Longo y Teal, 2005).
The shallow-level porphyry stocks do not themselves generate
the bulk of the magmatic fluid volume, but simply act
as “exhaust valves,” conduits for its upward transmission
from the parental chambers, perhaps via cupolas on their
roofs (Fig. 4). This scenario implies episodic but focused
magma and fluid ascent for as long as ~5 m.y. in the case of
long-lived porphyry Cu systems, whereas elsewhere the loci
of intrusive and hydrothermal activity migrate, either systematically
or randomly, to give rise to the porphyry Cu and
epithermal Au deposit clusters and alignments discussed
above.
Los stocks de pórfido bajo nivel no generan por sí mismos
la mayor parte del volumen de fluido magmático, sino simplemente actuar
como "válvulas de escape," conductos para su transmisión hacia arriba
de las cámaras de los padres, tal vez a través de cúpulas en su
techos (fig. 4). Este escenario implica episódica pero enfocado
magma y ascenso de fluido durante el tiempo que ~ 5 m.y. en el caso de los
sistemas de larga vida de pórfidos de Cu, mientras que en otros lugares los loci
de intrusivo y hidrotermal migran actividad, ya sea sistemáticamente
o al azar, para dar lugar a la pórfido de Cu y
epitermales agrupaciones y alineamientos depósito Au discuten
anteriormente.
The parental magmas need to be water rich (>~4 wt %) and
oxidized in order to maximize the metal contents of the resultant
aqueous phase (Burnham and Ohmoto, 1980; Candela
and Holland, 1986; Dilles, 1987; Cline and Bodnar, 1991;
Candela, 1992; Candela and Piccoli, 2005; Richards, 2005).
High water contents result in magmas becoming saturated
with the aqueous phase, into which the ore metals can partition
efficiently; and high oxidation state suppresses magmatic
sulfide, such as pyrrhotite, precipitation, a process that may
cause sequestration of metals before they can partition into
the aqueous phase. Nevertheless, resorption of any sulfide
melt during ascent of oxidized magmatic fluids could make a
major contribution to metal budgets (Keith et al., 1997; Halter
et al., 2005). The magmas are also exceptionally S rich, as
emphasized by recognition of anhydrite as a magmatic mineral
in some porphyry stocks (Lickfold et al., 2003; Audétat et
al., 2004; Stern et al., 2007; Chambefort et al., 2008). Addition
of mafic melt to the parental chambers could be an effective
means of augmenting S and metal budgets (Keith et
al., 1997; Hattori and Keith, 2001; Maughan et al., 2002; Halter
et al., 2005; Zajacz and Halter, 2009).
Los magmas parentales deben ser ricos en agua (> ~ 4% en peso) y
oxidada con el fin de maximizar el contenido de metal de la resultante
fase acuosa (Burnham y Ohmoto, 1980; Candela
y Holland, 1986; Dilles, 1987; Cline y Bodnar, 1991;
Candela, 1992; Candela y Piccoli, 2005; Richards, 2005).
Contenido de agua alto resultado en magmas saturarse
con la fase acuosa, en la que los metales del mineral puede particionar
eficiente y alto estado de oxidación suprime magmático
sulfuro, tales como pirrotita, precipitación, un proceso que puede
causar retención de metales antes de que puedan repartirse en
la fase acuosa. Sin embargo, la resorción de cualquier sulfuro
derretirse durante el ascenso de fluidos magmáticos oxidados podría hacer una
importante contribución a los presupuestos de metal (Keith et al, 1997; cabestro.
et al., 2005). Los magmas son también excepcionalmente S rico, como
enfatizado por el reconocimiento de la anhidrita como mineral magmático
en algunas poblaciones de pórfido (Lickfold et al, 2003;. Audetat et
al, 2004;. Stern et al, 2007;. Chambefort et al, 2008).. adición
de fusión mafic a las cámaras de los padres puede ser un eficaz
medio de aumentar los presupuestos S y metal (Keith et
al, 1997;. Hattori y Keith, 2001; Maughan et al, 2002;. cabestro
et al, 2005;. Zajacz y Halter, 2009).
Early porphyry Cu system evolution
Porphyry Cu mineralization in the deeply formed (up to 9
km) potassic alteration zones at Butte and elsewhere took
place directly from a single-phase, relatively low salinity
(2−10 wt % NaCl equiv), aqueous liquid (Rusk et al., 2004,
2008a); such a phase may contain several thousand ppm to
several percent of base metals and several ppm Au, based on
thermodynamic (Heinrich, 2005) and analytical (Audétat et
al., 2008) observations. However, at the shallower depths typical
of most deposits (<~4 km), the mineralization is introduced
by a two-phase fluid, comprising a small fraction of
hypersaline liquid (brine) and a much larger volume of lowdensity
vapor (Fournier, 1999), produced by either direct exsolution
from the melt (Shinohara, 1994) or, more typically, as
the single-phase liquid decompresses, cools, and intersects its
solvus (e.g., Henley and McNabb, 1978; Burnham, 1979;
Cline and Bodnar, 1991; Webster, 1992; Bodnar, 1995; Cline,
1995). Coexistence of immiscible hypersaline liquid and
vapor has been ubiquitously demonstrated in numerous fluid
inclusion studies (Roedder, 1984), which also show that the
liquid phase is enriched in Na, K, and Fe chlorides, giving rise
to salinities of 35 to 70 wt percent NaCl equiv (e.g., Roedder,
1971; Nash, 1976; Eastoe, 1978; Bodnar, 1995), whereas the
vapor phase contains acidic volatile species, preeminently
SO2, H2S, CO2, HCl, and any HF (e.g., Giggenbach, 1992,
1997). Fluid inclusion microanalysis and experimental studies
reveal that, during phase separation, specific element suites
selectively fractionate between the vapor and hypersaline liquid.
In many cases, vapor can contain an appreciable amount
of the Cu, Au, Ag, and S, plus much of the As, Sb, Te, and B,
whereas Fe, Zn, Pb, Mn, and possibly Mo preferentially partition
into the hypersaline liquid (Heinrich et al., 1999; Heinrich,
2005; Pokrovski et al., 2005, 2008, 2009; Williams-Jones
and Heinrich, 2005; Simon et al., 2007; Audétat et al., 2008;
Nagaseki and Hayashi, 2008; Wilkinson et al., 2008; Pudack et
al., 2009; Seo et al., 2009).
La evolución del sistema de pórfido de Cu Temprana
Pórfido Cu mineralización en profundidad formado (hasta 9
km), zonas de alteración potásica en Butte y en otros lugares se
colocar directamente a partir de una sola fase, de salinidad relativamente baja
(2-10% en peso de NaCl equivalente), líquido acuoso (Rusk et al., 2004,
2008a); una fase de este tipo puede contener varios miles de ppm a
varios porcentajes de metales de base y varias ppm Au, con base en
termodinámica (Heinrich, 2005) y analítica (Audetat et
al., 2008) observaciones. Sin embargo, en las profundidades típicas
de la mayoría de los depósitos (<~ 4 km), se introduce la mineralización
por un fluido de dos fases, que comprende una pequeña fracción de los
hipersalina líquido (salmuera) y un volumen mucho más grande de baja densidad
de vapor (Fournier, 1999), producido por cualquiera de exsolución directa
a partir de la masa fundida (Shinohara, 1994) o, más típicamente, como
el líquido monofásico descomprime, enfría y corta su
solvus (por ejemplo, Henley y McNabb, 1978; Burnham, 1979;
Cline y Bodnar, 1991; Webster, 1992; Bodnar, 1995; Cline,
1995). Coexistencia de líquidos inmiscibles y hipersalinos
de vapor se ha demostrado ubicua en numerosos fluidos
estudios de inclusión (Roedder, 1984), que muestran también que la
fase líquida se enriquece en Na, K, Fe y cloruros, dando lugar
a salinidades de 35 a 70 por ciento en peso de NaCl equivalente (por ejemplo, Roedder,
1971; Nash, 1976; Eastoe, 1978; Bodnar, 1995), mientras que el
fase de vapor contiene especies volátiles ácidas, preeminentemente
SO2, H2S, CO2, HCl y HF cualquiera (por ejemplo, Giggenbach, 1992,
1997). Microanálisis de inclusiones fluidas y los estudios experimentales
ponen de manifiesto que, durante la separación de fases, suites elementos específicos
fraccionar selectivamente entre el vapor y el líquido hipersalina.
En muchos casos, el vapor puede contener una cantidad apreciable
del Cu, Au, Ag, y S, y mucho del As, Sb, Te, y B,
mientras que Fe, Zn, Pb, Mn, Mo y, posiblemente, preferentemente partición
en el líquido hipersalina (Heinrich et al, 1999;. Heinrich,
2005; Pokrovski et al, 2005, 2008, 2009,. Williams-Jones
y Heinrich, 2005; Simon et al, 2007;. Audetat et al, 2008.;
Nagaseki y Hayashi, 2008; Wilkinson et al, 2008;. Pudack et
al, 2009;. Seo et al, 2009)..
Transport of Cu and probably also Au was for decades tacitly
assumed to be in the form of chloride complexes in the
24 RICHARD H. SILLITOE
0361-0128/98/000/000-00 $6.00 24
hypersaline liquid phase (e.g., Holland, 1972; Burnham,
1967, 1997; Burnham and Ohmoto, 1980; Candela and Holland,
1986), but recent experimental work and fluid inclusion
S analysis show that volatile S ligands (H2S ± SO2) in the
vapor phase can also act as major Cu- and Au-transporting
agents (Nagaseki and Hayashi, 2008; Pokrovski et al., 2008,
2009; Seo et al., 2009; Zajacz and Halter, 2009). In contrast,
Mo may be transported as different, possibly oxochloride
complexes in the hypersaline liquid phase (Ulrich and Mavrogenes,
2008).
Transporte de Cu y probablemente también Au fue durante décadas tácitamente
se supone que es en la forma de complejos de cloruro en la
24 RICHARD H. Sillitoe
0361-0128/98/000/000-00 $ 6.00 24
fase líquida hipersalina (por ejemplo, Holanda, 1972; Burnham,
1967, 1997, Burnham y Ohmoto, 1980; Candela y Holanda,
1986), pero el trabajo experimental reciente e inclusiones fluidas
S análisis muestran que los ligandos de S volátiles (H2S ± SO2) en el
fase de vapor también puede actuar como principales de Cu y Au-transportar
agentes (Nagaseki y Hayashi, 2008;. Pokrovski et al, 2008,
2009; Seo et al, 2009;. Zajacz y Halter, 2009). Por el contrario,
Mo puede ser transportado como diferente, posiblemente oxocloruro
complejos en la fase líquida hipersalina (Ulrich y Mavrogenes,
2008).
Current orthodoxy maintains that the early sodic-calcic alteration
observed in some porphyry Cu deposits is a product
of inflowing brine sourced from host-rock sequences (Carten,
1986; Dilles and Einaudi, 1992; Dilles et al., 1995; Seedorff et
al., 2005, 2008), in keeping with theoretical predictions for
fluids following heating paths under silicate-rock−buffered
conditions (e.g., Giggenbach, 1984, 1997). Light stable isotope
studies of sodic-calcic alteration in the Yerington district
support the involvement of externally derived brine from the
host sedimentary sequence (Dilles et al., 1992, 1995), although
the albite-actinolite alteration there is magnetite destructive
(Carten, 1986; Dilles et al., 1995). In other cases,
however, there is evidence for an origin from hypersaline
magmatic liquids, with the paucity of contained sulfide mineralization
being due to excessively high temperatures and
oxygen fugacities and the consequent deficiency of reduced S
(John, 1989; Clark and Arancibia, 1995; Lang et al., 1995). A
magmatic source would certainly be favored where sodic-calcic
zones are metal bearing (see above).
Ortodoxia actual sostiene que la primera alteración sódico-cálcico
observado en algunos depósitos de pórfido de Cu es un producto
del flujo de entrada de salmuera procedente de secuencias de acogida-rock (Carten,
1986; Dilles y Einaudi, 1992; Dilles et al, 1995;. Seedorff et
al., 2005, 2008), de acuerdo con las predicciones teóricas para
fluidos siguientes rutas calefacción bajo silicato-rock-buffer
condiciones (por ejemplo, Giggenbach, 1984, 1997). Isótopo estable Luz
estudios de alteración sódico-cálcico en el distrito Yerington
apoyar la participación de salmuera derivada externamente desde la
acoger secuencia sedimentaria (Dilles et al., 1992, 1995), aunque
la alteración albita-actinolita hay magnetita destructiva
(Carten, 1986;. Dilles et al, 1995). En otros casos,
Sin embargo, existe evidencia de un origen de hipersalina
líquidos magmáticos, con la escasez de contenido mineralización de sulfuro
ser debido a temperaturas excesivamente altas y
fugacidad de oxígeno y la consecuente carencia de reducción de S
(John, 1989; Clark y Arancibia, 1995;. Lang et al, 1995). la
origen magmático, sin duda verá favorecida en sódicos-cálcicos
zonas son metálico de cojinete (véase más arriba).
As porphyry Cu systems cool through the 700° to 550°C
temperature range, the single-phase liquid or, more commonly,
coexisting hypersaline liquid and vapor initiate potassic
alteration and perhaps the first metal precipitation in and
around the early porphyry intrusions (e.g., Eastoe, 1978; Bodnar,
1995; Frei, 1995; Ulrich et al., 2001). Nevertheless, in
many porphyry Cu deposits, it is fluid cooling over the ~550º
to 350°C range, assisted by fluid-rock interaction, that is
largely responsible for precipitation of the Cu, in low sulfidation-
state Cu-Fe sulfide assemblages, plus any Au (e.g., Ulrich
et al., 2001; Redmond et al., 2004; Landtwing et al.,
2005; Klemm et al., 2007; Rusk et al., 2008a). In addition, upward
decompression and expansion of the vapor phase causes
rapidly decreasing solubility of the vapor-transported metals
(Williams-Jones et al., 2002), as confirmed by their very low
contents in high-temperature but atmospheric-pressure fumaroles
(Hedenquist, 1995). Such a decrease in solubility
leads to wholesale precipitation of the Cu-Fe sulfides together
with Au, thereby potentially accounting for the typically
shallow formation (Cox and Singer, 1992; Sillitoe, 2000)
of Au-rich porphyry Cu deposits (Williams-Jones and Heinrich,
2005). The different Mo complexing (see above), probably
assisted by progressive increase of the Mo/Cu ratio in the
residual parental melt as crystallization proceeds (Candela
and Holland, 1986), results in much of the molybdenite being
precipitated not only later than but also spatially separate
from the bulk of the Cu ± Au (see above).
Como los sistemas de pórfidos de Cu fresco a través de la 700 ° a 550 ° C
rango de temperatura, el líquido de fase única o, más comúnmente,
coexistiendo líquido hipersalina y vapor iniciar potásicos
alteración y tal vez la primera precipitación de metales y
en torno a los principios de intrusiones de pórfido (por ejemplo, Eastoe, 1978; Bodnar,
1995; Frei, 1995; Ulrich et al, 2001).. Sin embargo, en
muchos depósitos de pórfidos de cobre, que es el enfriamiento del fluido en el ~ 550 º
a 350 ° C, con la asistencia de interacción fluido-roca, que es
gran parte responsable de la precipitación del Cu, en baja sulfuración-
Cu-Fe conjuntos sulfuro estatales, más cualquier Au (por ejemplo, Ulrich
et al, 2001;. Redmond et al, 2004;.. Landtwing et al,
2005; Klemm et al, 2007;. Rusk et al, 2008a).. Además, al alza
descompresión y la expansión de la fase de vapor hace que
la rápida disminución de la solubilidad de los metales de vapor-transportados
(Williams-Jones et al., 2002), confirmada por su muy baja
contenidos en las fumarolas de alta temperatura, pero a presión atmosférica
(Hedenquist, 1995). Tal disminución en la solubilidad
conduce a la precipitación al por mayor de los sulfuros de Cu-Fe juntos
con Au, lo que potencialmente representa el típico
formación superficial (Cox y Singer, 1992; Sillitoe, 2000)
de Au-ricos depósitos de pórfidos de Cu (Williams-Jones y Heinrich,
2005). La diferente complejante Mo (véase más arriba), probablemente
asistido por el aumento progresivo de la relación Mo / Cu en la
fusión parental residual medida que avanza la cristalización (Candela
y Holland, 1986), los resultados en gran parte de la molibdenita estar
precipitado no sólo más tarde pero que también espacialmente separada
de la mayor parte del Cu ± Au (ver más arriba).
Potassic alteration and associated metal deposition are initiated
under near-lithostatic conditions and involve extensive
hydraulic fracturing of the ductile rock at high strain rates
(Fournier, 1999) to generate the pervasive stockwork veining
(Burnham, 1979): a process that may give rise to large increases
in rock volume (Cathles and Shannon, 2007). The single-
phase liquid, the mineralizer in deeply formed porphyry
Cu deposits, may generate the relatively uncommon EDM
halo veinlets (Rusk et al., 2008a; Proffett, 2009), whereas the
two-phase fluid produces the more common A- and B-type
quartz veinlets (e.g., Roedder, 1984, and references therein).
Se inician alteración potásica y la deposición de metal asociado
bajo condiciones casi litostática e involucrar a una amplia
fracturación hidráulica de la roca dúctil a altas velocidades de deformación
(Fournier, 1999) para generar el veteado stockwork penetrante
(Burnham, 1979): un proceso que puede dar lugar a grandes aumentos
en volumen de roca (Cathles y Shannon, 2007). La sola
fase líquida, el mineralizador profundamente formada pórfido
Depósitos de Cu, pueden generar el EDM relativamente poco común
vetillas de halo (Rusk et al, 2008a;. Proffett, 2009), mientras que el
fluido de dos fases produce la más común-y A-tipo B
vetillas de cuarzo (por ejemplo, Roedder, 1984, y las referencias en él).
The local occurrence of vein dikes (see above), as well as
recognition of coexisting melt and aqueous fluid inclusions in
early quartz veinlets (Harris et al., 2003), confirms that
magma and mineralizing fluid commonly coexist, although
markedly different densities dictate that they typically separate.
The stockwork veinlets control and focus continued fluid
ascent, with partial dissolution of quartz during cooling
through its retrograde solubility field (<~550-400°C at pressures
<~900 b; Fournier, 1999) enhancing the permeability of
the A-type quartz veinlets during at least some of the Cu-Fe
sulfide precipitation (Rusk and Reed, 2002; Redmond et al.,
2004; Landtwing et al., 2005); synmineral faulting and fracturing
may play a similar role. The quartz-veined cores of
potassic zones remain barren where temperatures are too
high to permit appreciable Cu-Fe sulfide and associated Au
deposition, potentially giving rise to the bell- and cap-shaped
ore zones described above (e.g., Bingham, Resolution, and
Batu Hijau; Babcock et al., 1995; Ballantyne et al., 2003;
Setyandhaka et al., 2008). Fluid pressures may fluctuate from
lithostatic to hydrostatic during porphyry Cu formation (e.g.,
Ulrich et al., 2001), as a result of both repetitive fracture
propagation and sealing and reductions in confining pressure
consequent upon surface degradation (see below). These
pressure variations may induce changes in the fluid phases
present and consequent remobilization as well as precipitation
of metals (e.g., Klemm et al., 2007; Rusk et al., 2008a).
Magmatic-hydrothermal brecciation may be triggered by sudden
release of fluid overpressures caused by roof failure
above large, expanding vapor bubbles (Norton and Cathles,
1973; Burnham, 1985), particularly near the ductile-brittle
transition (Fournier, 1999).
La presencia local de diques vena (véase más arriba), así como
el reconocimiento de la coexistencia inclusiones fluidas en estado fundido y acuosa
vetillas de cuarzo primeros (Harris et al., 2003), confirma que
magma y fluido mineralizante comúnmente coexisten, aunque
marcadamente diferentes densidades dictan que típicamente separada.
El control de venillas stockwork y enfoque continuo de fluido
ascenso, con la disolución parcial de cuarzo durante el enfriamiento
a través de su campo de solubilidad retrógrada (<~ 550 a 400 ° C a presiones
<~ 900 b; Fournier, 1999) la mejora de la permeabilidad de
las venillas de cuarzo de tipo A durante por lo menos algunos de los Cu-Fe
precipitación de sulfuro (Rusk y Reed, 2002;. Redmond et al,
2004; Landtwing et al, 2005);. Synmineral fallamiento y fracturación
puede jugar un papel similar. Los núcleos de cuarzo con vetas de
zonas potásicos permanecen estériles donde las temperaturas son demasiado
alta para permitir apreciable sulfuro de Cu-Fe y asociados Au
deposición, que puede dar lugar a la forma de campana y la tapa
zonas de mineral se ha descrito anteriormente (por ejemplo, Bingham, resolución y
Batu Hijau; Babcock et al, 1995;. Ballantyne y otros, 2003.;
Setyandhaka et al., 2008). Presiones de fluidos pueden fluctuar de
litostática para hidrostática durante la formación de pórfidos de Cu (por ejemplo,
Ulrich et al., 2001), como resultado de la fractura tanto repetitivo
propagación y de sellado y las reducciones en la presión de confinamiento
como consecuencia de la degradación de la superficie (ver más abajo). estos
las variaciones de presión pueden inducir cambios en las fases fluidas
presente y consecuente removilización y precipitaciones
de metales (por ejemplo, Klemm et al, 2007;.. Rusk et al, 2008a).
Brechificación magmático-hidrotermal puede ser provocada por la repentina
liberación de fluido sobrepresiones causadas por la falta de techo
por encima de las burbujas grandes y en expansión de vapor (Norton y Cathles,
1973; Burnham, 1985), particularmente cerca de la dúctil-frágil
transición (Fournier, 1999).
During the protracted potassic alteration event(s) that affect
the early and intermineral porphyries and their immediate
wall rocks, heated external water, largely meteoric but
possibly containing a connate component (e.g., Bingham;
Bowman et al., 1987), generates the peripheral propylitic alteration,
mainly by moderate-temperature hydration reactions
(Meyer and Hemley, 1967). Convective circulation of
the external water takes place where rock permeabilities are
adequate (Fig. 14): a process that acts as a potent cooling
mechanism for porphyry Cu systems (Cathles, 1977), particularly
after parental intrusions have crystallized and no longer
exsolve magmatic fluid.
Durante el evento de alteración potásica prolongada (s) que afectan
los pórfidos tempranas y intermineral y sus inmediatos
rocas de la pared, el agua externa climatizada, gran parte meteóricas pero
posiblemente contiene un componente connado (por ejemplo, Bingham;
Bowman et al., 1987), genera la alteración propilítica periférica,
principalmente por reacciones de hidratación moderado de temperatura
(Meyer y Hemley, 1967). Circulación convectiva de
el agua externa se lleva a cabo en las permeabilidades de roca son
adecuada (fig. 14): un proceso que actúa como un enfriamiento potente
mecanismo para los sistemas de pórfido de Cu (Cathles, 1977), en particular
después intrusiones padres han cristalizado y ya no
exsolve fluido magmático.
The voluminous vapor readily separates from the coexisting
hypersaline liquid and, because of its lower density, ascends
buoyantly into the 1- to 2-km-thick rock column above
the porphyry intrusions (e.g., Henley and McNabb, 1978;
Hedenquist et al., 1998; Fig. 14). Progressive disproportionation
of the contained SO2 (to H2SO4 and H2S) once it and HCl
(plus any HF) condense into ground water (Giggenbach,
1992; Rye, 1993) generates the extremely low pH fluid responsible
for the high degrees of base leaching involved in advanced
argillic lithocap formation (e.g., Meyer and Hemley, 1967). Focused ascent of the reactive fluid through fault and
other permeable conduits leads to generation of the vuggy,
residual quartz cores (if pH is <2; Stoffregen, 1987), flanked
by zoned advanced argillic halos (Table 2; see above) indicative
of partial outward fluid penetration, neutralization, and
cooling. However, because of the low pressure of the lithocap
environment and, hence, low metal-transporting capability of
the absorbed vapor (see above), the resultant acidic fluid is
unlikely to produce much mineralization, thereby possibly accounting
for the barren status of many lithocaps (e.g., Hedenquist
et al., 1998, 2000; Heinrich et al., 2004; Heinrich, 2005).
El vapor voluminosa se separa fácilmente de la coexistentes
asciende hipersalina líquido y, debido a su menor densidad,
boyante en el 1 - a la columna de la roca de 2 km de espesor por encima de
las intrusiones de pórfido (por ejemplo, Henley y McNabb, 1978;
Hedenquist et al, 1998;. Figura. 14). desproporción Progresista
de la SO2 contenida (a H2SO4 y H2S) una vez que y HCl
(más cualquier HF) se condensan en las aguas subterráneas (Giggenbach,
1992, Rye, 1993) genera el fluido de pH extremadamente bajo responsabilidad
para los altos grados de lixiviación de base que participan en avanzada
argílica formación lithocap (por ejemplo, Meyer y Hemley, 1967). Enfocado ascenso del fluido reactivo a través de fallos y
otros conductos permeables conduce a la generación de la vugular,
núcleos de cuarzo residuales (si el pH es <2; Stoffregen, 1987), flanqueadas
por halos argílicos avanzadas zonales (Tabla 2, ver arriba) indicativos
de penetración parcial de fluido hacia el exterior, la neutralización, y
enfriar. Sin embargo, debido a la baja presión de la lithocap
la capacidad de transporte de metales bajo medio ambiente y, por ende, de
el vapor absorbido (véase más arriba), el fluido resultante es ácida
poco probable que produzca mucha mineralización, lo que posiblemente representa
para el estado estéril de muchos lithocaps (por ejemplo, Hedenquist
et al, 1998, 2000;. Heinrich et al, 2004;. Heinrich, 2005).
FIG. 14. Schematic time slices through the telescoped porphyry Cu system illustrated in Figures 6 and 10 to show the
evolution of the main magmatic fluid and alteration-mineralization types in concert with progressive downward magma solidification,
cooling, and paleosurface degradation. At the early stage (left side), magma is present at the top of the parental
chamber, a single-phase, low- to moderate-salinity liquid exits the magma and undergoes phase separation during ascent to
generate immiscible hypersaline liquid and vapor, which generate potassic alteration plus contained low sulfidation-state porphyry
Cu ± Au mineralization. The upward-escaping, low-pressure vapor that does not attain the paleosurface as high-temperature
fumaroles (e.g., Hedenquist, 1995; Hedenquist et al., 1993) forms acidic condensate to produce generally barren
advanced argillic alteration. As magma solidification advances downward (middle), the entire system progressively cools, and
the rock can fracture in a brittle fashion on cooling below ~400ºC (Fournier, 1999); at this stage, lithostatic gives way to hydrostatic
pressure, and erosion (or some other mechanism) progressively degrades the paleosurface. Under these lower temperature
conditions, sericitic ± chlorite-sericite alteration zones begin to form from a deeply derived, single-phase aqueous
liquid generated by one or both of the methods (see text) postulated by Hedenquist et al. (1998) and Heinrich et al. (2004).
Eventually (right side), the sericitic ± chlorite-sericite alteration may cause variable degrees of Cu ± Au removal, but hypogene
Cu enrichment is also possible in the former. The same liquid continues upward into the lithocap where, upon cooling
in an unbuffered environment, it evolves into a high sulfidation-state liquid; if properly focused, it may generate high-sulfidation
(HS) epithermal deposits. Renewed neutralization of this same liquid on exiting the lithocap and/or aliquots of the
deep liquid that bypass the lithocap entirely may give rise to peripheral intermediate-sulfidation (IS) epithermal mineralization.
Based on modeling by Hedenquist et al. (1998), Sillitoe and Hedenquist (2003), and Heinrich (2005).
Figura 14. Intervalos de tiempo esquemáticos a través del sistema de pórfidos de Cu telescópica ilustran en las Figuras 6 y 10 para mostrar la
Evolución de los principales fluidos magmáticos y tipos alteración-mineralización en concierto con progresiva solidificación de magma hacia abajo,
refrigeración, y la degradación paleosuperficie. En la primera fase (lado izquierdo), el magma está presente en la parte superior de la de sus padres
cámara, una sola fase, de baja a moderada salinidad líquido sale el magma y se somete a una separación de fases durante el ascenso a
generar líquido inmiscible hipersalina y vapor, que generan alteración potásica más contenida baja sulfuración pórfido de estado
Cu ± Au mineralización. El alza-escape, vapor de baja presión que no alcanza el paleosuperficie como alta temperatura
fumarolas (por ejemplo, Hedenquist, 1995;. Hedenquist et al, 1993) se forma condensado ácido para producir generalmente estéril
alteración arcillosa avanzada. A medida que avanza solidificación de magma hacia abajo (en el centro), todo el sistema se enfría progresivamente, y
la roca se puede fracturar en una forma quebradiza en enfriamiento por debajo de ~ 400 º C (Fournier, 1999); en esta etapa, litostática da paso a hidrostática
la presión, y la erosión (o algún otro mecanismo) se degrada progresivamente la paleosuperficie. Bajo estas condiciones, la temperatura más baja
condiciones, sericitización ± zonas de alteración clorito-sericita comienzan a formarse a partir de un derivado profundamente, acuosa monofásica
líquido generado por uno o ambos de los métodos (véase el texto) postulada por Hedenquist et al. (1998) y Heinrich et al. (2004).
Con el tiempo (a la derecha), la alteración sericítica ± clorita-sericita puede causar grados variables de Cu ± Au retiro, pero hipógena
Cu enriquecimiento también es posible en el primero. El mismo líquido continúa hacia arriba en el lithocap donde, al enfriarse
en un entorno sin búfer, que se convierte en un líquido de alta sulfuración de estado, si está bien enfocado, puede generar alta sulfuración
(HS) depósitos epitermales. Neutralización renovada de este mismo líquido a la salida del lithocap y / o alícuotas de la
profunda líquido que evite el lithocap completo puede dar lugar a intermedia sulfuración periférica (IS) mineralización epitermal.
Con base en el modelado por Hedenquist et al. (1998), Sillitoe y Hedenquist (2003), y Heinrich (2005).
Late porphyry Cu system evolution
As the underlying parental magma chambers progressively
solidify and magma convection ceases, there are marked reductions
in both the heat flux and aqueous fluid supply to the overlying porphyry Cu systems (Dilles, 1987; Shinohara and
Hedenquist, 1997), effects that are accompanied by downward
propagation of the lithostatic-hydrostatic transition
(Fournier, 1999). Under these lower temperature conditions,
the aqueous liquid phase exsolves more slowly from the still
crystallizing magma and, in turn, advects more slowly and
cools, such that it may not intersect its solvus. If this scenario
is correct, a single-phase, low- to moderate-salinity (5−20 wt
% NaCl equiv) liquid in the 350° to 250°C temperature range
ascends directly from the parental chambers into overlying
porphyry Cu systems (Shinohara and Hedenquist, 1997;
Hedenquist et al. 1998; Fig. 14). Alternatively, a single-phase
liquid may form, possibly after separation of some brine, by
subsequent contraction of vapor of the same composition as it
cools at elevated pressures above the critical curve of the fluid
system (Heinrich et al., 2004; Heinrich, 2005). The low-salinity
liquid, whose ascent is controlled by the preexisting quartz
veinlet stockworks, synmineral faults, and permeability contrasts
provided by steep intrusive contacts, appears to be responsible
for the progressive formation of the chlorite-sericite
and sericitic alteration, as well as continued advanced argillic
alteration and the principal Cu and Au mineralization in the
overlying lithocaps (Hedenquist et al., 1998; Heinrich et al.,
2004; Rusk et al., 2008b).
Late evolución del sistema de pórfido Cu
Como las cámaras de magma parental subyacentes progresivamente
solidificar y convección magma cesa, hay marcadas reducciones
en tanto el flujo de calor y de suministro de fluido acuoso para los sistemas de pórfido de Cu suprayacente (Dilles, 1987; Shinohara y
Hedenquist, 1997), efectos que son acompañados por la baja
propagación de la transición litostática hidrostático
(Fournier, 1999). Bajo estas condiciones de temperatura más bajas,
la fase líquida acuosa exsolves más lentamente del alambique
cristalización de magma y, a su vez, advecta más lentamente y
se enfría, de tal manera que puede que no forma intersección con su solubilización. Si este escenario
es correcto, una baja a moderada salinidad monofásica (5-20 en peso
% NaCl eq) de líquido en el 350 ° a 250 ° C Temperatura
asciende directamente desde las cámaras de los padres en la que cubre
sistemas de pórfidos de Cu (Shinohara y Hedenquist, 1997;
Hedenquist et al. 1998; figura. 14). Alternativamente, una sola fase
líquido puede formar, posiblemente después de la separación de algunos salmuera, por
contracción subsiguiente de vapor de la misma composición que se
se enfría a presiones elevadas por encima de la curva de crítica del fluido
sistema (Heinrich et al, 2004;. Heinrich, 2005). La baja salinidad
líquido, cuyo ascenso es controlado por el cuarzo preexistente
stockworks veinlet, faltas synmineral, y contrastes de permeabilidad
proporcionado por los contactos intrusivos empinadas, que parece ser responsable
para la formación progresiva de la clorita-sericita
y alteración sericítica, así como continuó argílica avanzada
alteración y el director de Cu y Au mineralización en el
lithocaps suprayacentes (Hedenquist et al, 1998;. Heinrich et al,.
2004, Rusk et al, 2008b)..
Admixture of magmatic and meteoric fluids, with the latter
dominant, was long considered necessary to produce sericitic
alteration and the attendant low- to moderate-salinity liquid,
i.e., 5 to 10× dilution of the hypersaline liquid (e.g., Sheppard
et al., 1971; Taylor, 1974), but recent interpretations of
stable O and H isotope data reveal that an exclusively magmatic
fluid is quite capable of producing the chlorite-sericite
and sericitic assemblages (Kusakabe et al., 1990; Hedenquist
and Richards, 1998; Hedenquist et al., 1998; Watanabe and
Hedenquist, 2001; Harris and Golding, 2002; Skewes et al.,
2003; Rusk et al., 2004; Khashgerel et al., 2006). However,
meteoric water involvement in late sericitic alteration is by no
means precluded (e.g., Hedenquist et al., 1998; Harris et al.,
2005), particularly on the margins of systems where the advecting
magmatic liquid may entrain convecting meteoric
water, although its formerly preeminent role in the porphyry
Cu genetic model (e.g., Beane and Titley, 1981; Hunt, 1991)
is now greatly diminished. Since chlorite-sericite alteration
partially or totally reconstitutes potassic assemblages, and
sericitic alteration does the same to potassic and/or chloritesericite
assemblages, it is generally impossible to determine if
the contained metals are inherited from the former sulfide
assemblage(s) (e.g., Brimhall, 1979) or newly introduced in
the ascendant, still magmatic-sourced aqueous liquid. However,
apparent confinement of hypogene Cu enrichment (see
above) to sericitic alteration overprinting rocks cut by quartz
veinlet stockworks that formerly contained chalcopyrite ±
bornite may suggest that a large component of the Cu in the
newly generated high sulfidation-state assemblages is derived
by relatively localized remobilization (Sillitoe, 1999b).
Mezcla de fluidos magmáticos y meteórica, con este último
dominante, fue considerado durante mucho tiempo necesario para producir sericítica
alteración y el líquido auxiliar de baja a moderada salinidad,
es decir, de 5 a 10 × dilución del líquido hipersalina (por ejemplo, Sheppard
et al, 1971;. Taylor, 1974), pero las interpretaciones de los últimos
estables O y H de datos isotópicos indican que una exclusiva magmático
fluido es bastante capaz de producir el clorito-sericita
y ensamblajes sericítica (Kusakabe et al, 1990; Hedenquist.
y Richards, 1998; Hedenquist et al, 1998;. Watanabe y
Hedenquist, 2001; Harris y Golding, 2002; Skewes et al,.
2003; Rusk et al, 2004;. Khashgerel et al, 2006).. Sin embargo,
participación agua meteórica a finales de alteración sericítica es de ninguna
significa impidió (por ejemplo, Hedenquist et al, 1998;.. Harris et al,
2005), sobre todo en los márgenes de los sistemas donde la advección
magmático líquido puede arrastrar convección meteórica
agua, aunque su papel preeminente en la antigua pórfido
Modelo genético Cu (por ejemplo, Beane y Titley, 1981, Hunt, 1991)
ahora está muy disminuido. Desde alteración clorito-sericita
parcial o totalmente reconstituye conjuntos potásicos y
alteración sericítica hace lo mismo con potásico y / o chloritesericite
ensambles, es generalmente imposible determinar si
los metales contenidos son heredados de la antigua sulfuro
conjunto (s) (por ejemplo, Brimhall, 1979) o de reciente introducción en
el ascendente, siendo de origen magmático líquido acuoso. Sin embargo,
aparente confinamiento de hipógena Cu enriquecimiento (ver
arriba) para sericítica rocas sobreimpresión alteración cortadas por cuarzo
stockworks veinlet que anteriormente contenían calcopirita ±
bornita puede sugerir que un gran componente del Cu en el
recién generado conjuntos de alta sulfuración de estado se deriva
por removilización relativamente localizada (Sillitoe, 1999b).
The base and precious metal deposit types in both carbonate
and noncarbonate wall-rock lithologic units likely form
from the same aqueous magmatic fluids that are involved in
porphyry Cu alteration and mineralization, wherever there is
provision of lateral fluid access from the porphyry stock or
dikes via lithologic, structural, and/or hydrothermally induced
permeability (Fig. 14). In the skarn environment, the early
two-phase hypersaline liquid plus vapor is likely to be followed
under declining temperature conditions by the singlephase
liquid (e.g., Meinert et al., 1997, 2003; Fig. 14), from
which the retrograde skarn Cu ± Au ± Zn, carbonate-replacement
Cu or Zn-Pb-Ag-(Au), and sediment-hosted Au-
(As-Sb) deposits are formed (e.g., Meinert et al., 1997, 2003;
Heinrich, 2005).
La base y los tipos de depósitos de metales preciosos tanto en carbonato
y no carbonatada pared de roca unidades litológicas forma probable
a partir de los mismos fluidos magmáticas acuosas que están involucrados en
pórfidos de Cu alteración y mineralización, siempre que haya
suministro de fluido acceso lateral del tronco pórfido o
diques a través litológicos, estructurales y / o inducida hidrotermal
permeabilidad (fig. 14). En el entorno de skarn, los primeros
es probable que sea seguido de dos fases líquida hipersalina más vapor
bajo deterioro de las condiciones de temperatura de la monofásico
líquido (por ejemplo, Meinert et al, 1997, 2003;.. Fig. 14), desde
que la retrógrada skarn de Cu ± Au ± Zn, carbonato de reemplazo
Cu o Zn-Pb-Ag (Au) y sedimentos alojados Au-
(Como-Sb) se forman depósitos (por ejemplo, Meinert et al, 1997, 2003.;
Heinrich, 2005).
High Zn, Pb, Ag, and Mn contents are recorded in hypersaline
liquid inclusions from quartz veinlets formed during
potassic alteration (Bodnar, 1995; Heinrich et al., 1999; Ulrich
et al., 1999; Wilkinson et al., 2008), but these chloridecomplexed
metals (see above) remain in solution because
they are not appreciably concentrated in the sulfides present
in the main porphyry Cu orebodies. Cooling of the hypersaline
liquid in contact with external wall rocks and dilution
with meteoric water in the propylitic halos may be the main
causes of Zn, Pb, Ag, and Mn precipitation (Hemley and
Hunt, 1992), giving rise to the geochemical halos of these
metals and, in some systems, localized vein concentrations
(Jerome, 1966; Figs. 6, 10). The largest concentrations of peripheral
Zn, Pb, and Ag are confined to systems hosted by receptive
carbonate rocks, where fluid neutralization induces
the precipitation of these metals in skarn and carbonate-replacement
deposits (Seward and Barnes, 1997).
Alta de Zn, Pb, Ag, y el contenido de Mn se registran en hipersalina
inclusiones líquidas de vetillas de cuarzo forman durante
alteración potásica (Bodnar, 1995;. Heinrich et al, 1999; Ulrich
et al, 1999;. Wilkinson et al, 2008), pero estos chloridecomplexed.
metales (véase más arriba) permanecen en solución, porque
no se concentran apreciablemente en los sulfuros de presentar
en los principales yacimientos de pórfidos de Cu. El enfriamiento de la hipersalina
líquido en contacto con rocas de pared exteriores y la dilución
con agua meteórica en los halos propilítica puede ser el principal
causas de Zn, Pb, Ag, Mn y precipitación (y Hemley
Hunt, 1992), dando lugar a los halos geoquímicas de estos
metales y, en algunos sistemas, las concentraciones localizadas de vena
(Jerome, 1966;. Figuras 6, 10). Las mayores concentraciones de periféricos
Zn, Pb y Ag se limitan a los sistemas organizados por receptivo
rocas carbonatadas, donde induce la neutralización del fluido
la precipitación de estos metales en skarn y carbonato de reemplazo
depósitos (Seward y Barnes, 1997).
The fluid most likely to lead to appreciable high-sulfidation
Au ± Ag ± Cu mineralization in the relatively barren, earlyformed
lithocaps is the low- to moderate-salinity, H2S-rich,
aqueous liquid that produces the underlying sericitic zones
(Hedenquist et al., 1998; Heinrich et al., 2004; Heinrich,
2005; Pudack et al., 2009; Fig. 14). On entering the lithocap
environment, this intermediate sulfidation-state liquid (forming
chalcopyrite and tennantite at depth) becomes unbuffered
and easily evolves to a higher sulfidation state on cooling
(Einaudi et al., 2003; Sillitoe and Hedenquist, 2003). The
Cordilleran massive sulfide lodes are localized where the liquid
follows pronounced structural permeability spanning the
sericitic to advanced argillic transition (Figs. 6, 10) or, less
commonly, encounters reactive carbonate rocks (e.g., Baumgartner
et al., 2008; Bendezú and Fontboté, 2009). However,
much of the Au precipitates in the shallower parts of lithocaps
because of the greater likelihood of sharp drops in Au solubility
caused by either intense boiling in upflow conduits or
admixture of the ascendant liquid with cool, inflowing ground
water; in some cases, the latter appears to originate from the
vadose zone (see below) where it was steam heated (Hedenquist
et al., 1998; Heinrich, 2005, and references therein;
Figs. 6, 14). These shallow Au precipitation processes may be
particularly effective in permeable phreatic breccias created
by boiling of the ascendant liquid, vapor buildup beneath silicified
seals, and eventual catastrophic release, perhaps assisted
by external triggers (faulting, seismic shaking, and/or
deep intrusion contributing gases; e.g., Nairn et al., 2005).
El fluido más probable que conduzca a alta sulfuración apreciable
Au ± Ag ± Cu mineralización en el relativamente estéril, earlyformed
lithocaps es de baja a moderada salinidad, rico en H2S,
líquido acuoso que produce las zonas sericítica subyacentes
(Hedenquist et al, 1998;. Heinrich et al, 2004;. Heinrich,
2005; Pudack et al, 2009;. Fig. 14). Al entrar en la lithocap
medio ambiente, este líquido sulfuración-estado intermedio (formando
calcopirita y tennantita en profundidad) se convierte sin búfer
y fácilmente evoluciona a un estado sulfuración superior al enfriarse
(Einaudi et al, 2003;. Sillitoe y Hedenquist, 2003). la
Cordilleranas vetas de sulfuros masivos se localizan en el líquido
siguiente permeabilidad estructural pronunciada que abarca el
sericítica la transición argílico avanzado (Figs. 6, 10) o, menos
comúnmente, se encuentra con las rocas carbonatadas reactivos (por ejemplo, Baumgartner
et al, 2008;. Bendezú y Fontboté, 2009). Sin embargo,
gran parte de la Au precipitados en las partes menos profundas de lithocaps
debido a la mayor probabilidad de fuertes caídas en Au solubilidad
causada por cualquiera de intensa ebullición en los conductos de flujo ascendente o
mezcla del líquido ascendente con agua fresca, tierra entrante
agua, en algunos casos, este último parece tener su origen en la
zona no saturada (ver abajo) donde estaba el vapor calentado (Hedenquist
et al, 1998;. Heinrich, 2005, y referencias en el mismo;
Figs. 6, 14). Estos procesos de precipitación Au poco profundas pueden ser
particularmente eficaz en brechas freáticas permeables creadas
por ebullición del líquido ascendente, la acumulación de vapores por debajo de silicificado
focas, y la eventual liberación catastrófica, tal vez ayudados
por disparos externos (fallas, sacudida sísmica, y / o
intrusión profunda contribuyendo los gases, por ejemplo, Nairn et al, 2005)..
The low- to moderate-salinity liquids responsible for highsulfidation
deposits in lithocaps may, under appropriate structural
and hydrologic conditions, pass into adjoining, lessaltered
rocks and undergo sufficient neutralization and
reduction during outward flow and wall-rock reaction to produce
liquids appropriate for formation of intermediate-sulfidation
epithermal deposits (Sillitoe, 1999b; Einaudi et al.,
PORPHYRY COPPER SYSTEMS 27
0361-0128/98/000/000-00 $6.00 27
2003; Sillitoe and Hedenquist, 2003; Fig. 14). The abovecited
examples of mineralogic transitions between high- and
intermediate-sulfidation mineralization provide support for
this mechanism. Alternatively, the deeply derived intermediate
sulfidation-state liquids may bypass the lithocaps entirely
and still produce intermediate-sulfidation mineralization at
shallow epithermal levels (Sillitoe and Hedenquist, 2003, Fig.
14).
Los líquidos de baja a moderada salinidad responsables de highsulfidation
depósitos en lithocaps puede, bajo estructural adecuada
y las condiciones hidrológicas, pasar a la contigua, lessaltered
rocas y sufrir suficiente neutralización y
la reducción en el flujo hacia el exterior y la reacción en la pared de roca para producir
líquidos apropiados para la formación del intermedio-sulfuración
depósitos epitermales (Sillitoe, 1999b; Einaudi et al,.
Pórfido SISTEMAS DE COBRE 27
0361-0128/98/000/000-00 $ 6.00 27
2003; Sillitoe y Hedenquist, 2003; figura. 14). El abovecited
ejemplos de transiciones mineralógicas entre alta y
intermedia sulfuración mineralización de proporcionar apoyo a
este mecanismo. Alternativamente, la profunda derivada intermedia
líquidos sulfuración de estado pueden pasar por alto los lithocaps completo
y aún así producir la mineralización intermedia sulfuración en
niveles epitermales someras (Sillitoe y Hedenquist, 2003, fig.
14).