nueva página del texto (beta)
Español (pdf)
Artículo en XML
Referencias del artículo
Traducción automática
Enviar artículo por email
Citado por SciELO 
Similares en
SciELO 
Permalink
Introducción
Los yacimientos minerales de tipo pórfido de cobre contribuyen con más del 60% de la producción anual de cobre [1]. Los depósitos de pórfidos de cobre gigantes o de clase mundial están asociados a arcos magmáticos continentales. Según el modelo genético más aceptado [2], los cuerpos mineralizados están asociados a la intrusión de magmas calco-alcalinos que se emplazan dentro de la corteza superior entre 10 y 5 km de profundidad. Durante su cristalización, los magmas diferenciados enriquecidos en fluidos magmáticos se concentran al ápex del plutón, provocando la fracturación hidráulica de las rocas encajonantes, lo cual facilita la formación de depósitos minerales. Estos depósitos están asociados a intrusiones de textura porfídica emplazadas típicamente entre 2 y 4 km de profundidad y que muestran una importante alteración hidrotermal [2].
En el sur de Arizona y el norte de Sonora se encuentra una provincia o cluster de pórfidos de cobre (Fig. 1). El cluster se compone de cuerpos porfídicos que se emplazaron durante la formación del Arco Magmático Mexicano del Cretácico-Eoceno (AMMCE) [3] (anteriormente referido como arco Laramide) en una corteza engrosada durante la compresión previa y contemporánea del desarrollo del arco. Posteriormente, durante el Oligoceno-Mioceno, particularmente entre 25 y 12 Ma, el noroeste de México fue afectado por la fase extensional intra-continental Basin and Range, la cual se caracteriza por un cinturón de complejos de núcleos metamórficos que corresponde a una franja con una taza de extensión alta que permitió la exhumación de rocas de la corteza media (Fig. 1).
Figura 1 Mapa esquemático del suroeste de Estados Unidos de América y del noroeste de México mostrando la posición aproximativa respecto a la costa actual de la fosa de subducción entre ~120 y ~40 Ma (línea negra gruesa; los triángulos muestran la placa superior). Los yacimientos de tipo pórfido de cobre (estrellas rojas, las grandes correspondiendo a yacimientos gigantes y súper gigantes) del cluster de Arizona-Sonora (ASC, área roja). Los complejos de núcleos metamórficos formados durante la extensión Basin and Range están representados en gris oscuro. Modificado de Noury y Calmus [4].
A pesar del largo período de extensión que condujo a la formación de la provincia Basin and Range, algunos de los cuerpos mineralizados poco profundos fueron preservados de la erosión en el este de Sonora, incluso cuando están en el bloque de piso de fallas normales. Con el fin de entender cómo se preservaron estos depósitos en dos distritos de pórfido de cobre ubicados al este del cinturón de complejos de núcleos metamórficos, realizamos un estudio termocronológico (trazas de fisión en apatito) y termobarométrico (Al-en-hornblenda). En efecto, la termobarometría y la geo-termocronología por U-Pb y trazas de fisión en apatito permiten determinar respectivamente la profundidad de emplazamiento de un cuerpo intrusivo y su historia de enfriamiento. Estos métodos permiten caracterizar la historia de exhumación de depósitos en contexto extensional y desarrollar estrategias para la búsqueda de otros depósitos.
En este estudio [4] se investigan los sistemas de La Caridad (1,800 Mt con 0.452% de Cu) y Suaqui Verde (87.2 Mt con 0.43% de Cu). La Caridad es el depósito de pórfido de cobre gigante más meridional del cluster de Arizona-Sonora (Fig. 1). El pórfido de cobre Suaqui Verde se encuentra ~200 km al sur de La Caridad, donde los depósitos son más pequeños que los pórfidos del cluster de Arizona-Sonora (Fig. 1). Ambos depósitos se encuentran en el bloque de piso de fallas normales relacionadas a la extensión Basin and Range[5], [6].
Marco geólogico
Los pórfidos de cobre de La Caridad y de Suaqui Verde se ubican en dos contextos geológicos pre-mesozoicos distintos. En el norte de Sonora, en donde se ubica el pórfido de La Caridad, el basamento forma parte de la provincia paleoproterozoica Mazatzal, representada principalmente por el esquisto Pinal (1.68 Ga) intrusionado por el granito Cananea de edad 1.48-1.41 Ga [7], [8]. Localmente, este basamento está cubierto en discordancia por una secuencia de plataforma somera del Paleozoico, por unidades volcánicas y volcano-sedimentarias del Jurásico, rocas sedimentarias que se depositaron en la cuenca epicontinental Bisbee durante el Cretácico Temprano.
En el centro de Sonora, en donde se ubica el pórfido de Suaqui Verde, no se conocen rocas del Proterozoico en superficie (Fig. 2). Sin embargo, datos isotópicos de rocas intrusivas del Cretácico-Paleoceno sugieren un componente proveniente de un basamento cristalino proterozoico presente en la corteza media o inferior [9]. Las rocas más antiguas presentes en el centro de Sonora son rocas sedimentarias del Paleozoico, depositadas en una cuenca que pertenecía al océano Réico localizado entre los supercontinentes Gondwana y Laurentia. Estas rocas sedimentarias fueron deformadas durante el cierre del océano y la colisión entre Gondwana y Laurentia que originó la Pangea a finales del Paleozoico. Las unidades paleozoicas están cubiertas por rocas sedimentarias continentales a marinas triásicas del Grupo Barranca.
Figura 2 Esquemas estructurales de los distritos de La Caridad (izquierda) y Suaqui Verde (derecha). Las diferentes unidades geológicas fueron separadas respecto a la cronología de los diferentes eventos geodinámicos. FB: Formación Báucarit; FT: Formación Tarahumara. Modificado de Noury y Calmus [4].
A partir del Cretácico Tardío (~90 Ma) y hasta el Eoceno (~45 Ma), la subducción de la placa Farallon generó el AMMCE que consiste en grandes cuerpos plutónicos (a menudo referidos como “Batolito Laramide”) y a importantes espesores de rocas volcánicas (Formaciones Tarahumara entre otras) [3]. Los depósitos de tipo pórfido de cobre de Sonora se formaron durante este evento tectono-magmático (Fig. 2).
En La Caridad, las rocas de la Formación Tarahumara (Fig. 2) tiene edades U-Pb en circón entre 73.6 ± 1.0 y 57.1 ± 0.4 Ma [10], [11], y están intrusionadas por un plutón que se emplazó entre 58.3 ± 2 y 53.3 ± 1.6 Ma [11], [12]. Este plutón es considerado como el cuerpo precursor de los pórfidos mineralizados de edad U-Pb en circón (edad de cristalización) entre 55 ± 1.7 y 52.6 ± 1.6 Ma [5], [12]. La mineralización fue datada por Re-Os en molibdenitas en 53.8 ± 0.2 y 53.6 ± 0.2 Ma [13]. Por otra parte, las dataciones K/Ar en biotita de diferentes intrusiones mineralizadas porfíricas y pegmatíticas arrojaron edades comprendidas entre 55.2 ± 1.6 y 52.5 ± 1.3 Ma [14], [15].
En Suaqui Verde, las rocas de la formación Tarahumara (Fig. 2) han sido fechadas entre 89 ± 0.8 Ma y 70.2 ± 0.6 Ma (análisis U-Pb en circón) [16], [17]. Estas rocas volcánicas fueron intrusionadas por una granodiorita datada por K/Ar en hornblenda entre 62 ± 3 y 58.8 ± 1.3 Ma [14], [18]. Esta granodiorita se considera como el cuerpo plutónico precursor del que se diferenció el magma porfídico en el origen de la mineralización de cobre-molibdeno. Una veta de cuarzo-molibdenita en la zona de alteración fílica fue datada por Re-Os en 57.0 ± 0.3 Ma [13].
La actividad magmática en Sonora disminuyó alrededor de ~45 hasta ~38 Ma cuando inició el volcanismo ignimbrítico de la Sierra Madre Occidental [19] a [21]. Cabe resaltar que en La Caridad y Suaqui Verde, rocas volcánicas contemporáneas de la Sierra Madre Occidental cubren en discordancia las rocas del AMMCE (Fig. 2). En Sonora, se considera que la extensión Basin and Range empezó en ~27 Ma [22], [23]. El basculamiento de los bloques a lo largo de las fallas normales generó cuencas que fueron rellenadas por los depósitos continentales de la Formación Báucarit (Fig. 2). En el centro de Sonora, la extensión cesó a ~12 Ma.
En La Caridad, la extensión Basin and Range se caracteriza por fallas normales de dirección NW-SE y N-S (Fig. 2). En particular, se interpreta que la falla normal La Caridad de bajo ángulo y con buzamiento al NE, controla la exhumación de las rocas intrusivas asociadas al AMMCE (Fig. 2) [10]. Las rocas del Oligoceno solo afloran en el bloque de techo de la falla La Caridad y consisten en un abanico fluvial ferruginoso cubierto por la Riolita El Globo, la cual ha sido datada por K/Ar en biotita en 24.0 ± 0.4 Ma (Fig. 2) [24].
En Suaqui Verde, las rocas volcánicas del Oligoceno fueron datadas por Ar/Ar en 26.3 ± 0.2 y 25.8 ± 0.1 Ma [25], y cubren la Formación Tarahumara en discordancia (Fig. 2) [16]. Como en La Caridad, estas rocas volcánicas del Oligoceno sólo se conocen en los bloques de techo de las fallas normales de dirección N-S donde aparecen basculadas hacia el este y cubiertas por la Formación Báucarit.
Técnicas analíticas
Termobarometría Al-en-anfíboles
El contenido total de aluminio (Altot) en anfíboles es correlacionado con la presión y la temperatura del magma al momento de la cristalización del mineral [26]. Existen varios modelos de calibración del termobarómetro Al-en-anfíboles que se han utilizado para estimar las profundidades de emplazamiento y la temperatura de cristalización de los anfíboles cálcicos de las rocas ígneas. En este estudio, aplicamos el método propuesto por Mutch et al. [27] el cual es válido para rocas graníticas de baja presión que cristalizaron cerca del solidus haplogranítico (750 ± 50°C) y cuando está presente la asociación mineral apropiada.
Se realizó una descripción petrológica para asegurar que las rocas analizadas contienen la asociación mineral anfíbol + plagioclasa + biotita + cuarzo + feldespato alcalino + magnetita + apatito + óxido de Ti como lo recomiendan Mutch et al. [27]. A continuación, se identificaron los pares de plagioclasa-anfíbol frescos y en aparente equilibrio textural con el resto de la asociación mineral. En primer lugar, se analizaron las plagioclasas de interés para determinar la temperatura de cristalización del conjunto mineral [28] ya que el barómetro propuesto por Mutch et al. [27] está calibrado para temperaturas cercanas al sólidus del haplogranito (725 ± 75 °C). En segundo lugar, se midieron solamente las concentraciones en elementos mayores de los anfíboles cristalizados en contacto con los plagioclasas que cristalizaron a temperaturas compatibles con el sólidus del haplogranito. Para este estudio, se usó una microsonda electrónica JEOL JXA-8900R equipada con dos espectrómetros de rayos X de longitud de onda dispersiva (WDS) en el Laboratorio Universitario de Petrología de la UNAM.
Principios de termocronología
La termocronología es la ciencia de fechar materiales geológicos usando sistemas radio-isotópicos compuestos de: (i) un isótopo padre radiactivo, (ii) un isótopo hijo radiogénico (o un rasgo cristalográfico formado durante la desintegración radiactiva) y (iii) un mineral en el cual se encuentran. Los isótopos hijos no son incorporados en la estructura cristalina del mineral y, por lo tanto, tienen libertad de movimiento y pueden escarparse del mineral por difusión [29]. La difusión es un proceso controlado principalmente por la temperatura. A altas temperaturas, el isótopo se escapa de la red cristalina por difusión, y se dice que el sistema termocronológico es abierto. A bajas temperaturas, el sistema se cierra lo que significa que el isótopo radiogénico se queda en el mineral. Cada sistema termocronológico se caracteriza por su temperatura de cierre. Midiendo las concentraciones de los isótopos padres e hijos en el mineral, se puede fechar el tiempo transcurrido en el cual el sistema quedó debajo de la temperatura de cierre. Las edades obtenidas son entonces interpretadas como representativas de la edad de enfriamiento de las rocas. Este concepto es muy útil porque se puede relacionar directamente una edad a una temperatura, es decir a una profundidad asumiendo un gradiente geotérmico. Por ende, se pueden calcular velocidades de migración de las rocas hacia la superficie terrestre (procesos de exhumación: erosión o tectónica). La termocronología permite entonces reconstruir la historia térmica de las rocas e investigar los procesos que influencian la estructura térmica de la corteza superior (tectónica, magmatismo, hidrotermalismo, erosión y sepultamiento).
Doble fechamiento de apatitos por U-Pb y trazas de fisión
El apatito es un mineral accesorio de las rocas ígneas calco-alcalinas muy utilizado en estudios termocronológicos. Por un lado, la técnica U-Pb en apatito se basa en la desintegración radiactiva de 235U y 238U respectivamente a 207Pb y 206Pb [30]. La temperatura de cierre del termocronómetro U-Pb en apatito depende principalmente de la velocidad de enfriamiento y del tamaño del cristal analizado. Se suele considerar que esa temperatura de cierre oscila entre 450 y 550°C [31]. Por otro lado, la técnica de datación por trazas de fisión se basa en el decaimiento por fisión espontánea del 238U que deja defectos lineales en la red cristalina del apatito, las trazas de fisión, las cuales se borran totalmente a temperaturas superiores a ~120°C [32]. Una de las grandes ventajas de este método es que las trazas se acortan progresivamente entre ~120 y ~60°C con una cinética bien conocida [33], [34], lo cual permite reconstruir la historia térmica de la muestra en este rango de temperaturas mediante la medición de las longitudes de las trazas de fisión [35].
En la última década, se desarrolló un método permitiendo la doble datación por U-Pb y de trazas de fisión en el mismo cristal de apatito [36], [37]. En práctica, después de haber determinado la densidad de trazas de fisión en los apatitos de interés, se determinan sus composiciones isotópicas de uranio, plomo y otros elementos por LA ICP-MS (laser ablation inductively-coupled plasma mass spectrometry). Esta técnica permite analizar un mismo apatito con un único punto de ablación para obtener dos edades de enfriamiento: uno a temperaturas de 450-550°C y el otro a 60-120°C [37].
Discusión de los resultados y conclusiones
Este trabajo [4] corresponde a los primeros estudios de termocronología y termobarometría para las rocas intrusivas de los sistemas de pórfidos de cobre de La Caridad y Suaqui Verde. En ambos sistemas, los pórfidos mineralizados y la granodiorita "precursora" se emplazaron contemporáneamente. En Suaqui Verde, determinamos una profundidad de emplazamiento comprendida entre 3.9 y 5.6 km, lo que implica que la mineralización de Cu-Mo puede ocurrir a mayor profundidad que la propuesta clásicamente para los sistemas de pórfidos de cobre (2 a 4 km; [2], [38]) y podría explicar las pequeñas leyes hipogénicas de Cu en este yacimiento [16].
Las historias térmicas de los depósitos de Suaqui Verde y La Caridad fueron reconstruidas (Fig. 3) [4]. Los resultados demuestran que estas intrusiones poco profundas (<6 km de profundidad) experimentaron un enfriamiento inicial muy rápido que corresponde a la relajación térmica posterior a la intrusión y al calentamiento de las rocas que la albergan. Posteriormente, el enfriamiento y la exhumación hacia la superficie fueron lentos, con tasas inferiores a 3°C/Myr y 0.2 km/Myr, respectivamente.
Cabe resaltar que la modelización inversa de los datos termocronológicos a lo largo de un núcleo de perforación de ~700 m de profundidad en La Caridad (Fig. 3) sugiere que la evolución a lo largo del tiempo del gradiente geotérmico es coherente con la geodinámica regional. En efecto, se observa primero una disminución inicial del gradiente geotérmico de ~70 a ~25°C/km entre 50 y 32 Ma, lo cual refleja la re-equilibración térmica de la corteza superior después del fin del pulso magmático-hidrotermal dado a la migración del AMMCE hacia el este (Fig. 3). Sigue un periodo (entre 32 y 25 Ma) durante el cual el gradiente geotérmico es constante y característico de una corteza continental normal (~24 ± 4°C/km; Fig. 3). Desde entonces (periodo 25-0 Ma), los modelos térmicos sugieren que el gradiente geotérmico incrementó paulatinamente hasta 40 ± 9°C/km (Fig. 3). Esta evolución es coherente con la extensión regional Basin and Range que inició en 25 Ma en Sonora septentrional [23], [39]-[41], originando un adelgazamiento y calentamiento cortical.
Figura 3 Historias térmicas obtenidas con el software QTQt [42] para las granodioritas de los distritos estudiados. A. Suaqui Verde: los colores corresponden a la densidad de probabilidad de la historia térmica (azul poco probable, rojo muy probable). El modelo esperado está representado por una línea negra y su intervalo de confianza al 95% por las lineas gris. Las restricciones impuestas al modelo se definieron gracias a los datos U-Pb en apatito y de termobarometría y se representan con cuadros verdes y rojo, respectivamente. Se indica también el histograma de las longitudes de trazas de fisión con la distribución predicha por el modelo esperado (línea negra) y el intervalo de credibilidad del 95% de los valores predichos (línea gris). Se indican el número n de longitudes de traza medidas, así como la edad de traza de fisión observada (OFTA) y la edad predicha por el modelo esperado (PFTA). B. La Caridad: se presentan los resultados de la inversión para cuatro muestras colectadas a lo largo de un núcleo de perforación de 700 m de profundidad. Los modelos esperados de las historias térmicas de las muestras superiores, intermedias e inferiores se representan con líneas azules, grises y naranjas, respectivamente. El cuadro verde corresponde a las edades U-Pb en apatito obtenidas y que se utilizaron como restricciones externas impuestas al modelo. El cuadro rojo es otra restricción externa que se colocó para favorecer las trayectorias que muestran un enfriamiento post-emplazamiento rápido. Se reporta también la evolución del gradiente geotérmico entre las muestras superior e inferior para el modelo esperado (negro) y su desviación estándar de ±1 sigma. El área gris corresponde a un gradiente geotérmico de 30 ± 15 °C/km. Se reportan por comparación los eventos geodinámicos de escala regional contemporáneos.
Considerando que las tasas de exhumación tectónica son de uno a dos órdenes de magnitud mayores a las tasas de exhumación erosiva, un período de exhumación tectónica debería ser registrado por un rápido enfriamiento contemporáneo. Sin embargo, en las zonas de Suaqui Verde y La Caridad, no se registra una clara aceleración de la tasa de exhumación, ni siquiera durante el período de ~25-12 Ma correspondiente a la extensión a escala continental Basin and Range. Interpretamos estos resultados como el reflejo de mecanismos extensionales distintos entre el centro y el este de Sonora. En el centro de Sonora, la extensión se localizó principalmente a lo largo de fallas de despegue (fallas de bajo ángulo) que condujeron a la formación de complejos de núcleos metamórficos. Al contrario, en el este de Sonora la taza de extensión fue menor, distribuida en numerosas fallas normales de pequeño desplazamiento, que permitieron preservar la parte superior de la corteza del arco magmático mesozoico y sus numerosos sistemas de pórfidos de cobre asociados.
En este contexto, la termobarometría asociada a los estudios de termocronología aparecen como herramientas prometedoras para la futura exploración de los depósitos de pórfidos de cobre y minerales relacionados, ya que permite apuntar a zonas donde la exhumación total se mantuvo moderada y excluir zonas donde los depósitos de pórfidos de cobre fueron erosionados.
