Sfondo geologico e significato economicoModifica
I depositi di rame porfirico rappresentano una risorsa importante e la fonte dominante di rame che viene estratta oggi per soddisfare la domanda globale. Attraverso la compilazione di dati geologici, si è scoperto che la maggior parte dei depositi di porfido sono di età fanerozoica e sono stati impiantati a profondità di circa 1-6 chilometri con spessori verticali in media di 2 chilometri. Nel corso del Fanerozoico si stima che si siano formati 125.895 depositi di rame porfirico; tuttavia, il 62% di essi (78.106) è stato rimosso da sollevamento ed erosione. Così, il 38% (47.789) rimane nella crosta, di cui ci sono 574 depositi conosciuti che sono in superficie. Si stima che i depositi di rame porfirico della Terra contengano circa 1,7×1011 tonnellate di rame, equivalenti a più di 8.000 anni di produzione mineraria globale.
I depositi porfirici rappresentano un’importante risorsa di rame; tuttavia, sono anche importanti fonti di oro e molibdeno – con i depositi porfirici che sono la fonte dominante di quest’ultimo. In generale, i depositi porfirici sono caratterizzati da bassi gradi di mineralizzazione del minerale, un complesso intrusivo porfirico che è circondato da una vena stockwork e brecce idrotermali. I depositi di porfido si formano in ambienti legati all’arco e sono associati a magmi della zona di subduzione. I depositi di porfido sono raggruppati in province minerali discrete, il che implica che c’è una qualche forma di controllo geodinamico o di influenza crostale che influenza la posizione della formazione del porfido. I depositi di porfido tendono a verificarsi in cinture lineari e parallele all’orogene (come le Ande in Sud America).
Sembrano anche esserci periodi di tempo discreti in cui la formazione dei depositi di porfido era concentrata o preferita. Per i depositi di porfido di rame-molibdeno, la formazione è ampiamente concentrata in tre periodi di tempo: Paleocene-Eocene, Eocene-Oligocene e Miocene-Pliocene medio. Sia per i depositi d’oro porfirici che per quelli epitermici, essi appartengono generalmente al periodo di tempo che va dal Miocene medio al periodo recente, tuttavia sono note notevoli eccezioni. La maggior parte dei depositi di porfido su larga scala ha un’età inferiore ai 20 milioni di anni, tuttavia ci sono notevoli eccezioni, come il deposito Cadia-Ridgeway di 438 milioni di anni nel Nuovo Galles del Sud. Questa età relativamente giovane riflette il potenziale di conservazione di questo tipo di depositi, poiché sono tipicamente situati in zone di processi tettonici e geologici molto attivi, come la deformazione, il sollevamento e l’erosione. Può essere tuttavia che la distribuzione sbilanciata verso la maggior parte dei depositi di meno di 20 milioni di anni sia almeno in parte un artefatto della metodologia di esplorazione e delle ipotesi del modello, in quanto grandi esempi sono noti in aree che sono state precedentemente lasciate solo parzialmente o sotto-esplorate in parte a causa delle loro età percepite di rocce ospiti più vecchie, ma che poi sono state trovate a contenere grandi esempi di classe mondiale di depositi di rame porfirico molto più vecchi.
Magmi e processi del mantelloModifica
In generale, la maggior parte dei grandi depositi di porfido sono associati a intrusioni calcalcaline, anche se alcuni dei più grandi depositi ricchi d’oro sono associati a composizioni di magma calcalcalino ad alto K. Numerosi depositi di rame-oro porfirico di classe mondiale sono ospitati da intrusioni ad alto K o shoshonitiche, come la miniera di rame-oro Bingham negli Stati Uniti, la miniera di rame-oro Grasberg in Indonesia, la miniera di rame-oro Northparkes in Australia, la miniera di rame-oro Oyu Tolgoi in Mongolia e la prospettiva di rame-oro Peschanka in Russia.
I magmi responsabili della formazione dei porfidi sono convenzionalmente pensati per essere generati dalla fusione parziale della parte superiore di lastre in stallo post-subduzione che sono alterate dall’acqua marina. La subduzione poco profonda di lastre giovani e galleggianti può portare alla produzione di lave adakitiche tramite fusione parziale. In alternativa, i cunei di mantello metasomatosi possono produrre condizioni altamente ossidate che portano alla liberazione di minerali solforati (rame, oro, molibdeno), che sono poi in grado di essere trasportati ai livelli superiori della crosta. La fusione del mantello può anche essere indotta dalle transizioni da margini convergenti a margini trasformati, così come l’irripidimento e l’arretramento in trincea della lastra subdotta. Tuttavia, la convinzione più recente è che la disidratazione che si verifica alla transizione blueschista-eclogite riguardi la maggior parte delle lastre subdotte, piuttosto che la fusione parziale.
Dopo la disidratazione, i fluidi ricchi di soluti vengono rilasciati dalla lastra e metasomatosizzano il cuneo di mantello sovrastante di astenosfera simile al MORB, arricchendolo di volatili e grandi elementi ionici litofili (LILE). La convinzione attuale è che la generazione di magmi andesitici sia multistadio e coinvolga la fusione della crosta e l’assimilazione di magmi basaltici primari, l’immagazzinamento del magma alla base della crosta (sottoplaccatura da parte di magmi densi e mafici durante la risalita) e l’omogeneizzazione del magma. Il magma sottoplaccato aggiungerà molto calore alla base della crosta, inducendo così la fusione della crosta e l’assimilazione delle rocce inferiori, creando una zona con un’intensa interazione del magma del mantello e del magma crostale. Questo magma in progressiva evoluzione si arricchirà di volatili, zolfo ed elementi incompatibili – una combinazione ideale per la generazione di un magma capace di generare un deposito di minerali. Da questo punto in avanti nell’evoluzione di un deposito di porfido, sono necessarie condizioni tettoniche e strutturali ideali per permettere il trasporto del magma e assicurare il suo posizionamento nei livelli crostali superiori.
Controlli tettonici e strutturaliModifica
Anche se i depositi di porfido sono associati al vulcanismo ad arco, non sono i prodotti tipici in quell’ambiente. Si ritiene che i cambiamenti tettonici agiscano come innesco per la formazione dei porfidi. Ci sono cinque fattori chiave che possono dare origine allo sviluppo dei porfidi: 1) la compressione che impedisce la risalita del magma attraverso la crosta, 2) una risultante camera magmatica più grande e poco profonda, 3) un maggiore frazionamento del magma insieme alla saturazione volatile e alla generazione di fluidi magmatico-idrotermali, 4) la compressione limita lo sviluppo delle propaggini nella roccia circostante, concentrando così il fluido in un unico deposito, e 5) il rapido sollevamento e l’erosione promuovono la decompressione e l’efficiente ed eventuale deposizione del minerale.
I depositi di porfido sono comunemente sviluppati in regioni che sono zone di subduzione a basso angolo (flat-slab). Una zona di subduzione che passa da normale a piatta e poi di nuovo a subduzione normale produce una serie di effetti che possono portare alla generazione di depositi di porfido. Inizialmente, ci sarà una diminuzione del magmatismo alcalino, un accorciamento orizzontale, l’idratazione della litosfera sopra il flat-slab e un basso flusso di calore. Con il ritorno alla normale subduzione, l’astenosfera calda interagirà ancora una volta con il mantello idratato, causando la fusione a umido, la fusione crostale seguirà al passaggio delle fusioni del mantello e l’assottigliamento e l’indebolimento della litosfera a causa dell’aumento del flusso di calore. La lastra in subduzione può essere sollevata da creste asismiche, catene di montagne sottomarine o altopiani oceanici, che possono fornire un ambiente favorevole allo sviluppo di un deposito di porfido. Questa interazione tra le zone di subduzione e le caratteristiche oceaniche summenzionate può spiegare lo sviluppo di cinture metallogeniche multiple in una data regione; poiché ogni volta che la zona di subduzione interagisce con una di queste caratteristiche può portare alla genesi del minerale. Infine, negli archi insulari oceanici, la subduzione della dorsale può portare all’appiattimento della lastra o all’inversione dell’arco; mentre, negli archi continentali può portare a periodi di subduzione a lastra piatta.
L’inversione dell’arco ha dimostrato di precedere leggermente la formazione di depositi di porfido nel Pacifico sud-occidentale, dopo un evento collisionale. L’inversione dell’arco si verifica a causa della collisione tra un arco insulare e un altro arco insulare, un continente o un altopiano oceanico. La collisione può provocare la fine della subduzione e quindi indurre la fusione del mantello.
I depositi di porfido non hanno generalmente alcun controllo strutturale richiesto per la loro formazione, anche se faglie e lineamenti importanti sono associati ad alcuni. La presenza di sistemi di faglie intra-arco sono vantaggiosi, in quanto possono localizzare lo sviluppo dei porfidi. Inoltre, alcuni autori hanno indicato che la presenza di intersezioni tra zone di faglie trasversali su scala continentale e strutture parallele all’arco sono associate alla formazione di porfidi. Questo è effettivamente il caso dei depositi di rame porfirico di Los Bronces e El Teniente in Cile, ognuno dei quali si trova all’intersezione di due sistemi di faglie.