Garza González Vélez Carlos Eduardo - Centro de Geociencias ...

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO
POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA
CENTRO DE GEOCIENCIAS, CAMPUS JURIQUILLA
METALOGENIA DEL PÓRFIDO DE COBRE DE TIÁMARO,
ESTADO DE MICHOACÁN
T E S I S
QUE PARA OBTENER EL GRADO DE:
DOCTOR EN CIENCIAS DE LA TIERRA
PRESENTA:
CARLOS EDUARDO GARZA GONZÁLEZ VÉLEZ
TUTOR: DR. EDUARDO GONZALEZ PARTIDA
2007

A mis maestros de la Licenciatura, actuales docentes en la Facultad de Ingeniería de la
UNAM:
Germán Arriaga García
Blanca Estela Buitrón Sánchez
Leovigildo Cepeda Dávila
Ricardo J. Padilla y Sánchez
José Héctor Sandoval Ochoa
Miguel I. Vera Ocampo
A la memoria de mis maestros:
Alberto Terrones Langoné Benjamín Márquez Castañeda
A mis compañeros de trabajo y colegas

(Subterreno Huetamo), que también se desarrolló sobre piso oceánico deformado
(Complejo Placeres) y un complejo de subducción (Complejo Las Ollas) (Talavera-
Mendoza, 1993; Centeno-García et al., 1993b).
Elías-Herrera et al. (2000) presentan datos isotópicos de lo que han denominado la
suite metamórfica de Tejupilco, Estado de México y pone en tela de juicio las
interpretaciones tectono-magmáticas de esta región. Estos autores presentan
evidencias que excluyen la simple generación del componente magmático de dicha
suite, a partir de fusiones del manto fanerozoico o de la litósfera oceánica
mesozoica e interpretan un arco volcánico evolucionado que se desarrolló sobre
corteza continental antigua.
Figura 3.- Situación del pórfido de cobre de Tiámaro (PCT) en el marco de los terrenos tectonoestratigráficos del sur de México.
(1) Límite entre el terreno Guerrero y Mixteco (después de Campa y Coney, 1983); (2) Límite entre el terreno Guerrero y
Mixteco (después de Sedlock et al., 1993). División del terreno Guerrero en subterrenos (según Coney y Campa, 1987; Talavera-
Mendoza et al., 1995): A = Arcelia, Ar = Arteaga, H = Huetamo, I-Z = Ixtapa-Zihuatanejo, LO = Localidad de Las Ollas, P =
Palmar Chico, PO = Placeres del Oro, Pp = Localidad de Pepechuca, SP = San Pedro Limón, Tl = Teloloapan, Tj = Tejupilco, Tx
= Taxco, VB = Valle de Bravo, Zt = Zitácuaro. El mapa índice muestra los productos volcánicos del Oligoceno de la Sierra
Madre Occidental (SMOCC), los productos volcánicos del Mioceno-Cuaternario de la Faja Volcánica Transmexicana (TMBV) y
los límites entre los terrenos del sur de México: (1) Terreno Guerrero (Náhuatl, Sedlock et al., 1993); (2) Terreno Xolapa
(Chatino, Sedlock et al., 1993); (3) Terreno Mixteco; (4) Terreno Zapoteco (modificado de Elías-Herrera et al., 2000).
No obstante, la discusión sobre la paleogeografía y la evolución tectónica de la
región seguirá vigente, en tanto no se disponga de mapeo geológico detallado, en
cuyo marco sean integrados más datos isotópicos, geoquímicos y geocronológicos.
Dentro de este marco de controversia, el objetivo fundamental de este capítulo es
ubicar el yacimiento de Tiámaro en su contexto geológico regional tomando en
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consideración nuevos datos geológicos, geoquímicos e isotópicos productos de la
presente investigación, cuyos significados se discuten en incisos posteriores.
2.1.2. Mesozoico.
Las rocas de esta edad se han estudiado en la región con base en criterios y
relaciones litológicas, geoquímicas, estructurales y tectono-magmáticas que definen
un amplio marco de discusión y una importante línea de investigación en progreso
sobre le evolución geológica del sur de México.
Suite metamórfica de Tejupilco ≈ Subterreno Teloloapan.
A 30 kilómetros al SE del proyecto de Tiámaro, se tienen los afloramientos más
septentrionales de las rocas más antiguas de la región, que pertenecen a lo que
Elías-Herrera et al. (2000) han denominado como la suite metamórfica de Tejupilco
y el grupo Arcelia-Palmar Chico (figura 4). Ambas secuencias submarinas, de
carácter metavolcánico-sedimentario se desarrollaron en un típico ambiente de arco
de islas. Es interesante destacar que, dentro de los trabajos iniciales sobre estas
rocas fue reconocido por Campa y Ramírez (1979) como una secuencia de arco de
islas del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano, la que posteriormente se agrupó
como Subterreno Teloloapan-Ixtapan (Campa y Coney, 1983) para que más tarde
fuera reagrupada por Talavera-Mendoza et al. (1993; 1995) como Subterreno
Teloloapan del Cretácico Temprano.
La suite metamórfica de Tejupilco constituye un paquete de rocas metamórficas de
más de 2000 metros de espesor con intensa deformación desarrollada en
condiciones que pertenecen a la facies de los esquistos verdes. Dicha suite está
conformada esencialmente por filitas carbonáceas, cuarcitas, esquistos sericíticos,
esquistos verdes, metatobas riolíticas, lentes de calizas fosilíferas y en los niveles
estructurales inferiores se tiene un augen gneiss de naturaleza granítica; intrusivo de
carácter pretectónico que se emplazó en las rocas volcano-sedimentarias,
denominado metagranito Tizapa por Elías-Herrera et al. (2000). Asimismo, la suite
metamórfica está intrusionada por el granito Temascaltepec del Eoceno Inferior,
hacia el límite nor-oriental del área de afloramiento de estas rocas metamórficas
(figura 4).
Sobre dicha suite descansan en contacto tectónico, las rocas del grupo Arcelia-
Palmar Chico; ambos paquetes están cubiertos en forma indistinta por los clásticos
continentales de lo que se ha considerado como Grupo Balsas del Terciario Inferior,
lavas y piroclásticos del Oligoceno, derrames basálticos del Cuaternario y aluvión
(figura 5).
7

Figura 29.- Sección del barreno T-4. La litología se determinó en su totalidad en la presente investigación. (Cada cuadro de la retícula
mide 100 m de lado).
42

concentraciones de K2O, Na2O y CaO. En general, estas rocas presentan poca
variación geoquímica, en donde son manifiestas, bajas concentraciones de Fe2O3 y
MgO. Sin embargo, son patentes interesantes correlaciones entre los elementos
mayores. Los contenidos de SiO2, Al2O3 y Na2O muestran incremento con la
disminución del contenido de MgO, pero este comportamiento no está muy bien
definido para el K2O. Por su parte, las concentraciones de Fe2O3 y el CaO muestran
en general, una disminución al decrecer el contenido de MgO, correlación que
también se cumple para el TiO2, excepto para la muestra MT-26 que acusa leve
metasomatismo hidrotermal (tabla 5).
Como ha sido señalado en el capítulo 2, el batolito de Tuzantla intrusiona a las rocas
del complejo vulcano-plutónico. A pesar de sus diferencias en edad, estas rocas
presentan similitudes en el comportamiento de sus elementos mayores, pero existen
interesantes contrastes en sus concentraciones relativas. Los intrusivos hipabisales
pre-valanginianos presentan, a contenidos equivalentes de MgO, menores
concentraciones de SiO2 y K2O, poca diferencia en los contenidos de Al2O3, TiO2 y
P2O5 y mayores contenidos de Fe2O3 y MnO. Es notable asimismo, un # de Mg
comparativamente más bajo en dichas rocas hipabisales (41 a 34) que en las rocas
del batolito de Tuzantla (52 a 39). Las implicaciones en la naturaleza del
magmatismo que originó ambos tipos de rocas, con base en las similitudes y
diferencias en el comportamiento de los elementos mayores, indican en términos
generales, el predominio de procesos AFC.
3.5. Elementos traza.
En lo relativo a la disposición de los elementos traza, se observa también un
comportamiento de interesante contraste, entre los intrusivos del Valanginiano y las
rocas del complejo vulcano-plutónico, lo que con toda claridad se definen dos
grupos geoquímicos de rocas. Al correlacionar primeramente en ambas unidades
litológicas, la variación en los contenidos de MgO con el comportamiento de los
elementos traza Ba, Th, Nb, Sr y La, no demuestran en general un proceso de
evolución coherente, debido a la variabilidad en las concentraciones de estos
elementos, excepto para el Th y Nb en los intrusivos hipabisales pre-Valanginianos,
cuyas concentraciones se incrementan al disminuir el contenido de MgO. No
obstante, para elementos incompatibles, como Zr, Y y las HREE (Heavy Rare Earth
Elements), es manifiesto un incremento en sus concentraciones al disminuir los
contenidos de MgO en las rocas hipabisales, mientras que en los plutones del
batolito de Tuzantla esta correlación es en general, positiva. Estos comportamientos
sugieren asimismo, un incremento en el proceso de fraccionación.
En el diagrama tipo spider normalizado contra el manto primitivo (figura 38) de los
intrusivos del pre-Valanginiano, se muestra un ligero enriquecimiento en los
elementos LIL (Large Ion Lithophile) con respecto a los elementos HFS (High Field
Strengh) y a las tierras raras; se constatan anomalías negativas de Zr y una anomalía
desde leve a ligeramente positiva de Hf [(Zr/Sm)N = 0.77-1.17, con un promedio de
0.91] que contrasta con una significativa anomalía negativa de Nb, así como un
comportamiento casi horizontal de los elementos HFS y de las REE. Asimismo, en
el diagrama normalizado con respecto a MORB (figura 39) se muestra un
enriquecimiento en elementos de bajo potencial iónico en relación a los elementos
HFS; el potasio ocurre en bajas concentraciones que son poco variables, entre 0.08 y
62

En el espacio vertical del cuerpo mineralizado y en los bordes del mismo, se escogieron
muestras de las distintas zonas de alteración, que contuvieran clorita para el análisis en
microsonda, con el objeto de estudiar su cristaloquímica y así poder valorar su potencial
como geotermómetro. Al mismo tiempo, muestras selectas de las principales zonas de
alteración hidrotermal fueron colectadas para análisis químicos de elementos mayores y
traza, con el propósito de conocer la movilidad de los elementos y sus significados en el
proceso de alteración y mineralización.
Los afloramientos de las rocas intrusivas mineralizadas del Valanginiano tienen una
limitada extensión superficial. No obstante, la distribución superficial de las alteraciones
hidrotermales vinculadas a estos intrusivos es muy simple y afecta al plutonismo
hipabisal pre-Valanginiano de naturaleza diorítica. Se tiene entonces, la coexistencia de
alteración SCC (sericite-chlorite-clay) y argílica en los intrusivos tonalíticos, alteración
SCC en la microadamelita en el sector NE del proyecto, así como alteración cuarzosericítica
en microdioritas y alteraciones SCC-silícica en el microgranito y
microgranodiorita de la zona de la mina El Rey. La alteración SCC es extensiva a la
microdiorita del complejo vulcano-plutónico en la zona de la mina El Cuervo, la que
está bordeada por una franja de alteración propílica, que gradúa a una leve
propilitización regional al sur, lejos de la zona de mineralización, en donde suele
coexistir con un enjambre de diques tonalíticos no mineralizados, que muestran leve
alteración argílica con escasa epidota (figura 53).
El establecimiento del modelo de alteración hidrotermal, constituye esencialmente el
objetivo del presente capítulo. La distribución de las distintas paragénesis que
determinan la conformación de las diversas zonas de alteración hipogénica, son el reflejo
cualitativo de la evolución físico-química del sistema hidrotermal. Esta expresión
mineralógica se ha definido con sumo detalle en los estudios petrográficos que,
juntamente con otros datos químicos y mineralógicos que se aportan en el presente
capítulo, representan la base fundamental en que se sustenta la arquitectura del modelo
de mineralización. Este esquema será la base para la integración del conjunto de
metalotectones que se presentarán en la parte final de la presente disertación.
84

85
Figura 53.- Mapa geológico y de alteración hidrotermal del pórfido de cobre de Tiámaro.

En el intervalo 205-227 metros se reconoce en las zonas intensamente cloritizadas,
abundante pirita diseminada y vetillas aisladas hasta de 1 centímetro de cuarzocalcopirita>>pirita,
hasta de 0.5 centímetros de cuarzo-calcita-calcopirita y pirita y
vetillas desde varios milímetros hasta 1 centímetro de cuarzo-pirita-calcopirita-calcita;
son comunes igualmente, cristales de varios milímetros de calcopirita con cuarzo y
cristales aislados de bornita y pirita en la matriz clorítica. También ocurren escasas
vetillas de cuarzo microcristalino, calcita y pirita cristalina fina. Aún en las zonas de
menor cloritización existen vetillas aisladas de 1 centímetro de cuarzo-calcopirita-pirita.
En el tramo anterior, se observa al microscopio algunos intervalos con profuso
brechamiento, constituido por fragmentos angulosos a subredondeados de cuarzo
secundario de tamaño variable. En esas zonas la clorita altera principalmente la matriz
de la roca, pero a veces también aparece en forma de reemplazamientos de los
fragmentos de la brecha; la caolinita también reemplaza parcialmente la matriz de la
roca; el cuarzo constituye intercrecimientos aislados con clorita y escasa calcita más
opacos, que ocurren principalmente en los bordes de tales intercrecimientos; la calcita
también existe en vetillas que atraviesan los fragmentos angulosos de cuarzo; las vetillas
de calcita que presentan sinuosidad no presentan opacos. Los opacos ocurren
diseminados en la matriz de la brecha, frecuentemente asociados a clorita y
aparentemente algunos de ellos conforman fragmentos. Se reconocen al menos, dos
épocas de fragmentación: primero se tiene la introducción de cuarzo, luego una
fragmentación con desarrollo de clorita y quizá cuarzo-calcita y finalmente una
fragmentación con introducción de calcita. Al menos estas dos últimas fragmentaciones,
también se observan con mucha frecuencia en otras zonas de resquebrajamiento.
Fuera de las zonas de microbrechamiento, se identifican algunas reliquias de
plagioclasas reemplazadas por especularita, corrensita? y escasa clorita; también la
asociación sericita-corrensita?-opacos reemplaza casi totalmente a algunos fenocristales
de plagioclasas. La clorita es abundante en la matriz de la roca y coexiste con arcillas
(corrensita?) y cuarzo. No obstante, los reemplazos completos más comunes de los
fenocristales de plagioclasas están constituidos por sericita-caolinita y cuarzo-clorita
(escasa); los reemplazamientos parciales a totales son de sericita-cuarzo-opacos y los
exclusivamente parciales son de clorita-opacos-cuarzo, calcita-clorita (escasa)-opacos
(escasos) y sericita-caolinita; en ésta última las plagioclasas se observan también muy
limpias. El cuarzo existe en vetillas con mineralización y en finos intercrecimientos,
pero se tienen asimismo cristales más grandes con escasa clorita y opacos; en esas
cristalizaciones gruesas, suele haber pennina en proporciones de ± 20 % con
mineralización (figura 75). La matriz de la roca está reemplazada por clorita con escasos
opacos y también bordea los intercrecimientos de cuarzo secundario. Son también
frecuentes abundantes vetillas de sericita. La calcita por su parte es tardía, dado que
atraviesa las reliquias de los fenocristales de plagioclasa y las vetillas de cuarzo y
también rellena zonas de resquebrajamiento; la calcita más tardía aparece sin opacos y la
calcita que contiene mineralización presenta en sus bordes magnesita. En general, la
alteración de este intervalo equivale a la del tipo SCC coextensiva con carbonataciónsilicificación
y que invade un pequeño intervalo (226-232 metros) de rocas de naturaleza
microtonalítica.
108

Figura 75.- Clorita de formas aciculares-radiales, cerca del borde de una vetilla de cuarzo (qz) y
calcita (calc) que contiene calcopirita. Muestra 1-214.
La microdiorita culmina en un tramo argilizado (232-266 metros), que esencialmente se
define por el predominio de caolinita (figura 7 anexo 1). La roca manifiesta un color
verde claro, textura porfídica, abundante pirita diseminada y algunas zonas de
cloritización leve a intensa y raros intervalos brechados. Únicamente se observaron
vetillas delgadas a gruesas de cuarzo-pirita.
Al microscopio se constata en general, una alteración leve a moderada, en donde se
reconoce plenamente la naturaleza de la roca. Las plagioclasas manifiestan reemplazos
parciales de caolinita-opacos, caolinita-opacos-sericita (escasa), caolinita>sericita,
calcita-caolinita y por exclusivamente calcita o caolinita; ocasionalmente se reconocen
reliquias de fenocristales de plagioclasas con un núcleo clorítico bordeado de caolinitasericita
y aún son más raras las reliquias reemplazadas por opacos; en esas zonas la
argilización intensa define una textura porfírica de reliquia (figura 76). Sin embargo, en
las plagioclasas solas se tiene también escasa sericita, pero en los intercrecimientos
plagioclasa-plagioclasa se observan reemplazamientos parciales por caolinita-sericita. El
cuarzo existe en vetillas esporádicas con opacos y en intercrecimientos en toda la roca.
Escasa calcita se reconoce en finas a gruesas vetillas con algunos opacos. La clorita es
más escasa que la calcita, aparece en raras vetillas y más frecuentemente reemplaza a
muy escasos ferromagnesianos (cristales de reliquia).
Finalmente, en los últimos metros del barreno T-1 (figura 68), la roca presenta un color
crema, con textura porfídica y un stockwork abierto bien definido de cuarzo-pirita. La
roca es de conspicua naturaleza microgranodiorítica. Al microscopio se comprueba este
carácter, además de manifestar una débil alteración hidrotermal, que esencialmente
consiste de reemplazos parciales de las plagioclasas por calcita y caolinita-sericita, para
definir una leve alteración arcillosa (figura 77).
109
qz
calc
300 µm

4.4. Paragénesis y zoneamiento vertical de las alteraciones hipogénicas y
mineralización.
Cuando se hizo el análisis sobre la distribución de las diversas paragénesis de la
alteración hidrotermal reconocida en las secciones de los barrenos con diamante fue
posible establecer cualitativamente, condiciones físico-químicas básicas o tendencias
sobre el comportamiento espacio-temporal del fluido que originó la mineralización. La
petrografía de las alteraciones hipogénicas permitió entonces avizorar con un alto grado
de certidumbre, no solamente la extensión vertical y lateral del cuerpo mineralizado,
sino la ubicación general del gradiente paleogeotérmico del sistema hidrotermal, así
como las trayectorias o tendencias del flujo de fluidos, a discutir en el inciso 4.6.
Asimismo, a partir de estos estudios se estableció la secuencia de las paragénesis de
alteración y mineralización que caracterizan el sistema porfírico de Tiámaro (figura 89).
Con base en la información obtenida de los barrenos con diamante y del mapeo
superficial, juntamente con los estudios petrográficos detallados, la interpretación de la
distribución vertical de las alteraciones hipogénicas, se expone en la sección de la
figura 90.
En la tonalita central se tiene el predominio de la paragénesis cuarzo-sericita-cloritacaolinita,
equivalente a la alteración SCC más interna, la que es sobreimpuesta a
profundidad por una alteración argílica en la zona de contacto con la microdiorita, a la
cual intrusiona (figura 54). No obstante, la alteración SCC reaparece en la microdiorita y
coexiste (juntamente con la alteración argílica) con un conspicuo stockwork cuprífero.
Como puede observarse en la sección del barreno T-4, la alteración SCC está en
contacto con leve propilitización a la que igualmente se le sobreimpone la alteración
argílica. Sin embargo, se constata que la propilitización formaliza a profundidad y
manifiesta mineralización cuprífera en forma de stockwork, cuando coexiste con la
silicificación. La propilitización alcanza poco desarrollo en la diorita porfídica al final
del barreno T-4. Este barreno atraviesa por tanto, el límite sur de la alteración SCC, que
es acorde con parte de la intersección centro-sur del cuerpo mineralizado (figura 90).
En contraste, la intensa mineralización cuprífera reconocida en forma de stockwork en el
barreno T-1 se encuentra esencialmente albergada en la alteración SCC externa (que
muestra carbonatación coextensiva) que se desarrolla de manera indiferente en la
microtonalita y la microdiorita. A esta alteración se le sobreimpone una alteración
argílica, que suele contener mineralización en las cercanías de su contacto con la
alteración SCC. Esta alteración arcillosa al formalizar a profundidad se vuelve estéril y
es muy patente en la microdiorita y microgranodiorita en la parte final del barreno T-1
(figura 68). Es evidente que dicho barreno se desarrolló en la parte sur-occidental del
cuerpo mineralizado, en donde es manifiesto en términos generales, la interesante
transición entre la alteración SCC y una alteración argílica (figura 90).
126

forma abundante en vetillas con carbonatos; en esta zona la clorita a menudo se asocia
con la mineralización. En la zona SCC externa contenida en los cuerpos hipabisales, este
mineral ocurre en vetillas ocasionalmente en coexistencia con calcita, a veces en formas
esferulíticas incluidas en vetillas de cuarzo o en intercrecimientos con este mineral;
también se presenta en bordes a lo largo de las vetillas de cuarzo, en nódulos
diseminados, en forma de reemplazos pervasivos de los ferromagnesianos y en
reemplazos totales de la matriz de la roca. En la zona propílica, la clorita es abundante y
se presenta principalmente en intersticios, en vetillas o en cristalizaciones aisladas donde
esta alteración adquiere carácter moderado a pervasivo; también se presenta en vetillas
de cuarzo e intercrecida con él, en las zonas en donde coexiste la silicificación. En la
zona argílica, principalmente la del borde occidental del pórfido de cobre se reconocen
zonas cloritizadas, esencialmente en las rocas andesíticas y dacíticas; la clorita en las
rocas dacíticas se presenta en los intersticios de la roca, en los bordes de las vetillas con
opacos, en reemplazos pervasivos de los ferromagnesianos y en vetillas acompañada de
sericita y caolinita.
Como puede comprobarse en la figura 54, la sección del barreno T-4 atraviesa los
principales tipos de alteración identificados en el sistema de Tiámaro, además de que
reconoce el cuerpo tonalítico central. Se analizaron en microsonda, las cloritas de las
muestras 4-12, 4-18, 4-27 y 4-83, provenientes de la zona SCC más interna contenida en
la tonalita porfídica central. Asimismo, las muestras 4-161 y 4-232, contienen clorita de
la zona propílica más somera y de la zona propílica pervasiva respectivamente, que se
desarrolla en la microdiorita; la clorita de la muestra 4-349 proviene de la diorita
porfídica que manifiesta leve alteración propílica. En la zona SCC externa que arma en
la microdiorita entre los 205 y 232 metros del barreno T-1, en una zona de
resquebrajamiento, se identificaron grandes cristales de clorita asociados a la
mineralización. En uno de esos cristales se realizó el análisis en microsonda al centro del
mismo (muestra 1-217), así como en sus bordes (clave de análisis 1-217-1). En el sector
occidental externo del cuerpo mineralizado, se identificaron zonas cloritizadas aisladas,
que coexisten con la alteración argílica, que a su vez se encuentran contenidas en rocas
de naturaleza andesítica y dacítica; se analizó la clorita asociada a pirita (muestra 2-248),
existente en las rocas dacíticas.
En general, los cristales de clorita analizados tienen una composición química
homogénea, para las diferentes zonas de alteración. De acuerdo a la clasificación de Hey
(1954), las cloritas de Tiámaro son picnocloritas o bien, clinocloro conforme a la
Asociación Internacional para el Estudio de las Arcillas (Bailey, 1980). Si se consideran
en Tiámaro, condiciones de equilibrio entre el fluido mineralizante, clorita y cuarzo es
posible estimar la temperatura de las alteraciones a partir de la composición química de
la clorita, la que asimismo se encuentra con frecuencia asociada a pirita y calcopirita.
La fórmula química de la clorita se calculó a partir de los análisis en la microsonda,
sobre la base de 14 oxígenos por unidad de fórmula (tabla 11). Para el cálculo de las
temperaturas, se utilizó la ecuación de Xie et al. (1997), quien al considerar la relación
Fe/Fe + Mg de la clorita, modificó el termómetro (Al IV ) propuesto por Cathelineau
(1988). Se determinaron entonces, temperaturas entre 304° y 353° C en la zona SCC de
la tonalita central, con un promedio de 328° C; en la zona SCC (microdioritas) se tiene
131

Mineral Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita Clorita
N° Muestra 1-217-1 1.217 4.18 4.349 4.12 4.161 4.232 4.83 4.27 2.248
SiO2 29.8153 24.3248 30.8351 30.1653 26.9409 29.319 28.31702 26.0948 26.0155 27.098
Al2O3 18.8652 18.9566 17.8868 17.8733 20.1302 18.563 18.68198 19.69505 18.4863 21.2071
TiO2 0.0698 0.0191 0.0002 0.0314 0.0417 0.0002 0.01852 0.025125 0.0086 0.0311
FeO 26.9469 31.2491 18.7952 21.093 27.1172 21.0413 23.85916 27.295475 23.8941 26.9215
MnO 0.7054 0.5869 0.9512 2.2688 1.0019 0.9619 1.15414 0.991025 1.4772 0.8981
MgO 15.2954 9.448 21.0827 18.346 12.5751 18.1149 15.91334 12.2268 13.6655 13.2186
CaO 0.1196 0.1179 0.0954 0.082 0.0213 0.0363 0.07058 0.076425 0.0745 0.092
Cr2O3 0.0002 0.0026 0.0002 0.0002 0.0072 0.0002 0.00208 0.005 0.0002 0.01
NiO 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Na2O 0.0003 0.0242 0.0084 0.0003 0.0434 0.0003 0.01532 0.03245 0.0095 0.0527
K2O 0.0396 0.0267 0.0144 0.0076 0.0492 0.0329 0.02616 0.022925 0.0146 0.0012
TOTAL 91.8577 84.7559 89.6696 89.8679 87.9281 88.07 88.0583 86.465075 83.646 89.5303
T°C 269.81 353.98 304.77 289.52 338.32 314.75 319.66 353.28 346.87 374.40
Si 5.998542858 5.534020965 6.107688906 6.077536231 5.718767391 5.995365916 5.897236056 5.660900482 5.761727757 5.625573513
AlIV 2.001457142 2.465979035 1.892311094 1.922463769 2.281232609 2.004634084 2.102763944 2.339099518 2.238272243 2.374426487
Z 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8
AlVI 2.471839241 2.616921902 2.28333685 2.32162374 2.754910926 2.469143439 2.482702767 2.696466714 2.587093434 2.81441648
Cr 3.18138E-05 0.000467675 3.13214E-05 3.18588E-05 0.001208375 3.23352E-05 0.000342486 0.000857592 3.50211E-05 0.001641378
Fe 4.53393199 5.945503564 3.113422836 3.554003641 4.813874729 3.598311175 4.155427622 4.952013408 4.425586582 4.673996985
Ni 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0
Mg 4.586740395 3.203820273 6.224357298 5.50932047 3.978675487 5.52127299 4.939682611 3.953494094 4.511103816 4.090268008
Mn 0.120207452 0.113095411 0.159585248 0.387173366 0.180137471 0.166604151 0.203586423 0.182098141 0.277108093 0.157922356
Ti 0.010560546 0.003267753 2.97911E-05 0.004757447 0.006656574 3.07554E-05 0.002900456 0.00409885 0.001432331 0.00485528
Y 11.72331144 11.88307658 11.78076334 11.77691052 11.73546356 11.75539485 11.78464236 11.7890288 11.80235928 11.74310049
Ca 0.025780956 0.028738665 0.020246091 0.017700887 0.004844302 0.007953063 0.01574867 0.017763488 0.017678202 0.020463441
Na 0.000117025 0.010674731 0.003225974 0.00011719 0.017862001 0.000118943 0.006185998 0.013648857 0.00407938 0.021212421
K 0.010163184 0.007748735 0.003638497 0.001953267 0.013322431 0.008582039 0.006949711 0.006344084 0.004124786 0.000317789
X 0.036061166 0.047162131 0.027110563 0.019771344 0.036028734 0.016654045 0.028884379 0.03775643 0.025882369 0.04199365
XYZ 19.7593726 19.93023871 19.80787391 19.79668187 19.7714923 19.77204889 19.81352674 19.82678523 19.82824165 19.78509414
XFe 0.497105016 0.649829831 0.333422162 0.39213026 0.54749471 0.394569655 0.4568859 0.556061898 0.495215386 0.53330165
Tabla 11. Análisis de microsonda, fórmula estructural de 9 muestras de clorita y temperaturas obtenidas. Muestras 4-12, 4-18, 4-27 y
4-83 provienen de la zona SCC de la tonalita central; muestras 4-161 y 4-232 corresponden con cloritas de la zona propílica en
microdiorita, muestra 4-349 de la zona de leve propilitización en la diorita porfídica, muestra 1-217 de la zona SCC externa en
microdiorita y la muestra 2-248 se colectó de la zona de alteración argílica en rocas volcánicas. XFe = Fe/(Fe + Mg)
que divergen de la intrusión central. Es frecuente asimismo, flujo subordinado
convergente cuando se tiene la participación de agua meteórica en el circuito geotérmico
(Cathles, 1977; Henley y McNabb, 1978; Hedenquist y Lowestern, 1994; Hedenquist,
1995; Bodnar, 1995; Sillitoe, 1995; Arribas, 1995; Shinohara y Hedenquist, 1997).
El estudio de la movilidad de los elementos mayores en las zonas de alteración
hidrotermal, puede constituir otra evidencia importante, para establecer las trayectorias
del flujo de fluidos en sistemas hidrotermales fósiles (van Ruitenbeek et al., 2005). En
Tiámaro se colectaron muestras de las diversas zonas de alteración hidrotermal para
133

5.2. Método y procedimiento de estudio.
Como parte importante de las actividades consideradas en el logueo de los núcleos de
los barrenos con diamante se hizo una descripción detallada de las vetas y vetillas
estériles y mineralizadas (stockwork), con el fin de reconocer los diferentes tipos de
cuarzo y establecer en lo posible, las relaciones de intersección entre los diversos
grupos de vetillas. Asimismo, estas descripciones y determinaciones pudieron ser
completadas y afinadas, a partir de las observaciones que se realizaron durante el
estudio de la petrografía de las alteraciones hipogénicas. Como resultado de este trabajo
previo de campo y laboratorio, que incluyó la recolección y estudio de muestras
también de carácter selectivo, en obras mineras y superficie, se obtuvo una selección
rigurosa de 22 muestras; la mayor parte de ellas se distribuyeron en puntos o zonas
estratégicas, a lo largo de las secciones de los barrenos con diamante.
Se obtuvo un total de 67 secciones doblemente pulidas del cuarzo y calcita euedralsubedrales
de vetas y vetillas y principalmente, del cuarzo anedral de vetillas de menos
de 2 milímetros de espesor. Las muestras se prepararon conforme a las técnicas
tradicionales de corte, pulido y acabado, en el taller de laminación de la División de
Ingeniería en Ciencias de la Tierra de la Facultad de Ingeniería de la UNAM. Dichas
láminas espesas fueron estudiadas con detalle al microscopio, para así lograr el cuadro
petrográfico completo de las inclusiones fluidas reconocidas en el espacio lateral y
vertical hasta ahora conocido, del cuerpo mineralizado. De estas muestras se hizo
igualmente una estricta selección, basada esencialmente en la representatividad del
fenómeno hidrotermal. Las inclusiones fluidas adecuadas para los estudios
microtermométricos fueron mapeadas con meticuloso detalle a baja magnificación, con
el objeto de establecer las relaciones espacio-temporales de la población total de
inclusiones en la muestra; posteriormente estos campos fueron observados a alta
magnificación para determinar en las inclusiones las proporciones de fases a
temperatura ambiente. Así pues, en todos los casos se eligieron áreas o sectores
específicos para los estudios microtermométricos, mismos que por sus significados,
fueron removidas por cortes parciales de las secciones espesas.
Los estudios microtermométricos se realizaron en la platina térmica de manufactura
francesa tipo Chaixmeca modelo MTM 90, equipo que opera en óptimas condiciones en
el Laboratorio de Yacimientos Minerales de la Facultad de Ingeniería de la UNAM.
Antes del inicio de las determinaciones, la exactitud de las mismas fue asegurada, al
calibrar el equipo con inclusiones fluidas sintéticas; la calibración tuvo como
referencias fundamentales, el punto triple del CO2 (-56.6 °C), el punto de congelación
del agua (0.0 °C) y el punto crítico del agua (374.6 °C). La incertidumbre para las
determinaciones por calentamiento de la muestra, fue de ± 5 °C y de ± 0.3 °C, para las
mediciones a baja temperatura. Hay que tomar en consideración no obstante, que la
exactitud de los estándares utilizados, corresponden a situaciones ideales; en la práctica,
las temperaturas de los cambios de fase de las inclusiones pueden perder precisión, por
los cambios en el espesor, tamaño y forma de la muestra y básicamente, por los
tamaños generalmente pequeños de las inclusiones (5 a 30 µm), que excluyen la
posibilidad de que las determinaciones visuales tengan un alto grado de precisión.
149

Figura 108.- Inclusión del tipo III en las cercanías de una fractura cicatrizada. Esta inclusión está en el cuarzo de la fase I que se
asocia a calcopirita y mide 9 µm (muestra 4-156).
Figura 109.- Inclusión en cuarzo asociado a calcopirita de la fase I en microdiorita (alteración SCC), que muestra la eventual
variación en el grado de relleno; la inclusión mide 13 µm (muestra 4-156).
Se tiene el contraste en las inclusiones del grupo de vetillas IA, por la mayor
abundancia de inclusiones del tipo III que coexisten con las del tipo I; presentan
tamaños entre 3.7 y 9.3 µm y un valor de F predominante de 0.90. Por su parte, en el
cuarzo subedral-euedral del grupo de vetillas II (figura 110), las inclusiones son
abundantes, con trazas cuadradas, triangulares y rómbicas y tamaños que varían entre
5.6 y 11.2 µm; hacia el centro de los cristales se observan normalmente más inclusiones
del tipo III con un F = 0.70 y en coexistencia con inclusiones más ricas en gas con F ±
0.50, que incluso llegan realmente a ser del tipo IV; hacia las orillas de los cristales las
inclusiones adoptan formas rómbicas o cuadradas y un valor de F = 0.95 (tipo II).
163

Las relaciones salinidad versus temperaturas de homogenización, evidencian para el
sistema de Tiámaro, el predominio del proceso de enfriamiento como el factor
determinante en la precipitación de la mena de cobre. Es patente sin embargo, una
dilución del fluido mineralizante hacia la etapa final del proceso geotérmico, lo que
resultó en la precipitación de cantidades subordinadas de sulfuros de cobre. El
desarrollo del stockwork pirítico que bordea el límite occidental del cuerpo
mineralizado pone de manifiesto el exceso inicial de Fe en el fluido; durante el
enfriamiento, la precipitación de pirita provocó el rápido empobrecimiento de S
reducido y la consiguiente desestabilización de los complejos metálicos bisulfurosos,
con la precipitación de proporciones limitadas de calcopirita. Por otra parte, el
telescopeo de mineralización cuprífera de baja temperatura dentro del sistema porfírico,
constituye la evidencia de un rápido levantamiento combinado con acelerada erosión,
rasgos típicos que caracterizan este ambiente tectónico.
Implicaciones en la exploración.
El comportamiento espacio-temporal de la fase fluida y el significado y distribución de
las formas de las inclusiones fluidas, entre otras evidencias de naturaleza química y
mineralógica permiten establecer un modelo de mineralización centrado en la tonalita
porfídica (figura 127). En efecto, el flujo vertical principal de las soluciones
mineralizantes estuvo restringido esencialmente a esta roca, en cuyo entorno se
estableció el desarrollo de un gran circuito geotérmico convectivo. La integración de los
datos permite definir con toda certidumbre, que la barrenación con diamante ha
reconocido solamente una parte del límite suroccidental (barreno T-1) y sur (barreno T-
4) del cuerpo mineralizado. Conviene reiterar que, este último barreno únicamente
reconoce a profundidad ~97 metros de la tonalita porfídica mineralizada y con
alteración SCC, un intervalo de ~60 metros de microdiorita mineralizada con alteración
SCC y el resto del barreno (~210 metros) continúa en su mayor parte, en microdiorita
con propilitización muy bien definida, alteración que conforma el límite sur del
stockwork cuprífero. El barreno T-1 fue perforado en el bloque del bajo de una falla
postmineral con rumbo NE-SW, por lo que la mayor parte del mismo, atraviesa la zona
de transición de las alteraciones SCC-Argilización (~144 metros) y sólo reconoce ~84
metros (tramo 42 m-126 m) de microtonalita mineralizada que muestra conspicua
alteración SCC; estos rasgos manifiestan que el límite SW del stockwork está
constituido por un extenso halo de alteración argílica, en cuya zona de transición con la
alteración SCC, suelen ocurrir importantes intervalos mineralizados con alta ley de
cobre (>1%) y oro (>2000 ppb).
196

6.- LOS ISÓTOPOS DE AZUFRE, CARBONO Y OXÍGENO EN EL
YACIMIENTO DE TIÁMARO.
6.1. Introducción.
La geoquímica de los isótopos estables representa una herramienta complementaria
e indispensable, para el conocimiento detallado de numerosos procesos geológicos.
Particularmente, en el estudio de los depósitos minerales, las relaciones isotópicas
de diversos isótopos estables de elementos como S, C, O e H, constituyen
verdaderos metalotectones que revelan valiosa información sobre los procesos de
fuente → transporte → depósito y que asimismo representan la base fundamental
para confeccionar con mayor precisión, los modelos de génesis de yacimientos
minerales. Como se sabe, el desarrollo de estos modelos ha desempeñado un
importante papel en el descubrimiento de ciertos tipos de depósitos, como resultado
de la manifestación de potenciales metálicos, de las tendencias de flujo de fluidos
hidrotermales, del comportamiento de temperaturas de depósito, entre otros rasgos y
procesos, que pueden ser definidos por características huellas isotópicas. Por su
importancia e implicaciones se dará especial énfasis a los isótopos de azufre.
Particularmente, el conocimiento de la fuente del azufre en los pórfidos de cobre,
proporciona información adicional valiosa sobre transferencia de masa y el
comportamiento espacio-temporal del sistema. Los isótopos de azufre aportan
también información sobre el estado de oxidación del sistema, ya que la transición
entre sulfato (S +6 ) y sulfuro (S -2 ) ocurre en condiciones comunes en numerosos
depósitos hidrotermales.
Los primeros datos de los isótopos de azufre en los pórfidos de cobre fueron
interpretados en el sentido de sugerir una fuente del manto, con valores muy
homogéneos, cerca de δ 34 S = 0‰ para los sulfuros. Estudios posteriores (Sakai,
1968; Ohmoto, 1972, 1986 y Ohmoto y Rye, 1979) definieron un sólido marco
teórico para la interpretación del fraccionamiento isotópico, bajo condiciones en
donde intervienen distintas variables, como la temperatura, pH y el estado de óxidoreducción.
Además se demostró que los sulfuros magmáticos primarios, presentan
una composición isotópica promedio que varía de δ 34 S = 0 ± 3‰ y que la
composición isotópica de las especies de azufre que se separan del magma y que se
fijan en un fluido hidrotermal se desvían de manera significativa de este valor, en
función de las variables indicadas, esto es, de la relación SO2/H2S (estado de
oxidación), de la temperatura y también de la relación fluido/magma. El estado de
oxidación es el que determina entonces, la predominancia de la especie de azufre en
el magma.
Los pórfidos de cobre muestran una clara asociación general con los granitoides tipo
I (series de la magnetita), que presentan asociaciones mineralógicas que evidencian
condiciones de óxido-reducción cercanas al buffer SO2-H2S, lo que significa que los
fluidos generados en estas condiciones, tenderán a ser enriquecidos en δ 34 S, con
valores de más de 4‰; debido al ambiente oxidante gran parte de este azufre estuvo
presente como sulfato, con una composición isotópica muy cerca del valor anterior.
Como consecuencia del fraccionamiento entre sulfuros y sulfatos, la δ 34 S de los
sulfuros precipitados será de valor más bajo, lo que condujo a Ohmoto y Rye (1979)
a deducir que las composiciones isotópicas de los sulfuros (δ 34 S = -3 a +1‰) y
199

identificaron de las etapas I, II y III (tabla 14). La separación de cada uno de los
sulfuros (pirita y calcopirita) se llevó a cabo por concentración gravimétrica y por
separación a mano con la ayuda de una lupa binocular; la pureza de los separados
fue en todos los casos confirmada por observaciones al microscopio binocular. Se
obtuvieron asimismo fragmentos de carbonatos (principalmente de calcita), de las
macrovetillas tardías, para los análisis isotópicos de carbono y oxígeno en 14
muestras; dichos fragmentos fueron separados a mano, con el uso del campo de
magnificación de la lupa binocular; muy pocas muestras de calcita fueron obtenidas
de las vetillas de cuarzo-pirita-calcopirita, la mayor parte de éstas se colectaron de
vetillas estériles de las últimas etapas del fenómeno hidrotermal.
6.3. Isótopos de azufre.
Los datos isotópicos de azufre, que son útiles en la investigación y exploración de
los yacimientos minerales se presentan en la forma de las relaciones isotópicas o
factores de fraccionación entre minerales que coexisten y que se supone un depósito
contemporáneo, o bien, como la δ 34 S de una fase mineral. Al establecer las
relaciones isotópicas entre los minerales de un yacimiento en las condiciones de
equilibrio o desequilibrio (Ohmoto y Goldhaber, 1997) es posible establecer
contrastes en la temperatura de mineralización, en los mecanismos de generación
sea en la fuente o en el depósito, de sulfuro, sulfato y metales, entre el azufre y la
química de los metales de los fluidos mineralizantes, (como las concentraciones de
H2S y la ΣSO4 -2 respecto a la totalidad de los metales) y entre la duración y los
ritmos de los procesos de mineralización.
En lo que respecta al significado del valor de δ 34 S de un mineral, sobre todo al
definir sus variaciones espacio-temporales durante el proceso de una mineralización
magmática-hidrotermal es totalmente factible contrastar la(s) fuente(s) de azufre,
además de conocer la naturaleza litológica y la geometría del sistema
paleohidrogeológico.
Asimismo, en la investigación del origen de los yacimientos minerales, las
aplicaciones de los isótopos de azufre cobran relevancia, al analizar la extensión y
posición del conjunto de valores de la δ 34 S de tipos específicos de yacimientos,
asociados a la evolución metalogénica de diversas regiones mineralizadas en el
mundo.
Composición isotópica de las fases sulfurosas.
En general, las variaciones en los valores de la δ 34 S de pirita y/o calcopirita, no
muestran cambios sistemáticos o notables con la profundidad a la que fueron
colectadas las muestras en los barrenos con diamante. El conjunto de datos se indica
en la tabla 14.
En el esquema comparativo de los valores de la delta 34 S de sulfuros y sulfatos de
importantes pórfidos de cobre en el mundo (figura 128), se comprueba que la delta
de los sulfuros del pórfido de cobre de Tiámaro manifiesta un rango estrecho,
similar al de los pórfidos cupríferos emplazados en arcos de islas muy jóvenes (por
ejemplo, Lepanto Far Southeast, Filipinas).
201

espacio de un pórfido cuprífero revelan las condiciones de equilibrio en el sistema;
esto es, el sistema alcanza el equilibrio cuando la δ 34 S de los sulfuros cambia
206
Figura 130. Distribución de los valores de la δ 34 S de pirita y calcopirita en los barrenos con diamante y a través de las diversas zonas de alteración hidrotermal en el pórfido de cobre de Tiámaro.
Abreviaciones adjuntas al valor isotópico: pi=pirita; cp=calcopirita.

de valores negativos a cero y la de los sulfatos es mucho mayor que cero.
En Tiámaro, la recolección de muestras que fuesen representativas de la asociación
cogenética pirita-calcopirita en el espacio reconocido por los barrenos de diamante
fue en muchos casos verdaderamente difícil debido a la frecuente y continua
expresión del stockwork en forma de microvetillas. De los pares pirita-calcopirita
que pudieron colectarse con toda certidumbre se obtuvieron temperaturas isotópicas
con el empleo de la ecuación de Ohmoto y Rye (1979). Una temperatura de 951º C
fue obtenida de un par pirita-calcopirita colectado del stockwork de la mina El Rey,
lo que significa una temperatura muy alta al compararse con las temperaturas
obtenidas de las inclusiones fluidas en el cuarzo de la misma etapa (200-325ºC),
reconocido en las partes más someras del barreno T-1 (tabla 14). Este dato contrasta
con la temperatura de 214º C obtenida del mismo par, que fue colectado en una zona
de alta ley de Cu-Au en la parte externa de la alteración SCC y que está muy de
acuerdo con los datos de inclusiones fluidas; no obstante, en vetillas más tardías en
la vecindad de esta zona (par pirita-calcopirita de las muestras 161-161A), se obtuvo
una temperatura isotópica irreal de 528º C, comparada con las temperaturas
isotópicas obtenidas de muestras vecinas (pares de las muestras 154-154A y 185-
185A), mismas que muestran valores muy cercanos a los obtenidos por
microtermometría. Estos datos parecen sugerir condiciones de desequilibrio
isotópico asociadas principalmente, a la evolución temprana del stockwork cuprífero
(alteración SCC); no obstante, las tendencias generales de las temperaturas
isotópicas y su comparación con las temperaturas de homogenización, evidencian
que el sistema alcanzó el equilibrio (zona externa de la alteración SCC),
consecuencia natural del proceso de enfriamiento.
Hacia el borde sureste del cuerpo mineralizado, en la principal zona de filones
subordinados y contenidos en el stockwork, el que se desarrolla en alteración
cuarzo-sericítica de microdiorita (barreno T-3) se obtuvo una temperatura isotópica
de 477º C que, por comparación de los datos y naturaleza de las inclusiones fluidas,
se consideró como el valor geotermométrico alternativo en la definición de la
isócora de la figura 126 (capítulo 5), dado que la Th representa la temperatura
mínima de atrapamiento; asimismo, en los filones de las partes externas de este
abrimiento principal, la temperatura isotópica obtenida (367º C) es cercana a la
máxima Th determinada (324º C), lo que también atestigua el alcance del equilibrio
isotópico durante la declinación o colapso de las isotermas.
En el halo de alteración argílica que encajona la zona occidental del stockwork
(barreno T-2), a partir del mismo par mineralógico se calculó una temperatura
anormal de 593º C (muestras 2-144, 2-144A) en vetillas que arman en una brecha
volcánica con carbonatación-argilización, la que contrasta con la temperatura
isotópica más real, de 151º C obtenida de vetillas tardías (muestras 2-144, 2-144A),
encajonadas en la misma roca y con el mismo estilo de alteración. Este contraste
pudiera manifestar desequilibrio isotópico en la fase temprana, cuando el fluido
mineralizante experimentó al menos, un brusco cambio de presión, como respuesta a
la alta permeabilidad secundaria de la roca. Sin embargo, la baja temperatura
isotópica de las vetillas tardías, permite reforzar la hipótesis de que el sistema pudo
finalmente alcanzar el equilibrio. Efectivamente, la temperatura de 169º C obtenida
del par pirita-calcopirita (muestras 2-248 y 248A) en vetillas que se encuentran
incluidas en rocas de naturaleza dacítica con argilización, en las zonas más externas
207

del sistema hace posible confirmar esta suposición, ya que dicha temperatura se
encuentra muy cerca de la obtenida a partir de las inclusiones fluidas primarias
(180º C).
Fuente del azufre.
El origen del azufre en los sistemas tipo pórfido de cobre, constituye uno de los
temas de gran controversia en el ámbito de la investigación metalogénica moderna.
Las fuentes del azufre y cobre que con mayor frecuencia se han propuesto son los
magmas félsicos y las rocas circundantes que no guardan ninguna relación con el
magmatismo (Hattori y Keith, 2001). Esta última propuesta parece ser favorecida en
algunos casos, a partir de las evidencias otorgadas por los isótopos de hidrógeno y
oxígeno, mientras que la primera posibilidad se apoya en la estrecha asociación de la
mena con intrusiones félsicas, consecuencia de la separación de un fluido
enriquecido en cobre desde una fusión de esta naturaleza (Candela y Holland, 1984;
Williams et al., 1995). Este origen magmático tuvo (y ha tenido) gran aceptación
por considerable tiempo, en virtud de presentar valores en su delta muy
homogéneos, cerca de 0‰ para los sulfuros de numerosos pórfidos cupríferos (Field
y Gustafson, 1976). Sin embargo, esta génesis es discutible debido
fundamentalmente al pequeño tamaño de las intrusiones félsicas cuyo volumen por
un lado, podría ser suficiente para aportar la cantidad de cobre indispensable para
formar un depósito porfírico (Cline y Bodnar, 1991; Dilles y Profett, 1995), pero por
el otro, es definitivamente insuficiente para aportar la cantidad de azufre necesaria
para originar un yacimiento de este tipo (Hattori y Keith, 2001).
Los primeros datos de los isótopos de azufre en los pórfidos de cobre fueron
interpretados en el sentido de sugerir una fuente mantálica, con valores muy
homogéneos, cerca de 0‰ para los sulfuros (figura 128). En estudios posteriores
(Sakai, 1968; Ohmoto, 1972, 1986 y Ohmoto y Rye, 1979) se demostró que los
sulfuros magmáticos primarios, presentan una composición isotópica promedio que
varía de 0 ± 3‰ y que la composición isotópica de las especies de azufre que se
separan del magma y que se fijan en un fluido hidrotermal se desvían de manera
significativa de este valor, en función esencialmente de la relación SO2/H2S (estado
de oxidación), de la temperatura y también de la relación fluido/magma. El estado
de oxidación es precisamente lo que determina la predominancia de la especie de
azufre en el magma (Hedenquist y Richards, 1998). Los fluidos hidrotermales que
se derivan del magma tienen valores en su δ 34 S entre -3‰ y +7‰ (Ohmoto y Rye,
1979; Ohmoto, 1986). Por su parte, los sulfuros que se originan de fluidos en
equilibrio con un magma oxidado, presentan un rango típico en su delta 34 de -10‰
a +10‰ (Ohmoto y Rye, 1979). Este intervalo coincide aproximadamente con los
rangos en la misma delta observados de numerosas muestras de sulfuros de los
pórfidos de cobre que presentan potencial metálico contrastante.
Los valores en la δ 34 S de los sulfuros, por lo general reflejan la composición
promedio de las soluciones hidrotermales mineralizantes (Ohmoto, 1972). En
Tiámaro los datos isotópicos de pirita y calcopirita presentan en la zona
mineralizada (barrenos T-1 y T-4), un rango en el valor de delta entre -1.7 y +0.9
para la etapa I, de -0.5 y +1.6 para la etapa II y de +0.2 y +4.0 para la etapa III;
mineralización en vetas en la vecindad del borde sur del yacimiento (barreno T-3)
presentan un intervalo de -0.8 a +1.9 (etapa II) y de +0.6 a +3.3 (etapa III) en el halo
208

pirítico; en el borde occidental del cuerpo porfírico (barreno T-2), se tienen valores
de +1.7 y +2.5 (etapa II) en el stockwork pirítico, de +0.2 a +1.1 (etapa II) en las
rocas volcánicas circundantes y de -0.4 a +3.2 (etapa III) en el halo pirítico, también
contenido en su mayor parte, en rocas volcánicas. El valor promedio para la δ 34 S de
pirita y calcopirita en Tiámaro es de ~ +1.5. Como puede constatarse, este dato
además de todos los intervalos indicados en la δ de las diferentes etapas de
mineralización, evidencian una fuente magmática para el azufre y por ende del
cobre, conforme al rango considerado para este reservorio (Ohmoto y Rye, 1979).
No obstante, se observa que hacia las zonas externas del sistema, los valores de delta
se hacen más positivos hasta +4.0 en la zona de débil propilitización, lo que puede
sugerir una cierta y cada vez mayor contribución de azufre marino, como
consecuencia de la declinación del sistema magmático-hidrotermal.
6.4. Isótopos de carbono y oxígeno (en los carbonatos).
La isotopía del carbono en la investigación de los yacimientos minerales ha tenido
en general poca aplicación, ya que las ocurrencias de los carbonatos están
predominantemente restringida a los depósitos de sulfuros. Los carbonatos en estos
yacimientos, normalmente se presentan en una o dos fases y con mucha frecuencia
son fases más tardías que los sulfuros; además, ambos tipos de minerales se
pudieron haber originado de fluidos de fuentes distintas. La abundancia de 13 C en
distintos ambientes geológicos y yacimientos hidrotermales se muestra en la figura
131.
Figura 131. Distribuciones de la δ 13 C en los diversos ambientes geológicos y yacimientos hidrotermales (de Field y Fifarek,
1985).
209

Fuente del carbono.
Las relaciones experimentales sobre la solubilidad del CO2 en fusiones basálticas
comprueban que los iones CO3 2- comúnmente enlazados con cationes de Mg, Ca y
Na, constituyen las fases predominantes de carbono en las fusiones silicatadas.
Asimismo, los datos químicos e isotópicos evidencian que mucho del carbono
inicial de los magmas basálticos ha sido desgasificado como CO2, durante la
formación de la corteza oceánica y la corteza superior. Los factores de
fraccionamiento en el equilibrio isotópico entre CO2 y una fusión silicatada varía
entre +3‰ y ±1‰ (Ohmoto y Goldhaber, 1997). Asimismo, en los magmas tipo I,
el CO2 constituye la principal fase acuosa de carbono. El factor de fraccionamiento
entre CO2 gas y los carbonatos en una fusión silicatada es de aproximadamente 3‰,
por lo que los valores de la δ 13 CΣC de los fluidos magmáticos que se generan de
estos magmas es de alrededor 3‰ más alto que el de las rocas ígneas coexistentes.
En los yacimientos hidrotermales, el carbono existe en los carbonatos de calcio,
fierro y magnesio, así como en el CO2 y CH4 en las inclusiones fluidas. El carbono
en los fluidos hidrotermales puede provenir principalmente, de los carbonatos
marinos cuya δ 13 C es aproximadamente 0‰, de los magmas profundos con una δ 13 C
≈ -7‰ y de fuentes orgánicas (δ 13 C ≈ -25‰). La concentración de las diversas
especies de carbono en una solución hidrotermal, depende de la temperatura,
fugacidad del oxígeno, pH y de la fuerza iónica del fluido (Ohmoto y Goldhaber,
1997). Es evidente que pequeños cambios en las proporciones de las especies de
carbono en solución provocarán cambios en su composición isotópica y en la de los
carbonatos precipitados, es decir, la composición isotópica del carbono en los
carbonatos de origen hidrotermal estará en función de la δ 13 C del carbono total en el
fluido (ΣC).
Las composiciones isotópicas del carbono en la corteza terrestre y el manto superior
muestran intervalos verdaderamente distintivos. El carbono mantálico tiene valores
en la δ 13 CVPDB que varían de -5 a -10 ‰; este valor muestra empobrecimiento con
respecto a los carbonatos de origen marino, los que tienen valores de -3 a +3 ‰. Sin
embargo, ambos carbonos (magmático y marino) están significativamente
enriquecidos en 13 C con respecto a la materia orgánica, al igual que la contenida en
rocas sedimentarias.
Los rangos en la δ 13 CVPDB observados en las dos etapas de calcita sugieren un
carbono de origen magmático, que están además muy de acuerdo con el intervalo de
los valores de la delta 13 C, para la calcita hidrotermal generada en el ambiente
porfírico (figura 132). El notorio empobrecimiento observado en la δ 13 C de la calcita
tardía de la alteración propílica, así como su enriquecimiento en la δ 18 OVSMOW puede
evidenciar la introducción de carbono reducido por fluidos de origen externo que
interactuaron con las rocas sedimentarias circundantes, condición que prevaleció
como la consecuencia natural del colapso térmico del sistema.
211

Figura 133. Rangos en los tenores de la δ 34 S de los sulfuros versus contenido de cobre en millones de toneladas (Mt), en
importantes pórfidos de cobre originados en diversos ambientes geológicos y en distintas épocas metalogénicas. Los
yacimientos son: Bingham (Bt) en Utah con 30.1 Mt de Cu; Butte (Bt) en Montana con 17.7 Mt ; El Salvador (El-Sv) en Chile
con 12.21 Mt; Chino (Ch) en Nuevo México con 8.72 Mt; Yerington (Yr) en Nevada con 6.67 Mt; Bisbee (Bis) en Arizona
con 5.58 Mt; Lepanto Far Southeast (Lp) en Filipinas con 5.48 Mt; Ajo (Aj) en Arizona con 4.28 Mt; Tiámaro con 3.75 Mt;
Frieda River (Fr) en Papua, Nueva Guinea con 3.57 Mt; Valley Copper (VC) en Columbia Británica con 2.86 Mt; Panguna
(Pang) en Papua, Nueva Guinea con 2.76 Mt; Tintic (Tin) en UTA con 1.65 Mt; Galore Creek (GC) en Columbia Británica
con 1.20 Mt; Globe-Miami (GM) en Arizona con 1.06 Mt y Hillsboro (Hb) en Nuevo México con 0.21 Mt de Cu. (Modificado
de Hattori y Keith, 2001; el tonelaje para Tiámaro fue obtenido de Garza-González et al., 2006).
En general, se observa pequeña variación en los valores de δ 34 S de los sulfuros
(pirita y calcopirita) para las etapas de mineralización, en donde fue posible obtener
muestras para análisis isotópicos confiables. Sin embargo, acorde con el modelo
centrado en la tonalita porfídica es manifiesta una correlación espacial entre la
composición isotópica del azufre y la distribución de las alteraciones hidrotermales.
Así la delta de la calcopirita es de 0.0 en la zona de alteración SCC que circunda a la
tonalita pórfidica; el azufre en este mineral al igual que en la pirita se vuelve más
pesado desde la zona propílica mineralizada (cp = +0.2 y +0.7), hacia su límite
externo (cp = +1.1 y +1.6; pi = +1.3 y +1.9), hasta la zona más externa con débil
propilitización (pi = +4.0). En la zona externa de la alteración SCC, el
comportamiento es similar, con valores en la delta de la calcopirita de la etapa
principal de la mineralización cuprífera de 0.0, -0.5, -0.1 y de -1.7 en la zona
argílica de menor temperatura, con azufre de la pirita igualmente más ligero (+0.2);
los valores de la delta en calcopirita y pirita son más pesados hacia la superficie (cp
= +0.6) y hacia las zonas externas (cp entre +0.7 y +1.7; pi = +0.3 y +1.4), para así
tener un valor más pesado (+2.7) en la pirita de la zona argílica en la
microgranodiorita. En las zonas argílica y cuarzo-sericítica, que bordean la parte
occidental y el límite SE de la mineralización porfídica se comprueba asimismo, el
carácter cada vez más pesado del azufre con la profundidad (principalmente en la
213

clorita → sericita → caolinita. Desde el punto de vista de la mineralización, la
alteración SCC es la más importante y define un caparazón hidrolítico que cubre a la
alteración potásica y posiblemente muestre a relativamente poca profundidad del
perfil del terreno actual, una importante zona de traslape con esta alteración.
La distribución espacio-temporal de las paragénesis de alteración-mineralización y
la geoquímica de elementos mayores en las zonas de alteración hidrotermal, además
de la cristaloquímica de las cloritas, indican que el sistema estuvo básicamente,
sujeto al proceso de enfriamiento, con cierta dilución del fluido magmático como
consecuencia del colapso del sistema. La evolución térmica de dicho sistema explica
en esencia, el proceso de mineralización porfírica; así pues, las principales fases de
cobre forman parte de las paragénesis reconocidas en las alteraciones SCC. Estos
metalotectones revelan además, un sistema centrado en la tonalita porfídica y una
trayectoria del fluido mineralizante que estuvo inicialmente controlada por un flujo
vertical de mayor temperatura relacionado a esta roca; asimismo, las direcciones del
flujo del fluido hacia las zonas más someras y de menor temperatura, implicó el
desarrollo de un típico modelo de circuito geotérmico convectivo, que le imprimen
un carácter conservado al sistema tipo pórfido de cobre de Tiámaro.
En el contexto del enfriamiento progresivo de la solución hidrotermal, aunado a un
decrecimiento del pH se propusieron las evoluciones mineralógicas deducidas de los
estados temprano y retrógrado del proceso de alteración hidrotermal. La naturaleza y
distribución de las alteraciones hipogénicas en el pórfido de cobre de Tiámaro,
presentan gran similitud con el esquema de alteración y mineralización observado
en las zonas superiores de los pórfidos cupríferos del pacífico SW.
En las rocas del batolito de Tuzantla y en los intrusivos mineralizados de Tiámaro,
se tienen conspicuas evidencias petrográficas, mineralógicas y geoquímicas, que
revelan la exsolución desde el magma de enormes volúmenes de fluidos acuosos,
directamente vinculados a los procesos resultantes del transporte y depósito de
cobre-oro. Las manifestaciones esenciales de estos mecanismos, corresponden con
el desarrollo de las zonas de alteración hidrotermal, aunado al extenso traslape en
espacio, de una etapa cuprífera de baja temperatura con la mineralización tipo
pórfido. Las relaciones experimentales que relacionan la salinidad primigenia con la
presión de cristalización del magma, juntamente con el significado de los datos
microtermométricos conducen a proponer la evolución de la salinidad del sistema
con el avance de la cristalización magmática; es decir, el fluido magmáticohidrotermal
experimentó el cambio en espacio-tiempo de una fase fluida hipersalina
temprana, a una de baja salinidad y de menor temperatura.
La mineralización tipo pórfido en Tiámaro se relaciona a la tonalita porfídica y a
otras rocas hipabisales circundantes y cogenéticas. Muy probablemente, el ascenso
de los fluidos exsueltos del magma padre estuvo determinado por un apófisis del
batolito de Tuzantla, cuya expresión somera lo constituye el sistema de diques y
fracturas mineralizadas, filiación que es acorde con el modelo concéntrico de
alteración y mineralización en torno a la tonalita porfídica.
El desarrollo del brechamiento hasta el momento identificado en las márgenes del
depósito, constituye también la evidencia directa de rápida exsolución de volátiles,
durante el retroceso del límite dúctil-quebradizo, así como del progreso en la
218

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Montmorillonita 15 A
Caolinita
Figura 1.- Difractograma de la fracción arcillosa de la alteración reconocida en el afloramiento de la tonalita central.
Figura 2.- Difractograma que revela la presencia de yeso, en un tramo argílico que traslapa la zona propilítica.

Smectita ?
Caolinita
Figura 3.- Difractograma que identifica las arcillas en la zona mineralizada en alteración SCC. Muestra 1-91.
Caolinita
Caolinita
Figura 4.- Difractograma que indica la presencia de caolinita en una
de las zonas argílicas del barreno T-1. Muestra 1-128.
qz