Libro de Alteraciones Hidrotermales

Alteraciones Hidrotermales E.P.I.G.

PRIMERA UNIDAD DE APRENDIZAJE

CAPITULO I: INTRODUCCIÓN1.1. GENERALIDADES

La alteración hidrotermal es un proceso muy complejo que involucra cambios mineralógicos, químicos y texturales, resultado de la interacción de fluidos de aguas calientes con las rocas cincundantes que les permiten el paso, bajo ciertas condiciones fisico-químicas. La alteración puede ocurrir en condiciones magmáticas subsólidas debido a la acción e infiltración de fluidos supercríticos al interior de la masa rocosa. Con una baja presión y temperatura, la exsolución de las fases acuosas y gaseosas constituye las soluciones hidrotermales y actúan sobre las rocas circundantes, produciendo cambios como resultado del desequilibrio producido por el H+ y OH- y otros constituyentes volátiles como el B, CO2 y F.

En esencia, los fluidos hidrotermales atacan químicamente a los constituyentes minerales de la roca caja, con tendencia a un re-equilibrio, formando nuevos ensambles mineralógicos que estén en equilibrio con las nuevas condiciones. Este proceso es una forma de Metasomatismo. Por ejemplo, el cambio de los componentes químicos entre los fluidos y la roca caja. Sin embargo es posible que los fluidos envueltos cambien su composición como resultado de esa interacción con la roca caja. Los principales factores que controlan los procesos de alteración son: 1) la naturaleza de la roca caja; 2) la composición de los fluidos; 3) concentración, actividad y potencial químico de los fluidos componentes, como son H+, CO2, O2, K+, S2, etc., también llamados operadores por Rose y Burt (1979), Hemley y Ellis (1983), ellos creen que los productos de alteración en los sistemas epitermales no dependen mucho de la composición de la roca caja, siendo más importante la permeabilidad, temperatura y composición de los fluidos. Ellos citan por ejemplo, que en un rango de temperatura entre 250º a 280°C, similares ensambles mineralógicos (Cuarzo, Albita, Feldespato-K, Epidota, Illita, Calcita, Pirita), son formados en los basaltos, areniscas, riolitas y andesitas. Esa asociación (ensamble) de minerales de alteración se ha producido en el rango de temperatura de 250º-280ºC. Otros autores, sin embargo, dan énfasis al rol fundamental determinado por la naturaleza y composición de la roca caja en los procesos de alteración hidrotermal, particularmente en los sistemas porfiríticos.

La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado primero a ópalo, smectita, calcita o zeolita y luego a minerales de arcilla.

En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidad a la alteración de los minerales, a saber:

Olivino > magnetita > hiperstena > hornblenda > biotita = plagioclasaEl cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperaturas de 300ºC,

pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primarios.

El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de estancados en

Ing. Miguel Yanarico Apaza 1


los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente.

Los nombres y terminologías de rocas alteradas en la historia geológica son confusos. En el pasado las rocas alteradas eran subdivididas y denominadas en base de sus minerales indicativos particulares y contenidos, o de sus ensambles mineralógicos distintivos. Ejemplos de estos usos incluyen alteraciones cloríticas, hematíticas y sericíticas basados en minerales indicativos, y alteraciones argílica, greissen y propilítica basadas en ensamblajes de minerales, es decir, caolinita-cuarzo-alunita, moscovita-cuarzo-topacio-albita, y clorita-albita-epidota-carbonato-esmectita, respectivamente.

La terminología de rocas alteradas, a diferencia de los procesos de alteración, es confusa, porque los nombres de los procesos de alteración se usan generalmente para nombrar a los productos, que son las rocas y cuerpos de rocas, que resultan de estos procesos. Los nombres de procesos que se usan ampliamente hoy, en artículos geológicos incluyen silicificación, serpentinización, silicación (alteración de skarn), etc.

En conclusión: las alteraciones hidrotermales son procesos geológicos producidos en rocas o cuerpos de rocas por soluciones hidrotermales, que en base a los minerales originados metasomáticamente y característicos de cada tipo o subtipo toman diferentes denominaciones en el lenguaje geológico, sobre todo, económico.

1.2. MAGMAEs un fluido natural muy complejo que comprende la materia rocosa que se halla en el interior de

la Tierra, en estado fundido a temperaturas del orden de 700°C, con presiones elevadas y con contenido de grandes cantidades de agua, en cuya composición se encuentran casi todos los elementos químicos conocidos. El agua y los compuestos volátiles permanecen incorporados a la mezcla fundida debido a las presiones elevadas.

El magma es el material parental ("roca fundida") de donde se derivan las rocas ígneas. Este material se forma a una profundidad considerable de la superficie de la tierra y si encuentra un "conducto" para llegar a dicha superficie, se puede presentar como flujo de lava o un volcán, formando rocas ígneas extrusivas o volcánicas. Si no consigue abrirse paso hacia la superficie y se enfría a profundidad dentro de la corteza, forma cuerpos grandes de rocas cristalinas (batolitos), constituyendo rocas ígneas intrusivas o plutónicas.

Recapitulando, se entiende por magma a un sistema multicomponente de sustancias en estado líquido, sólido y gaseoso. La fase líquida es la más predominante, constituida principalmente por soluciones aluminosilicicatadas, acompañadas de iones libres (cationes) como Na, Ca, K, Mg entre otros. La fase sólida se conforma de olivinos, piroxenos plagioclasas y otros, diseminados en el líquido. La fase gaseosa está compuesta principalmente por agua y cantidades menores de CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3, etc.

De acuerdo a contenidos de álcalis (Na2O + K2O) y de sílice (SiO2) se clasifican los magmas en tres grandes grupos:



1) Magmas Toleíticos representan principalmente lavas basálticas en centros de expansión oceánica o dorsal o en arcos insulares jóvenes. En estos ambientes ocurre fraccionamiento entre basaltos, andesitas – basálticas y en menor proporción riolitas. Estos magmas son generalmente bajos en K, con un contenido promedio de sílice del orden de 53%. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son los de cromita – platinoides, Bushveld, Sudáfrica. Yacimientos de pirrotina – pentlandita – calcopirita, Sudbury, Ontario; yacimientos de magnetita – ilmenita – (vanaditina), Lago Stanford, EEUU; entre otros. 2) Magmas Calcoalcalinos ocurren en zonas de subducción, en arcos insulares maduros y en los márgenes continentales, con rocas de composición desde gabro a granito (basalto a riolita). En el caso de arcos insulares dominan las rocas volcánicas, principalmente de composición andesítica (SiO2 del orden de 59%). Estos magmas son derivados de la fusión parcial de la cuña del manto y en menor medida corteza oceánica, con poca interacción ascendente. En el caso de arcos continentales las rocas tienden a una composición más silícea, andesitas, dacitas y riolitas y sus equivalentes intrusivos. Son derivados de fusión parcial de la cuña del manto y en menor medida corteza oceánica, con mayor o menor interacción y asimilación de corteza continental inferior. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son pórfidos cupríferos, skarns, estratoligados, epitermales, entre otros. 3) Magmas Alcalinos se dan en zonas de rifting intracontinental, en las zonas de fallas transformacionales y en los trasarcos magmáticos de los márgenes continentales. Se fraccionan en shoshonitas (zonas orogénicas) y sienitas (zonas cratónicas). Son rocas bajas en SiO2 respecto a Na2O + K2O alto. A este tipo de magma se asocian rocas peralcalinas en zonas cratónicas, kimberlitas y lamprófiros (a los cuales se pueden asociar diamantes) y carbonatitas. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son apatito – magnetita, Sokli, Finlandia, apatito – titanita, Lozovero, Rusia; magnetita – apatito – actinolita, Kiruna, Suecia; casiterita – wolframita, Jos, Nigeria; y diamantes, Sudáfrica, entre otros.

En la composición química de un magma destacan los silicatos, óxidos, sulfuros, vapor de agua y otros gases. El óxido que predomina es la sílice, alúmina, Na20, K2O, FeO y Fe203 y más escasamente MgO y CaO.

Los magmas se originan también por la fusión parcial o total de las rocas de la litosfera, en determinadas zonas relacionadas con la tectónica de placas en las zonas. El magma puede ascender hasta la superficie por su baja viscosidad, a través de fracturas y fisuras, dando así lugar a la actividad volcánica.

Los magmas, según la profundidad a la que consolida, dan origen a las rocas plutónicas, hipabisales (subvolcánicas) y las volcánicas. Estas tres clases de rocas se diferencian por el tamaño de sus cristales y textura, derivados de factores tales como espacio, tiempo, composición química, de modo que la relación entre el tamaño del grano de estas rocas y la profundidad de consolidación no es lineal.

Los magmas, por su estado fisicoquímico, pueden diferenciarse en tres clases:A. Epimagma, es el resultado magmático vesicular, de consistencia pastosa o semisólida, con los gases en libertad, comúnmente separado por el enfriamiento del magma, siendo la presión de los gases mucho mayor que la presión externa.



B. Piromagma, es el magma altamente móvil, sobresaturado de gases en forma de burbuja, que existe en profundidades intermedias, donde la presión de los gases es mayor que la presión externa.C. Hipomagma, es un magma relativamente inmóvil, viscoso que se forma por debajo de los escudos - volcanes, es de baja saturación de gases, la presión externa es mayor que la presión de los gases; por eso, éstos se hallan mezclados con el magma.

1.2.1. Origen del magmaLos procesos de fusión que dan origen a los magmas pueden desarrollarse en diferentes zonas del

interior de la Tierra. Los magmas que se emplazan en la corteza de la Tierra se pueden originar dentro del manto, ya sea en el manto litosférico o en el manto astenosférico (interior de la Tierra); también se pueden originar por fusión de la parte inferior de la misma corteza. En realidad el desencadenamiento de un proceso de fusión depende de que se reúnan ciertas condiciones físicas y químicas que lo permitan. Por ejemplo, para una misma temperatura, el punto en el que se inicia la fusión de los minerales que forman una roca puede variar debido a la presión. A presiones mayores, se requerirá normalmente una mayor temperatura para alcanzar el punto de fusión inicial de un mineral. Otro factor que puede hacer variar las condiciones de presión y temperatura a la que se inicia la fusión es el contenido de agua u otros volátiles como el CO2 en las rocas. Normalmente los procesos de fusión son parciales, es decir, la roca no se funde totalmente y solo lo hacen ciertos grupos de minerales.

Las rocas están constituidas por diversos minerales, cada uno de los cuales tiene su punto de fusión. Por esta razón, una roca no funde íntegramente a una temperatura determinada, sino que posee un intervalo de fusión en el cual parte de la roca está fundida y parte sólida. A la fusión parcial de una roca se le denomina anatexia.

Los magmas se generan por fusión total o parcial de las rocas. Cuando la fusión parcial supera el 7% del volumen de la roca, ésta tiende a ascender a través de intersticios y fisuras (debido a su menor presión) y, por tanto, a separarse de la roca fuente, concentrándose en bolsas de magmas situadas a profundidades menores y denominadas cámaras magmáticas.

En la formación de un magma intervienen varios factores: el aumento de la temperatura, la disminución de la presión, la adición de un elemento que haga descender el punto de fusión (agua) y la influencia de otros sólidos presentes.

Las rocas se funden: a) Por aumento de la temperatura en la zona. Esto puede ocurrir como consecuencia de la fricción de dos placas litosféricas, por la llegada de materiales calientes o por una concentración de elementos radiactivos cuya desintegración libera calor. b) Por la disminución de la presión. El punto de fusión de un mineral aumenta con la presión (al aumentar la profundidad, aumenta la presión, lo que favorece la formación de estructuras cristalinas más compactas y de mayor densidad, que requieren de mayores temperaturas para fundir). Esto explica por qué estas zonas profundas no se encuentran en estado fundido: la temperatura sería suficiente para producir la fusión en condiciones superficiales (presión atmosférica), pero el peso de los materiales suprayacentes origina una presión litostática tan alta que las rocas permanecen en estado sólido. Por esa razón, una reducción de la presión en una zona del interior terrestre (como



consecuencia de una fractura en las rocas) puede hacer que la temperatura a la que se encuentra la roca sea suficiente para fundir en las nuevas condiciones. Así ocurre en los rifts continentales y en las dorsales oceánicas al adelgazarse la corteza como consecuencia de la tensión que soportan. c) Por incorporación de agua. La presencia de agua disminuye el punto de fusión de las rocas (debido a que los grupos OH- rompen los enlaces de los silicatos). Este proceso tiene especial incidencia en las zonas de subducción. d) Influencia de otros sólidos presentes. Cuando dos o más minerales de diferente composición se encuentran en contacto, la presencia de cada uno produce una disminución en la temperatura de fusión del otro. Esto explica, por ejemplo, por qué se utiliza sal para fundir el hielo en invierno. La composición del magma está condicionada por el lugar en que se origina y por el porcentaje de roca que se funde.

Los magmas más abundantes y característicos son tres: básico o basáltico, ácido o granítico e intermedio o andesítico.

Magma basáltico o básico o máfico. Procede de la fusión parcial de las peridotitas (rocas formadas por olivino y piroxenos) que componen el manto. Tiene un contenido bajo en sílice (menos del 55%), se encuentra a alta temperatura y presenta una viscosidad baja, por lo que es un fundido bastante fluido que habitualmente puede alcanzar la superficie terrestre y originar flujos de lavas. Las rocas que se forman por solidificación de estos magmas son de colores oscuros como, por ejemplo, el basalto (roca volcánica), que es la roca ígnea más abundante, o el gabro (roca plutónica). La composición del magma producido dependerá del porcentaje de peridotita que se funda. Existen dos tipos de magmas basálticos: 1) Toleítico: rico en sílice (hasta el 50% de sílice). Se forma por fusión del 30% de la peridotita, se origina en las dorsales oceánicas y en las áreas de las zonas de subducción más próximas al océano, por fusión parcial de un porcentaje importante de peridotitas poco profundas. 2) Alcalino: pobre en sílice y rico en elementos alcalinos (Na y K). Se origina en zonas de intraplaca oceánicas con baja proporción de fusión parcial de peridotitos (15% de la peridotita) que se encuentran a gran profundidad.

Magma ácido o granítico o félsico (más del 65%). Se origina en las zonas de subducción a partir de la fusión de los materiales que constituyen la corteza continental inferior. Tiene mayor contenido en sílice (65-80%), es más frío (800ºC) y tiene mayor viscosidad que el básico. Fluye más lentamente por lo que casi nunca alcanza la superficie, produciéndose su solidificación en el interior de la corteza. Las rocas que se forman son de colores claros como el granito, roca plutónica muy común en la corteza continental, o la riolita (roca volcánica).

Magma andesítico o de composición intermedia (entre el 55 y el 65% en sílice). Se origina por fusión parcial del basalto de la corteza oceánica que subduce. Esta fusión se produce por el calor generado con la fricción de las placas y por la presencia de agua. Se forma tanto en los borde subductivos tipo arco insular como en los de tipo andino. Se generan entre 80 y 160 km de profundidad. Las rocas que se forman a partir de ellos son de colores y densidades intermedias. La andesita (volcánica) y la diorita (plutónica) son las más representativas.



1.2.2. Factores que determinan la viscosidad de un magma: La viscosidad de un magma está determinada principalmente por el contenido de sílice, la temperatura y la concentración de volátiles:1. Sílice: Magmas con una concentración de SiO2 entre 45-50 % presentan baja viscosidad; es decir, fluyen con facilidad (típico de magmas de composición máfica). Magmas con una concentración de SiO2 de alrededor de 70 % son muy viscosos o fluyen con gran dificultad (típico de magmas de composición félsica). Esto se debe a que la mayor cantidad de sílice promueve reacciones de polimerización que hacen al magma más viscoso.2. Temperatura: Un aumento de la temperatura conduce generalmente a una disminución de la viscosidad de un magma; es decir, una mayor fluidez.3. Volátiles: Un aumento del contenido de Agua (gases disueltos) produce una disminución de la viscosidad de un magma. Un aumento en el contenido de CO2, produce un incremento de la viscosidad de un magma. En general, un aumento notable de esta fracción conduce por lo general a erupciones explosivas.

1.2.3. Proceso de formación de rocas ígneas: Trata de explicar como se forma una serie de rocas de diferente composición de un único magma original.

La distribución de la frecuencia de concentración de SiO2 en las rocas ígneas presenta dos máximos:a) 52,5% de SiO2 corresponde a Basaltos y Andesitas, que constituyen aproximadamente el 90% de las rocas ígneas extrusivas.b) 73,0% de SiO2 corresponde a Granitos y Granodioritas, que constituyen aproximadamente el 90% de las rocas ígneas intrusivas.

Sobre la base de la distribución de la composición química de las rocas de la corteza, Bunsen propuso la existencia de dos tipos de magmas primarios: uno de composición Granítica: (alto en Si, K y Na) y otro de composición Basáltica: (bajo en Si y alto en Mg, Fe y Ca). Según este investigador, las rocas ígneas restantes son el resultado de mezclas de los dos tipos de magmas. Sin embargo: En el registro geológico, las lavas extruídas a la superficie son principalmente basálticas; las rocas de las cuencas oceánicas son basálticas y muchos trabajos experimentales y teóricos han demostrado que la diferenciación de un magma de composición basáltica puede originar rocas de composición diferente.

Ringwood propone un magma primario de composición basáltica (aunque no excluye la existencia de magmas de composición diferente). Según evidencias de Complejos Ultramáficos y observaciones en las Cordilleras Centro Oceánicas, las rocas de dichos complejos presentan texturas que indican recristalización de las rocas del manto superior. Las peridotitas (Rs. ígneas ultramáficas) constituyen el residuo refractario luego de que la roca del manto original sufre fusión parcial y produce un magma de composición basáltica.

1.3. AMBIENTE MAGNATICOUn magma, como ya se dijo, es un fundido de composición fundamentalmente silicatada, en el

que existen cristales y, en algunos casos, fragmentos de rocas en suspensión, así como una porción más o menos importante de gases y vapores disueltos. La fracción sólida de un magma procede,



esencialmente, del propio fundido, puesto que una parte del mismo cristaliza al variar las condiciones de P y T durante su ascenso a zonas más superficiales. La sílice es el óxido predominante, estando su porcentaje comprendido entre el 35 y el 75%. El Al2O3 es el siguiente óxido en abundancia; en la mayor parte de las rocas ígneas su concentración oscila entre 12% y 18%. Los óxidos de hierro (FeO + Fe2O3), MgO y CaO llegan a representar en conjunto entre el 20% y el 30% en rocas pobres en sílice; su porcentaje desciende a medida que aumenta el contenido en sílice. Finalmente, Na2O y K2O están en general en una concentración comprendida entre 2.5-4% y 0.5-5%, respectivamente. Los magmas presentan, además, concentraciones próximas al 2% de TiO2, MnO y P2O5, e inferiores al 0.1% de otros elementos traza (Li, Cr, Ni, Cu, etc.). A todo este conjunto de elementos hay que añadir los gases y vapores disueltos que corresponden predominantemente a H2O y CO2, rocas pobres en sílice; su porcentaje desciende a medida que aumenta el contenido en sílice.

De todos estos elementos, aquellos que por sus características cristaloquímicas (radio, carga, etc.) tienden a formar parte de las fases sólidas cristalizadas a partir del magma se denominan compatibles. Aquellos que por sus características no entran fácilmente en las fases sólidas se denominan incompatibles y tienden a concentrarse en los líquidos o fundidos residuales de la cristalización magmática, que por tanto estarán enriquecidos con respecto a estos elementos.

1.4. MAGMATISMO Se denomina magmatismo a toda serie de procesos geológicos relacionados con la actividad del magma producida en las masas de rocas del interior de la corteza terrestre hasta su enfriamiento, debido a las condiciones de temperatura y presión favorables, cristalizando los minerales del magma según un orden conocido como Series de Reacciones de Bowen, en el cual se estableció dos tipos de reacciones: continua y discontinua.

Los procesos de fusión que dan origen a los magmas pueden desarrollarse en diferentes zonas del interior de la Tierra. Los magmas que se emplazan en la corteza terrestre se pueden originar dentro del manto, ya sea en el manto litosférico o en el manto astenosférico; también se pueden originar por fusión (anatexia) de la parte inferior de la misma corteza. En realidad el desencadenamiento de un proceso de fusión depende de que se reúnan ciertas condiciones físicas y químicas que lo permitan. Por ejemplo, para una misma temperatura, el punto en el que se inicia la fusión de los materiales que forman una roca puede variar debido a la presión. A presiones mayores, se requerirá normalmente una mayor temperatura para alcanzar el punto de fusión inicial de un mineral. Otro factor que puede hacer variar las condiciones de presión y temperatura a la que se inicia la fusión es el contenido de agua u otros volátiles como el CO2 en las rocas. Normalmente los proceso de fusión son parciales, es decir, la roca no se funde totalmente y solo lo hacen ciertos grupos de minerales.

El magma es considerado también como una mezcla multifase de alta temperatura (dependiendo de su composición y evolución, desde menos de 700ºC hasta más de 1500ºC) de sólidos (cristales y fragmentos de roca), líquido (en su mayoría silicatos) y gas (rico en H, O, C, S y Cl), formado por la fusión parcial o total de una fuente parental (principalmente, la parte superior del manto y la base de la corteza terrestre).

1.5. EVOLUCIÓN MAGMÁTICA



Todas las rocas ígneas se derivan de un magma basáltico primario, el cual al evolucionar, se va convirtiendo cada vez en un magma ácido o silícico hasta llegar al granito. Dicho de otro modo, la composición del magma primario finalmente se modifica para producir una gran variedad de rocas, desde el gabro hasta el granito. La evolución magmática es debido a 3 mecanismos o procesos que se pueden distinguir como: Diferenciación magmática, Cristalización fraccionada y, Asimilación y Mezcla de magmas.a) Diferenciación magmática, la evolución se realiza a partir del propio magma homogéneo que se descompone en fracciones desiguales.b) Cristalización fraccionada, es el de mayor importancia a la hora de establecer la composición mineralógica de un magma. En esencia, este proceso consiste en la separación de los sucesivos minerales que cristalizan en un magma, por gravedad, flotación o flujo. Esta separación impide que se produzca la reacción de equilibrio entre los cristales formados y el fundido, por lo que éste irá cambiando progresivamente su composición, empobreciéndose en los minerales de silicatos del ambiente magmático. En un magma se produce una precipitación de cristales por efecto de la gravedad, y.c) Asimilación y la mezcla de magmas, en los que la evolución magmática y los minerales que se forman son el resultado de la contaminación del magma con rocas u otros fundidos de composición diferente, en zonas de contacto intrusivo.

1.6. DIFERENCIACIÓN MAGMÁTICALos principales mecanismos propuestos son:A) Fraccionamiento por cristalización: Este proceso es el más importante ya que explica la mayor cantidad de ocurrencias naturales. Mediante este proceso hay separación de cristales del sistema (ruptura del equilibrio). Puede ocurrir por los siguientes mecanismos: 1) Por Gravedad: Separación de cristales por diferencia de densidad; 2) Por flujo magmático; y 3) Extracción por PresiónB) Fraccionamiento por inmiscibilidad de líquidos: Se basa en la inmiscibilidad de silicatos líquidos. El proceso consiste en el desdoblamiento de un magma en formación en líquidos inmiscibles de diferente composición:

La mayor evidencia fue encontrada en vidrios de basaltos Lunares.1.- Líquidos ricos en Sílice: (Granito rico en K): Qz ~43%, K-Feldesp ~40%, Px ~4%, Pla ~11%.

2.- Líquidos ricos en Fe: Px ~75%, Plag ~13%, Qz ~1%

1.6. ROCAS Son agregados naturales compuestos de uno o más minerales, y a veces también de sustancias no cristalinas, con proporciones diversas, cuyas masas sólidas resultantes constituyen una unidad de la corteza terrestre. Así, el granito que está formado por cuarzo, feldespatos y mica es una roca poli mineral, mientras que la caliza compuesta de calcita y la lutita de arcillas, son rocas monominerales.

La ciencia denominada Petrología tiene como objetivo describir y clasificar a las rocas, su interpretación geneticoevolutiva y el estudio termodinámico de los procesos que las han llevado hasta adquirir su aspecto actual.



El estudio de las rocas se basa en métodos propios de la mineralogía, de la geología, de la química y de la física y requieren, ante todo, la identificación precisa de los componentes, es decir, de los minerales presentes. En el estudio de las rocas, además de su composición, es de importancia fundamental el conocimiento de las relaciones que existen entre los distintos componentes, desde la escala microscópica a la geológica. La textura de una roca está formada por el conjunto de las características derivadas de las dimensiones de los componentes, de su morfología y del modo en el que entran en contacto entre sí. La estructura constituye el conjunto de las características de una roca a escala geológica y describe principalmente los aspectos derivados de las deformaciones experimentadas por la corteza terrestre.

1.7. CICLO GEOLÓGICO Son los procesos que se efectúan o se realizan sobre la Tierra, especialmente sobre la superficie, comprende la solidificación del magma (magmatismo); erosión, transporte y sedimentación de las rocas preexistentes (erosión y gliptogénesis); cementación y consolidación de materiales sedimentarios (diagénesis); formación de rocas sedimentarias, formación de rocas metamórficas (metamorfismo) a partir de las rocas preexistentes; fusión de las rocas (anatexia) y cristalización de los magmas para dar lugar a las rocas ígneas.

1.7.1. Cristalización de los magmas No todos los minerales empiezan a cristalizar al mismo tiempo, ni van a mantenerse invariables

una vez formados. Por el contrario, pueden modificar su composición o pueden disolverse, volviéndose a combinar sus componentes para dar lugar a nuevos minerales. Este proceso de cambio se llama reacción.

La mayor parte de los magmas se originan por fusión de rocas del manto superior, por lo que se puede considerar que en su composición, en sentido general, predominan el silicio y el oxígeno, con distintas proporciones de Al, Fe, Mg, Ca, K, Na y otros componentes menores.

La secuencia de cristalización que tiende a seguir el magma es predecible en función del orden de aparición de los principales minerales. Sin embargo, las proporciones de éstos en la roca varían. La secuencia de cristalización básica fue reconocida por Norman L. Bowen y se conoce como series de reacciones de Bowen. En la parte superior de la serie se sitúan los primeros minerales en cristalizar, a alta temperatura, como el olivino, el piroxeno o la plagioclasa cálcica. Los que cristalizan al final, cuando la temperatura es menor, se sitúan en la parte inferior, como el feldespato potásico, la moscovita o el cuarzo.

1.8. COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS ROCAS ÍGNEAS Y SUS MAGMAS El análisis de las rocas profundas permite darnos una idea acerca de la composición química del magma (Tabla 1.1), con excepción de los elementos volátiles que se pierden durante la cristalización. Clark y Washington calcularon la composición media de las rocas plutónicas con el siguiente resultado: Tabla 1.1. Composición química de las rocas ígneas

Óxidos Porcentaje Óxidos Porcentaje



SiO2 59,14 K2O 3,13Al2O3 15,34 Fe2O3 3,08CaO 5,08 H2O 1,15Na2O 3,84 TiO2 1,05FeO 3,80 Otros 0,30 c/uMgO 3,49

Como es natural, se debe tener en cuenta que estos valores son el promedio de varios miles de análisis, además estos valores no representan la composición de los magmas primarios ni tampoco la composición de un magma particular, debido a que se ha omitido los componentes minoritarios, como son los volátiles conocidos en todos los magmas. No obstante, estos valores indican que los elementos predominantes son los siguientes: O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K.

1.9. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA DE LAS ROCAS ÍGNEASLas rocas ígneas están formadas principalmente por 7 grupos minerales, los cuales constituyen ~

el 99% de las rocas ígneas (especies minerales >1000): Cuarzo, Feldespatos, Feldespatoides, Olivino, Piroxenos, Anfíboles y Micas. Como accesorios principales: Magnetita, Apatito, Ilmenita y Circón. Estudios estadísticos de ~ 700 descripciones petrográficas dieron el siguiente promedio:Cuadro 1.1: Minerales formadores de rocas ígneas

Mineral % en pesoCuarzo 12Feldespatos 59,5Piroxenos y Anfíboles 16,8Micas 3,8Minerales de Ti 1,5Apatito 0,6Otros 5,8

Cuadro 1.2: Clasificación de las Rocas Ígneas según la concentración de SiO2

Tipo de Roca Concentración de SiO2 (% en peso)Ácidas o Félsicas 66 % (granitos 72 %, granodioritas 67

Intermedias Entre 52 y 66 % (Andesitas 57 %)

Básicas o Méficas Entre 45 y 52 % (Basalto 49 %)

Ultramáficas de 45 % (peridotitas 41 %)

1.9.1: Comportamiento de elementos mayoritarios en las rocas ígneasDistribución de la frecuencia de concentración de óxidos mayoritarios en las rocas ígneas.Al2O3: Presenta una distribución normal entre 10 y 20 %. Bajo Aluminio (< 10%): Rocas con muy poco feldespato (Ultramáficas). Alto Aluminio (> 20%%): Típico de anortositas o rocas con nefelina.



Na2O: Presenta una distribución normal entre 2 y 5 %. Valores distintos se presentan solo en rocas muy exóticas.

K2O: Irregular y asimétrica 6%, rara vez excede 10%.FeO y Fe2O3: Distribuciones similares (asimétricas), la suma no excede el 15%.MgO: Distribución asimétrica. La mayoría de las rocas ígneas tienen bajo contenido de magnesio,

solo en las ultramáficas (Ol, Px) puede alcanzar valores > al 20%.H2O: Puede alcanzar valores de ~ 10% en algunos vidrios volcánicos, pero en rocas ígneas con mas

de 2% puede ser por meteorización química.TiO2, P2O5, MnO: Son minoritarios presentes en muchas rocas ígneas.

1.10. MINERALES PETROGENÉTICOS Son aquellos minerales que con mayor frecuencia y abundancia entran a formar parte de las rocas. En la constitución de una roca determinada, son considerados:

a) Minerales esenciales, que no faltan nunca y caracterizan la litología; La ausencia de algunos de ellos hace que la composición cambie; por ejemplo, en el granito, la ortosa, cuarzo y mica son

minerales esenciales (o principals), cuando falta el cuarzo, la roca resultante es una sienita.

b) Minerales accesorios, son menos abundantes en la formación de las rocas; su frecuencia o ausencia no genera otra especie, sino variedades de la misma, y.c) Minerales accidentales o secundarios, son aquellos que se presentan en las rocas por las alteraciones de los minerales esenciales o accesorios, sin importancia en las variedades de rocas. Por ejemplo, la pinnita se origina por la alteración hidrotermal del olivino, y la iddinsita por la alteración de la cordierita.

1.11. LOS GRANATES Los minerales denominados granates constituyen un grupo que incluye una serie de subespecies

que cristalizan en el sistema isométrico. Presentan una gran variedad de composición química y la estricta dependencia entre las propiedades físicas y la composición, constituye el mejor ejemplo de un grupo isoestructural.

La clasificación del grupo de Granates, comprende tres grupos desiguales.a) Granates alumínicos, b) Granates férricos,c) Granates crómicos.

Tabla 1.2. Clasificación de granatesSubespecie Composición Química Color característicoPiropo (SiO4)3Al2Mg3 Rojo oscuro a negroAlmandino (SiO4)3Al2Fe3 Rojo castañoEspesartita (SiO4)3Al2Mn3 Castaño a rojoGrosularita (SiO4)3Al2Ca3 Blanco verde, amarillo, pardo canela, rojo pálidoAndradita (SiO4)3Fe2Ca3 Blanco verde, amarillo, pardo canela, rojo pálidoUvarovita (SiO4)3Cr2Ca3 Verde esnmeralda



1.12. MINERALES NORMATIVOS Se conoce como NORMA a ciertos minerales obtenidos por análisis químicos de un juego de minerales patrón. La Norma se divide en dos grupos: salico y fémico. Tabla 1.3. Minerales normativos

GRUPO SALICO GRUPO FÉMICOMineral Fórmula química Mineral Fórmula químicaCuarzo SiO2 Wollastonita CaSiO3

Corindón Al2O3 Enstatita MgSiO3

Ortosa KAlSi3O8 Ferrosilita FeSiO3

Albita NaAlSi3O8 Diópsida CaMgSi2O6

Anortita CaAl2Si2O8 Hiperstena (Mg,Fe)SiO3

Leucita KAlSi2O6 Forsterita Mg2SiO4

Nefelina (AlSiO4)(Na,K) Fayalita Fe2SiO4

Katiofilita KAlSiO4 Acmita NaFeSi2O6

Magnetita Fe3O4

Hematita Fe2O3

Ilmenita FeTiO3

Apatito (PO4)3Ca5(F,Cl,OH)Pirita FeS2

Calcita CaCO3

1.13. DISTRIBUCIÓN DE ELEMENTOS EN LAS ROCAS ÍGNEAS Y MINERALES. Las rocas ígneas en general son formadas por el enfriamiento y solidificación de material fundido (magma) bajo condiciones muy especiales de temperatura, presión y composición química en un ambiente geológico dado.

Por otro lado, los magmas en general deben su origen y diversificación a diferentes mecanismos, que pueden ser primarios debido a la fusión parcial o total de rocas y materiales de diferente composición, o secundarios ya que el magma original sufre procesos de diferenciación y cristalización fraccionada, así como contaminación o mezcla con otro magma de composición diferente, para dar origen al magma en cuestión.

De los procesos mencionados, uno de los más importantes para el origen y la diversificación de las rocas ígneas, es el de cristalización fraccionada, que involucra la separación de fases sólidas en el magma (series de reacción de Bowen). Este proceso comienza con un magma original de composición basáltica, en el cual, a medida que se enfría, los minerales que cristalizan temprano se depositan y forman cúmulos de rocas. Por lo tanto, la mezcla magmática remanente cambia su composición, ya que ha perdido aquellos elementos que han sido incorporados a los minerales de formación temprana.

Por este proceso eventualmente el magma puede pasar a través de una cristalización en series, tales como gabro-diorita-granodiorita-granito-pegmatita, y en cada punto de las series cristalizan rocas con una mineralogía y composición química distintiva.



Acompañando a la separación y cristalización de minerales, suceden importantes cambios en la abundancia de elementos mayores (> 1%) y menores (0.1 - 1%) en el magma. En la secuencia de cristalización, existe un gradual decremento global en el contenido de elementos como Fe, Mg, Ca y Ti, con un correspondiente enriquecimiento en Si, Al, Na y K en el líquido residual.

Los minerales que cristalizan temprano generalmente son pobres en sílice, conteniendo poco o nada de óxido de potasio, y presentan una alta relación Mg/FeO. De tal manera, el liquido residual estará enriquecido en sílice, agua y otros volátiles, así como ciertos elementos traza (< 0.1%), tales como rubidio y cesio, los que no son incorporados en los minerales formados tempranamente en cantidades significativas.

En el ambiente geoquímico primario existen ocho elementos mayores: Oxígeno, Silicio, Aluminio, Fierro, Calcio, Sodio, Potasio y Magnesio

Estos elementos se encuentran presentes en la corteza terrestre en cantidades superiores al 1%, y comprenden casi el 99% de la Corteza Terrestre. Por otro lado, el titanio, hidrógeno, fósforo y manganeso se consideran elementos menores, los cuales se presentan en cantidades entre 0.1 y 1%. Todos los elementos restantes, que juntos constituyen menos del 0.5% de la Corteza Terrestre, se presentan en cantidades menores a 0.1%, a los cuales en geoquímica son llamados elementos traza e incluyen a casi todos los elementos importantes que forman a los minerales de mena y a los elementos de interés en exploración geoquímica.

1.14. DEPOSICIÓN DE MINERALES La deposición de minerale es la fase hidrotermal de la última fase de la diferenciación magmática. En esta fase juega papel importante el vapor de agua, que se encuentra a elevada temperatura, de carácter ácida por la sílice que lleva en disolución, movilizan diversos compuestos minerales en forma iónica o coloidal, que al descender la temperatura o por diversas reacciones con el medio donde se depositan, forman filones o vetas, aprovechando las fisuras. Estos yacimientos

atraviesan todo tipo de rocas, plutónicas, volcánicas, sedimentarias o metamórficas.

A veces, las soluciones hidrotermales pueden penetrar en las rocas encajonantes, siempre que éstas lo permitan por su alta porosidad, teniendo lugar una serie de reacciones químicas entre los componentes de la solución y la roca encajonante, formando nuevos minerales que pueden reemplazar, parcial o totalmente, a los minerales que constituían a las rocas, lo que da lugar a los yacimientos diseminados o de reemplazamiento.

1) Depósito mineral.- Se define como la acumulación o concentraciones de sustancias minerales metálicas y no metálicas.

2) Yacimiento mineral.- Es la concentración o acumulación de elementos o sustancias minerales útiles en la corteza terrestre, de manera tal que pueden ser explotadas económicamente.

3) Minerales primarios.- Denominados también como hipógenos, son aquellos que se han formado originariamente a partir del magma y los encontramos dentro de la masa magmática consolidada o en su periferia.

4) Minerales secundarios.- Denominados también como supergénicos, son el resultado de la alteración de los minerales primarios en zonas superficiales de la corteza terrestre, que da



lugar a la formación de nuevos minerales que se encuentran en equilibrio con el nuevo ambiente geológico.

1.15.- ALTERACIÓN HIDROTERMAL Es el nombre más específico para procesos metasomáticos causados por soluciones de agua caliente de cualquier origen y que incluye transportación química y produce cambios mineralógicos, químicos o texturales en una roca preexistente. Ambos, ganga y depósitos minerales son considerados como facciones de alteración de rocas encajonantes. Algunas rocas alteradas hidrotermalmente constituyen todo o parte de un cuerpo mineralizado y son conocidos como sustitución mineral.

La alteración puede incluir procesos epigenéticos o singenéticos, considerados ambos como alteración de roca encajonante. Los procesos singenéticos incluyen, así mismo, el relleno mineral de cavidades abiertas (miarolítica o fisuras) en rocas ígneas anteriores al tiempo de su completa cristalización, y la alteración de sedimentos marinos anteriores a su litificación.

En las zonas o áreas de alteración hay presencia de un conjunto de minerales que caracterizan a determinado proceso de alteración hidrotermal. En varios casos, esto no es usual si todas las fases de mineral en la roca alterada están en equilibrio. Las rocas encajonantes pueden ser alteradas extensamente o alteradas poco; es decir, volúmenes grandes o pequeños de rocas pueden ser alterados.

El volumen de rocas encajonantes alteradas es descrito también como cubierta, halo o como alteración salbanda cuando es de ancho reducido. Esta zona es considerada también como un modelo de distribución espacial de zonas circundantes a depósitos minerales. Hay, en general, una simetría de zonas de alteración sobre todos los lados de un depósito mineral. Las zonas de alteración son producidas por gradientes geoquímicas y geotermales en las rocas encajonantes de facciones que sirven como conductos para soluciones hidrotermales por infiltración.

Los tipos de alteración y las sucesiones de zonas de alteración muestran una regularidad en sus asociaciones con depósitos minerales; por lo tanto varias rocas alteradas y zonas son guías para depósitos minerales.

Los procesos de alteración pueden consistir en la eliminación o remoción o acción disolvente del agua (lixiviación) de un mineral susceptible, y el consiguiente incremento en porosidad y permeabilidad de la roca.

1.15.1. Metasomatismo.- Se entiende por metasomatismo el proceso de reemplazo de los minerales de una roca por otros a través de reacciones que también incluyen el reemplazo de componentes químicos (a diferencia de la concepción “isoquímica” que implica el metamorfismo, en términos teóricos). El metasomatismo se produce por efecto de fluidos neumatolíticos o hidrotermales. En el caso de yacimientos tipo skarn, dichos depósitos no podrían formarse sin un efecto metasomático superpuesto al metamorfismo de contacto, efecto que aporte los metales y metaloides que constituyen la mineralización económica.

1.15.2. Autometasomatismo.- Conocido también como alteración deutérica, es un fenómeno común en plutones mesozonales y epizonales, flujo de lavas gruesas y flujos piróclásticos de depósitos de



composición intermedia o silícica, y muy raramente máfica o ultramáfica. La alteración es originada por fluidos acuosos y silicatos diluidos que son enriquecidos en varios componentes magmáticos incluyendo SiO2, Na, K., Li, B, Fe, H, F, Cl y la traza de elementos incompatibles Sn, W, Cu, Zn, Pb, Be, U y Th.

El autometasomatismo es común en las vecindades de los depósitos de Cu, Sn, W, Be, U, Th y Li. Estas zonas son llamadas rocas alteradas hidrotermalmente por geólogos económicos y mineros. Los productos de autometasomatismo usualmente ocupan capas, zonas irregulares, cavidades miarolíticas, bolsas en las bóvedas o partes apicales de los plutones graníticos.

1.16. TRANSPORTE Y PRECIPITACIÓN DE ELEMENTOS QUÍMICOS La movilidad de elementos químicos es la capacidad que tiene un elemento de ser transportado de un ambiente geológico a otro. Algunos elementos muestran alto grado de movilidad durante la dispersión en ambientes particulares (Tabla 1.4); por ejemplo, los gases son los que muestran un alto grado de movilidad.

Tabla 1.4. Movilidad relativa de elementos químicos comunes

Elementos Acido: pH <5,5 Neutral: pH=5,5-7,0 Alcalino: pH>7,0Cobre Altamente soluble

en pH muy bajoLigeramente soluble a insoluble

Insoluble

Uranio Insoluble, soluble debajo de pH 3

Ligeramente soluble Muy soluble

Molibdeno Insoluble Insoluble Muy soluble como MoO4,excepto en ambientes ricos en Ca

Plomo Insoluble Insoluble Ligeramente soluble a insoluble

Zinc Muy soluble Moderadamente soluble Ligeramente soluble a insoluble

Níquel Soluble. Limitado por precipitación de limonita

Ligeramente soluble a insoluble

Insoluble

Cobalto Soluble. Limitado por precipitación de limonita

Soluble Soluble

Hierro Insoluble excepto como Fe+2

Ligeramente soluble como Fe+2

Insoluble

Manganeso Soluble como Mn2+ Ligeramente soluble InsolubleTungsteno Insoluble Insoluble InsolubleEstaño Insoluble Insoluble InsolublePlata Insoluble Insoluble InsolubleOro Insoluble Insoluble Insoluble

Fundamentalmente, la respuesta de un elemento a los procesos de dispersión está gobernada por su movilidad que depende de las propiedades mecánicas de la fase móvil, en factores tales como la



viscosidad de los magmas y soluciones para la formación de los cristales, el tamaño, forma y densidad de los granos clásticos que son transportados por las corrientes de agua. La relación entre la movilidad y la diferenciación química es bastante más complicada. En este caso, los factores principales son los cambios en la relativa estabilidad de los diversos fluidos coexistentes (móviles) y las fases cristalinas (inmóviles) que resultan de los cambios en las condiciones del ambiente.

El concepto de movilidad diferencial está en cualquier discusión de oxidación y enriquecimiento supergénico de los depósitos de sulfuros. El Au resiste a las soluciones y permanece en el gossan, la galena se descomponen lentamente y produce, relativamente, cerusita insoluble, por eso el Pb tiende a permanecer en el gossan. Los sulfuros de Cu, Zn y Ag se descomponen y migran a niveles más bajos para formar depósitos oxidados y supergénicos.

Es conocido que muchas especies químicas son más o menos estables, o más o menos móviles dependiendo de las condiciones de oxidación-reducción del ambiente. Uno de los mejores ejemplos está dado por el ión Fe+2, el cual es móvil y estable en cierto nivel de ambiente de reducción pero reacciona rápidamente en ambiente oxidante para formar Fe+3, que precipita de agua como Fe(OH)3, en pH mayor de 3. Otro ejemplo, cuando se hace la prospección de un yacimiento de pórfido de Cu que contiene Mo, bajo condiciones oxidantes, de pH menor de 4, el Cu es el elemento más importante en la prospección por que tiene una movilidad moderada (Kx= 1-10), mientras que el Mo es inmóvil (Kx = 0,1). En cambio bajo condiciones oxidantes donde el pH es mayor de 5 o ligeramente básico, el Mo es muy móvil (Kx= 10) y el Cu es ligeramente móvil (Kx = 0,1). En este último caso el Mo tiene dispersión más amplia y proporciona un blanco más grande.

Por otro lado, los elementos químicos se dividen en migrantes en la fase gaseosa y en migrantes en la fase acuosa. Los primeros migran principalmente en forma de compuestos gaseosos y volátiles; los otros migran disueltos en las soluciones acuosas (oxígeno o hidrógeno en forma de sales; carbonato en forma de Ca (HCO3)2; nitrógeno en forma de nitratos y sales de amonio. Los elementos del 2do. grupo, como regla no migran o migran muy débilmente en forma de compuestos gaseosos, haciéndolo preferentemente en forma de iones, moléculas no (Tabla 1.3).

1.17. ALTERACIONES MINERALÓGICAS Y QUÍMICAS En las zonas de contacto de las rocas invadidas, son frecuentes alteraciones más notables que el simple metamorfismo de contacto o la decoloración. Estos cambios son producidos de forma más o menos amplia mediante la influencia de vapor de agua y gases, la mayor parte de los cuales se infiltran desde el magma, pero algunos de ellos podían existir en la roca encajonante con anterioridad a la intrusión. Hasta la sílice y otras substancias no volátiles son consideradas capaces de escapar en solución del magma, toman parte en reacciones químicas, cementan las partículas de la roca y forman filones y vetas en los espacios libres. Se forman nuevos minerales (metasomatismo) por la cristalización de substancias derivadas del magma, por el desmoronamiento y recristalización de los minerales originarios y por la combinación de nuevos y viejos constituyentes. Cuarzo, mica, granate, andalucita, estaurolita, vesubianita y turmalina son algunos de las especies comunes que pueden desarrollarse de este modo. La variedad de nuevos minerales es mayor si la roca original (protolito) era impura, pues entonces existen allí muchas más substancias a partir de las cuales se pueden hacer combinaciones diferentes.



CAPITULO II: GEOQUIMICA Y CRISTALOQUÍMICA

2.1. GEOQUÍMICA La geoquímica es la ciencia que estudia la distribución de los elementos químicos en la Tierra, su

dispersión y migración a través del ciclo geológico y los principios que rigen tal distribución y



migración. La geoquímica es importante para la ubicación de nuevas áreas de exploración y es aplicable en el muestreo de rocas para determinar la presencia de distintos tipos de elementos, los cuales nos podrán orientar a perforaciones diamantinas, esto de acuerdo a los planos geoquímicos elaborados según muestreo sistemático.

En términos generales, los elementos químicos que componen los minerales pueden agruparse en dos tipos:

A. Componentes inertes.- Son aquellos que no pueden pasar del medio al sistema. La masa juega el papel principal.

Según la abundancia y posibilidad de formar fases minerales, se pueden diferenciar los siguientes tipos de componentes inertes:

Trazas. No forman fases propias o si las forman son muy escasas y poco frecuentes. Isomorfos. Pueden sustituirse unos a otros en las estructuras de los minerales, bien por

razones cristaloquímicas (p. ej., Ni en olivino) o por introducirse en defectos cristalinos. Indiferentes o accesorios. Se pueden separar como fases independientes, pero siempre en

cantidades muy pequeñas, por ejemplo, Zr en circón (SiO4Zr).Excedentes. Forman parte sustancial de la paragénesis de la roca, estando en exceso y

formando fases propias, bien por sí mismos o por unión con un componente móvil. Determinantes o virtuales. Son aquellos que determinan las fases minerales que van a

aparecer en el sistema, por ejemplo para un granito serían SiO2, Al2O3, K2O, Na2O, CaO. B. Componentes moviles.- Pueden pasar del medio al sistema. El potencial químico juega el

papel fundamental. Hay dos mecanismos básicos de paso de un componente móvil: Difusión (migración en estado sólido) Infiltración (a través de un medio acuoso; los componentes emigran con la solución). Es el

mecanismo más frecuente. En la génesis mineral deben considerarse tres aspectos fundamentales:

1) La manera de originarse, crecer y cambiar de hábitos y propiedades de los minerales. Mineralogía de Silicatos Ambientes 2) Los mecanismos físico-químicos de formación (cristalización, reemplazamiento, recristalización en estado sólido, cambios polimórficos, envejecimiento de coloides, etc.). 3) Los procesos geológicos que intervienen en la formación de los minerales.

Los procesos geológicos de formación de minerales tienen lugar en ambientes geológicos determinados y que, por las características propias de cada ambiente genético, da lugar a la formación de determinados minerales que en otro ambiente y con otras condiciones no se formarían. En ocasiones, bajo distintos ambientes genéticos se van a formar los mismos minerales, pero su composición y, sobre todo, sus asociaciones, van a permitir diferenciar claramente el ambiente en el que se originó.

Los ambientes geológicos de formación pueden agruparse en: magmático, sedimentario, metamórfico y metasomático

2.1.1. Ambientes de Formacion de Minerales.- La variedad de cualquier asociación mineral está bastante restringida en comparación con todas las posibles combinaciones entre los elementos. Este



reducido número de minerales que se pueden hallar en los diferentes tipos de rocas de la corteza y el manto superior viene determinado por dos causas principales:

La distribución de los elementos químicos en la Tierra y su abundancia, que son reflejo de las abundancias cósmicas de los mismos.

Las reacciones que ocurren entre los minerales, cuando se encuentran en condiciones de equilibrio heterogéneo.

Un mineral no existe por sí mismo, sino que su aparición implica un origen, que puede ser inferido a partir del propio mineral, de su composición y de las variaciones en ella, o puede deducirse en base a su asociación con otros minerales. En este punto es importante advertir la diferencia entre los conceptos de asociacion mineral y paragenesis mineral. Una asociacion mineral se refiere a todos aquellos minerales que aparecen juntos en una roca; esto es, son minerales relacionados sólo espacialmente. Con el término paragenesis mineral se designa al conjunto de minerales que aparecen juntos en una roca, pero formados por el mismo proceso genético durante una misma etapa. Es decir, son minerales temporal y genéticamente asociados. Toda paragénesis constituye una asociación mineral, pero una asociación mineral puede englobar más de una paragénesis.

Los elementos en la corteza solamente son ocho que forman el 98.6% en peso de toda la corteza. En términos de porcentajes atómicos, nueve de cada diez iones son O2-, Si4+ o Al3+. Además, el O2-

por sí solo representa casi el 94% del volumen de la corteza terrestre. Esto nos indicaría que el mayor volumen de la corteza terrestre va a corresponder a minerales con oxígeno en su estructura y, en particular, a silicatos.

2.1.2. Anomalía geoquímica.- Es una desviación respecto a la norma. En geoquímica es una variación de la distribución mineralógica normal, correspondiente a un área o a un ambiente geoquímico. Las anomalías se expresan por medio de números, que se pueden separar de un grupo más amplio de números, constituyendo así el fondo geoquímica. Para ser detectada una anomalía tiene que desviar claramente de este fondo. Asimismo, una anomalía generalmente tiene valores que exceden los valores de fondo regional.

2.1.3. Dispersión geoquímica.- Es la capacidad de migración de un elemento desde su origen hasta su nuevo ambiente a través de diferentes procesos, que pueden ser fisicoquímicos y mecánicos. Es el movimiento fisicoquímico que sufren los elementos al pasar de un ambiente químico a otro, esto se refiere a los procesos de transporte y/o fraccionamiento de elementos.

La dispersión geoquímica puede ser primaria si está asociada a fenómenos mineralizantes primarios y puede ser secundaria cuando está relacionada a la precipitación de elementos, ocasionados por soluciones que causan alteración hidrotermal o por la alteración superficial de un mineral, por erosión de un cuerpo, por transporte a través de los cauces de los ríos, etc. (Rivera H., 2001).



2.2. CRISTALOQUÍMICA.- Llamada también química de los minerales, es la ciencia que relaciona la composición química, la estructura interna y las propiedades físicas en las sustancias cristalinas. Los minerales son sustancias cristalinas en las que los átomos de los elementos químicos que las componen están ubicados en los nodos de la red tridimensional en orden lógico y se mantienen en posición de equilibrio por las fuerzas de atracción y repulsión mutua, las que están condicionadas por las cargas del núcleo, la composición electrónica de los átomos, los cuales son características únicas para cada uno de los diferentes elementos químicos.

2.3. BARRERAS GEOQUÍMICAS.- Barrera geoquímica se refiere a un cambio abrupto en las condiciones físico-químicas, en el medio por el cual se desplazan los elementos durante su migración. Estos cambios abruptos causan la precipitación de ciertos elementos en solución, lo que en condiciones ideales puede resultar en la formación de un nuevo depósito mineral, o en el enriquecimiento de un deposito mineral ya formado (ambiente secundario).

Las barreras geoquímicas importantes y de interés en exploración geoquímica son: temperatura, presión (descompresión), pH (acidez-alcalinidad), Eh (oxidación-reducción), presencia de sulfatos y/o carbonatos, adsorción, evaporación y elementos mecánicos (cambios en la velocidad de flujos de agua).a) Temperatura.- Esta es muy importante para la migración en los procesos endógenos. La importancia de ésta barrera en los procesos exógenos es insignificante.b) Descompresión.- En los procesos endógenos un decrecimiento abrupto en la presión dentro del sistema, juega un gran papel en los procesos de formación de minerales. Este es menos significativo en los procesos exógenos.c) Acidez – Alcalinidad.- Los cambios en el régimen de acidez y alcalinidad de una solución durante los procesos endógenos es algunas veces un factor decisivo en la separación de muchos componentes en la fase sólida y en la concentración de sustancias de mena. Esto es de menos significado en los procesos exógenos; sin embargo, las barreras alcalinas son las responsables para la precipitación de fierro, níquel y otros metales en solución cuando la solución entra en contacto con las calizas en el límite con el horizonte de suelos ácidos y en niveles profundos ricos en materiales calcáreos.d) Oxidación – Reducción.- Tanto en los procesos endógenos como exógenos, un repentino cambio en los ambientes de oxidación – reducción en las rutas de migración tiene un efecto decisivo en la precipitación de algunos metales.

Oxidación: Tiene lugar como aguas juveniles o continentales, con bajo contenido de oxígeno, viene en contacto con aguas superficiales ricas en oxígeno. Es muy importante en la precipitación de los óxidos de fierro y manganeso en las aguas superficiales.

Reducción por ácido sulfhídrico: Causa la precipitación de la gran mayoría de metales en forma de sulfuros.

Sulfatos y Carbonatos: Ocurre en la interacción inicial de las aguas con sulfatos y carbonatos con otro tipo de aguas ricas en calcio.

Adsorción.- Se considera una barrera geoquímica típicamente exógena. Esta es de gran importancia en la precipitación de elementos traza de aguas superficiales continentales.



El término gley se aplica a un suelo moteado a causa de la parcial oxidación y reducción de sus constituyentes en compuestos de fierro férrico, debido a las condiciones intermitentes de saturación de agua.

2.4. BACKGROUND.- El background es definido como el rango normal (no un solo valor) de concentración de un elemento o elementos en un área, excluyendo las muestras mineralizadas. Obviamente, las condiciones anómalas fueron ya reconocidas, siendo necesario el establecer los valores del background contra los cuales estos pueden ser comparados. Los valores del background pueden ser determinados para cada elemento, para cada área y para cada tipo de roca, suelo, sedimento y agua. Los valores de background para cada elemento podrían variar significativamente entre los tipos de roca, por esta razón es de extrema importancia el conocimiento de la geología del área, especialmente de los tipos de roca para la interpretación de datos geoquímicos.

Para determinar los valores del background en un área, se requiere de relativamente un gran número de muestras de materiales que son analizadas geoquímicamente. Estos materiales pueden ser de suelos, sedimentos de arroyo, rocas, agua y otros, pero obviamente las muestras mineralizadas deben ser excluidas o consideradas separadamente.

Aunque el rango de valores obtenidos por el análisis de un gran número de muestras puede ser grande, los valores de mayor frecuencia tienden a estar concentrados en un rango relativamente pequeño, por lo que este rango restringido de valores o valor modal es generalmente considerado como la abundancia normal o valor particular del background del elemento en el material muestreado (roca, sedimento de arroyo, suelo, agua, etc.) del área en estudio.

2.5. PATHFINDERS O ELEMENTOS GUÍA.- Un pathfinder se define como aquel elemento (o gas) relativamente móvil que está en asociación estrecha con el elemento que está siendo buscado, pero que puede ser encontrado más fácilmente debido a que forma un amplio halo, o porque puede ser detectado más fácilmente por métodos analíticos. Existen dos razones básicas para elegir el uso de los pathfinder en una exploración geoquímica:

1) son más móviles que el elemento buscado, de tal manera que forman un halo más extenso y amplio, por ejemplo el uso de mercurio o arsénico como pathfinder para oro.2) los métodos analíticos utilizados para los pathfinder son más simples, menos caros y más sensibles que los métodos utilizados para analizar el elemento del cuerpo mineral.

Un buen ejemplo es el uso de los elementos fácilmente analizables como el cobre, níquel o cromo como pathfinder para el platino.La selección de un pathfinder requiere que el elemento o elementos usados ocurran en el

ambiente primario en estrecha asociación con el elemento que está siendo buscado, o que sea derivado de él por descomposición radioactiva, tal como el uso del radón como pathfinder para el uranio. Es también esencial que exista una relación directa e interpretable entre la distribución geoquímica del pathfinder y la mineralización.

En algunos casos, el elemento pathfinder puede estar en la ganga de un depósito, en otros casos puede haber penetrado en la estructura de la mena mineral (sustituyendo a ciertos elementos). En el caso de menas polimetálicas, incluso alguno de los elementos mena puede ser el pathfinder para el yacimiento.



Los pathfinders son particularmente útiles en la búsqueda de depósitos minerales ocultos, porque generalmente forman grandes halos. Los pathfinders son usados en los ambientes primario y secundario.

2.6. DISTRIBUCIÓN DE ELEMENTOS TRAZA.- El elemento con mayor valor en la corteza es el titanio (5700 p.p.m, 0.57%). También se puede notar que muchos elementos de importancia para el hombre y necesarios en la industria, y que sus nombres nos resultan familiares, son extremadamente raros, mientras que otros elementos los cuales no nos son nada familiares, son en forma inesperada relativamente abundantes. Por ejemplo el Hg, Mo, Sb, Bi y Au son más raros que el cerio (Ce), disprosio (Dy), hafnio (Hf), escandio (Sc) y galio (Ga).

La razón por la que estos elementos nos sean familiares o no, es que los elementos mencionados como más raros, se encuentran en la composición química de todos los minerales fácilmente reconocibles y bajo condiciones favorables estos elementos raros son concentrados en forma de vetas y otros tipos de depósitos que pueden ser minados.

Los otros elementos aunque más abundantes, raramente forman minerales individuales, encontrándose “dispersos” en las estructuras cristalinas de otros minerales, esto es, sustituyendo a ciertos elementos, por ejemplo el galio sustituye al aluminio, el hafnio al circonio, el rubidio al potasio, el renio al molibdeno.

En el caso del escandio, este se encuentra principalmente sustituyendo al Mg o Fe+3 en las estructuras de algunos cristales, aunque raramente se llegan a formar pequeñas cantidades de mineral de escandio particularmente en pegmatitas, como es el mineral thortveitita (Sc2Si2O7).

Los elementos traza (<0,1%) contenidos en los minerales formadores de rocas, son el origen de los valores de background encontrados en suelos residuales formados a partir de rocas ígneas o metamórficas, así como el background de las rocas mismas.

Es importante señalar que ciertos elementos, aunque llegan a entrar en las estructuras cristalinas de los silicatos formadores de rocas durante la cristalización del magma (Li, Be, Nb, Ta, Sn, U, Th, W, Zr y tierras raras), tienden mas bien a ser concentrados en los fluidos residuales ricos en agua y otros componentes (Hf, HCl y CO2). Estos elementos, aunque son encontrados en pequeñas cantidades en los minerales formadores de rocas, son característicos en las pegmatitas.

En las rocas ígneas, la distribución de elementos mayores (>1%) está controlada por la estabilidad de minerales individuales, la que a su vez está gobernada por condiciones de temperatura y presión, y por la disponibilidad de elementos en el magma residual.

Del mismo modo en que el contenido de elementos mayores y menores (>0,1% <1%) se concentran en un magma a medida que se lleva a cabo la cristalización, lo mismo sucede con el contenido de elementos traza (<0,1%).

Se mencionó que ciertos elementos traza son capaces de penetrar en las estructuras de minerales formadores de rocas. Si esto ocurre, esos elementos son entonces removidos del magma, y de esta forma se elimina la posibilidad de que sean concentrados en depósitos minerales en el ambiente primario.

Otros elementos traza, tales como aquellos que ocurren comúnmente en pegmatitas y en ciertos depósitos hidrotermales, aunque son encontrados en pequeñas cantidades en minerales formadores



de rocas, comúnmente permanecen móviles hasta que alcanzan un medio en el cual son capaces de cristalizar como minerales estables, ocasionalmente en cantidades económicamente significativas.

2.7. DISPERSIÓN Y HALOS PRIMARIOS.- Muchos depósitos minerales de origen ígneo o hidrotermal se caracterizan por la presencia de una zona central, tal como una veta, en la cual, los minerales o elementos de valor pueden estar concentrados en porcentajes económicos.

El grado de concentración de los elementos de valor presentes en dicha zona central del depósito puede ser de tres tipos:

En un rango alto: Como en el caso de depósitos de barita (baritina), fluorita o manganeso. En un rango de bajo porcentaje: Como en el caso de depósitos de plomo y zinc. En un rango de partes por millón (p.p.m.): Como en el caso de oro y platino.Alrededor de dicha zona central del depósito, en la mayoría de los casos existe una disminución

progresiva en el contenido de elementos de valor en la roca que la encajona, hasta que el contenido de dicho elemento alcanza el del valor normal de la roca encajonante, y es clasificada como background del terreno.

El área que rodea a la zona central del depósito, en la cual el contenido de elementos de interés disminuye hacia los valores de background del terreno es llamada halo o aureola primaria. Los halos primarios representan los patrones de distribución de los elementos que fueron depositados como resultado de una dispersión primaria, estos es, la distribución o redistribución de dichos elementos tuvo lugar en el ambiente primario, lo que implica:

que la dispersión de elementos fue originada por procesos del interior de la tierra. que el halo fue formado al mismo tiempo, o casi al mismo tiempo, que la zona central del

yacimiento.El halo puede variar considerablemente en tamaño y forma con respecto a la morfología y tamaño

del cuerpo mineral emplazado. Algunos halos primarios pueden ser detectados a distancia de cientos de metros, mientras que otros no tienen mas que algunos centímetros de ancho. Los halos primarios pueden asumir una variedad infinita de formas debido a lo variable del movimiento de los fluidos en las rocas.

Algunos de los factores principales que determinan el tamaño y la forma de un halo primario son: Condiciones de movilidad de los elementos en solución Volatilidad de los elementos Tendencia a formar minerales extraños Factores físicos tal como viscosidad y presión del magma Tendencia de los fluidos a reaccionar con la roca huésped (como calizas). Microfracturas en las rocas

2.8. TIPOS DE HALOS PRIMARIOS.- Los halos primarios han sido clasificados considerando el tiempo de emplazamiento y la geometría desarrollada por el halo.A. Con respecto al tiempo de emplazamiento se reconocen dos tipos:

1. Halos primarios singenéticos, formados esencialmente en forma contemporánea con la roca encajonante, por ejemplo, halos asociados a pegmatitas o segregaciones ultramáficas.



2. Halos primarios epigenéticos, formados después que la roca ha cristalizado y resultan por la introducción de soluciones mineralizantes a lo largo de fracturas, fallas y superficies de debilidad en donde son emplazadas esas soluciones.

B. Con respecto a las características geométricas desarrolladas, los halos primarios son clasificados según Hawkes (1975), en:

1. Modelos regionales, resultado de una amplia impregnación (hasta varios kilómetros) de una gran masa rocosa, por soluciones hidrotermales u otros fluidos que emanaron de zonas profundas.

2. Modelos de filtración, presentan sistemas de conductos de soluciones bien definidos que corresponden a rasgos estructurales por donde se han movilizado las soluciones.

3. Modelos de roca encajonante, en estos, la roca adyacente a los conductos por las que circularon las soluciones, ha sido modificada por actividad hidrotermal (alteraciones hidrotermales)

El modelo de filtración generalmente implica que la migración del o los elementos sean a lo largo de conductos conformados por fallas, fracturas, microfracturas y otros “caminos” conductores del cuerpo mineral y el halo de filtración es desarrollado en las rocas sobreyacentes durante o poco tiempo después del emplazamiento del depósito.

Los halos de filtración varían ampliamente en tamaño y forma. Comúnmente son angostos, sobre estructuras verticales, pero pueden ser anchos, ovalados o circulares sobre troncos fuertemente fracturados. Estos halos han sido identificados en fallas y sistemas de fracturas a más de 150 metros de los depósitos minerales y pueden ser detectados en la mayoría de los diferentes métodos de muestreo geoquímico, particularmente en las muestras de suelos, rocas y agua. Estos halos son especialmente importantes porque su presencia en rocas de la superficie del terreno, ofrece muchas expectativas en la búsqueda de algunos tipos de menas en depósitos ocultos. Dentro de los halos de filtración, existe un tipo que ofrece aun más esperanzas para el descubrimiento de depósitos ocultos, y son los halos de filtración gaseosos, ya que ciertos elementos, como el mercurio, emanan de las soluciones hidrotermales y se mueven a través de espacios porosos en rocas y en suelos en forma de gases, migrando mas lejos que otros elementos como resultado de su extrema movilidad y volatilidad.

2.9. MINERALES INSOLUBLES.- Son aquellos minerales residuales formados en el ambiente secundarios en donde una gran variedad de ellos se han formado en la zona de intemperismo, tales como los óxidos de fierro y manganeso, arcillas, sulfatos, carbonatos, cloruros (querargirita), silicatos (crisocola) y metales nativos (mercurio, plata, oro).

Los minerales que se forman en cualquier caso específico dependen de los elementos presentes y de la solubilidad de los compuestos metálicos formados. Un especial interés en la prospección geoquímica lo presentan los óxidos de fierro, particularmente las formas hidratadas, debido a que son abundantes, fácilmente reconocibles y tienen la habilidad de adsorber o de coprecipitar con trazas de metales. Normalmente los óxidos de fierro hidratados son encontrados como capas o pequeñas masas en el área de oxidación de sulfuros denominados gossans (casquetes de oxidación, coberteras o sombreros de fierro, o material limonítico residual). W. C. Peters, hace una diferencia entre gossan y casquete de oxidación. El gossan es la acumulación celular de material limonítico



derivado de la lixiviación de vetas y depósitos masivos de sulfuros, mientras que el casquete de oxidación es la porción superior, lixiviada y coloreada de limonita principalmente desarrollado en cuerpos de sulfuros diseminados como son los pórfidos cupríferos.

2.10. SOLUCIONES HIDROTERMALES.- Son soluciones acuosas calientes naturales de cualquier origen. La mayoría de los investigadores consideran que el solvente es el agua con las sales minerales y los gases disueltos en ella; así, el ácido carbónico en condiciones de gran profundidad de la corteza terrestre, también puede ser líquido y servir de solvente del cual pueden depositarse menas.

Las soluciones hidrotermales pueden tener distintos orígenes, entre los principales: a) agua contenida en solución en un magma y liberada en el curso de su cristalización, b) agua contenida en sedimentos, que se separa en el curso de la diagénesis y litificación de la secuencia, c) agua liberada en el curso del metamorfismo de rocas, d) aguas subterráneas calentadas por efecto de un alto gradiente geotérmico debido a un cuerpo magmático en cristalización, al desarrollo de un rift, etc.

Las soluciones hidrotermales salinas tienen un especial potencial para lixiviar metales de las rocas, así como para transportarlos, debido a su capacidad para formar iones metálicos complejos con los aniones que contienen (p.ej. complejos clorurados). La etapa hidrotermal constituye la última fase de la cristalización de un magma, después de la cristalización principal, la etapa pegmatítica y la neumatolítica.

2.11. ALTERACIÓN QUÍMICA.- Proceso de modificación de los minerales y rocas dando lugar a la formación de nuevos minerales, por cambios en su composición química y en su estructura cristalina, generalmente se forman los óxidos, sulfatos, carbonatos, etc.

2.12. ÁTOMO, RADIO ATÓMICO Y RADIO IÓNICO2.12.1. Átomo.- Estructura que forma la unidad básica de cualquier elemento. Es la menor unidad de materia que puede intervenir en una combinación química. Es la unidad en toda estructura cristalina.2.12.2. Radio atómico.- Se define como la mitad de la distancia entre los centros de dos átomos de un mismo elemento, por ejemplo el Na tiene 1,86 Ǻ2.12.3. Radio iónico.- Se define como la distancia entre los centros de un catión y un anión, por ejemplo, el Na tiene 0,97 Å por radio del ión en la halita.

El radio de un ión no es constante y varía con la carga, puesto que depende de su estructura atómica; está en relación con la posición que ocupa el elemento en la Tabla Periódica.

Las reglas siguientes tienen carácter general:a). En los elementos del mismo grupo de la Tabla Periódica, el radio iónico aumenta a medida que aumenta el número atómico de los elementos.

4 Be 2+ 12 Mg 2+ 20 Ca 2+ 38 Sr2+ 56 Ba 2+

0,35 Å 0,66 Å 0,99 Å 1,12Å 1,34 ÅEste incremento es natural, pues dichos elementos aumentan el número electrónico alrededor del

núcleo, y por lo tanto aumenta el radio iónico.



b). En los iones positivos (catión) de la misma estructura electrónica, el radio iónico disminuye al aumentar la carga.

Na+ Mg2+ Al3+ Si4+ P5+ S6+

0,97Å 0,66Å 0,51Å 0,42Å 0,35Å 0,30ÅEsta disminución se debe a que cuando dichos elementos pierden electrones, los núcleos ejercen

una mayor atracción sobre los electrones restantes, disminuyendo por consiguiente el radio atómico.c). En los elementos que presentan diversas valencias, es decir, que forman iones con distintas cargas, al ión de mayor carga corresponde un radio más pequeño.

Mn2+ Mn3+ Mn4+ Mn7+ Cl1- Cl1+ Cl5+ Cl7+

0,80Å 0,66Å 0,60Å 0,47Å 1,81Å 1,07Å 0,30Å 0,27Å

2.13. POTENCIAL IÓNICO.- Este parámetro indica la relación entre el radio iónico de un elemento y su valencia positiva (vale decir Fe2+, S6+, etc.). Representando los distintos elementos con su respectiva valencia y radio iónico en un diagrama de dos ejes, ellos se agrupan en distintos campos, que se corresponden con sus propiedades químicas en solución: 2.13.1. Alto radio iónico, baja valencia (como Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+). Estos iones no se hidrolizan en soluciones acuosas. 2.13.2. Radio iónico y valencia intermedios (Al3+, Fe3+). Estos iones experimentan hidrólisis, precipitando los respectivos hidróxidos. 2.13.3. Pequeño radio iónico; alta valencia (como C4+, P5+ y S6+). No son solubles como iones simples, pero sí como iones complejos con oxígeno: CO3

2-, PO43- , SO4

2-.

2.14. ENERGÍA DE IONIZACIÓN.- Llamada también Potencial de Ionización (PI), se define como la energía mínima que se requiere para quitar un electrón de un átomo en estado gaseoso. El PI generalmente aumenta a través de un período y disminuye al descender en un grupo; tiende a variar la forma exactamente opuesta al radio atómico y esto no es coincidencia, cuanto más cerca del núcleo están los electrones, más energía se necesita para desprenderlos.

A través de un período los radios atómicos disminuyen y los potenciales de ionización aumentan, cuando descendemos en un grupo, el radio atómico aumenta y disminuye el de ionización.

2.15. IONES METÁLICOS COMPLEJOS.- En las soluciones hidrotermales sulfuradas, los metales pesados (Cu, Zn, Ni, Cd, Ag, Au, Hg, etc.) no se encuentran disueltos en forma iónica simple (lo que no es factible, por el bajísimo producto de solubilidad de sus sulfuros), sino formando iones complejos con elementos no-metálicos o metaloides. Por ejemplo, el Au se disuelve bajo la forma de Au(CN)2-(ión dicianuroaurato), Hg bajo la forma de HgS2- etc., mientras Cu, Zn, Pb y otros metales se disuelven formando iones complejos clorurados.

Estos iones complejos son tanto más estables cuanto más pesado es el elemento metálico. Su precipitación ocurre cuando se desestabilizan por cambios bruscos de T, P o composición química. Por ejemplo, en el caso del Au(CN)2-, su pH ideal es ligeramente ácido (alrededor de pH 5.5). Si el



pH disminuye, entonces: HS- + H+ = H2S; si aumenta, HS- + OH- = S2- + H2O. Por lo tanto, al disminuir la concentración de HS- el complejo se desestabiliza y precipita Au. La lixiviación cianurada de oro, en la cual el metal es disuelto en forma de Au(CN)2- constituye una aplicación industrial del mismo mecanismo.

En general, existe concordancia entre los patrones de zonación de minerales en un yacimiento complejo y la estabilidad de los iones complejos que forman los respectivos metales. Ver además: hidrometalurgia, hidrotermal, zonación.

2.16. AFINIDAD ELECTRÓNICA.- Otra propiedad de los átomos que influyen en su comportamiento químico es su capacidad para aceptar uno o más electrones, es decir, es el cambio de energía que ocurre cuando un átomo, en estado gaseoso, acepta un electrón para formar un anión.

2.17. ELECTRONEGATIVIDAD.- Es la capacidad de un átomo para atraer hacia sí los electrones de un enlace químico. Los elementos con electronegatividad alta tienen más tendencia para atraer electrones que los elementos de electronegatividad baja. La electronegatividad aumenta, de izquierda a derecha, a través de un período de la Tabla Periódica, coincidiendo con el carácter no-metálico de los elementos. En cada grupo, la electronegatividad disminuye al aumentar el número atómico y el carácter metálico. Los átomos de los elementos con grandes diferencias de electronegatividad tienden a formar enlaces iónicos, como los que existen en el NaCl y CaO, por que el átomo del elemento menos electronegativo cede sus electrones al átomo del elemento más electronegativo; un enlace iónico generalmente une a un átomo de un elemento metal con un átomo de un elemento no-metálico. Los átomos de elementos con electronegatividad similares tienden a formar entre ellos enlaces covalentes polares. Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración hidrotermal. Por ejemplo, el intercambio de Mg2+ por Ca2+ (intercambio catiónico). Las reacciones de intercambio iónico también se conocen como cambio de base y corresponden a una reacción por la cual cationes adsorbidos en la superficie de un sólido, tal como un mineral de arcilla o zeolita son reemplazados por cationes en la solución circundante. El intercambio de cationes Ca2+ y Na+ de plagioclasas por K+ para originar feldespato potásico corresponde a este tipo de reacción y caracteriza a la alteración potásica. El intercambio de cationes metálicos de los minerales de una roca por H+ corresponde a un caso especial, conocido como hidrólisis y es muy importante en la mayoría de los tipos de alteración hidrotermal.

2.18. ALTERACIÓN HIDROTERMAL.- Las soluciones hidrotermales (vale decir, de aguas calientes) tienen variados orígenes. Junto con su capacidad para transportar metales de interés económico, interactúan con las rocas, alterando su mineralogía y composición química. Su interés en geología económica se deriva de su asociación con determinados tipos de mineralización. Por ejemplo, la alteración potásica se relaciona con la principal mineralización hipógena (hipogénica) de los pórfidos cupríferos. En general, los tipos de alteración hidrotermal se pueden agrupar en dos principales:



1) Alteraciones por metasomatismo de elementos alcalinos o alcalino-térreos: alteración potásica, alteración calco-sódica y alteración propilítica. 2) Alteraciones por metasomatismo del catión H+ (hidrogeniones), alteración fílica, alteración argílica y alteración argílica avanzada. El estudio de la alteración hidrotermal desempeña un papel central en la exploración de yacimientos metalíferos.

2.19. FACTORES QUÍMICOS EXTERNOS.- Las propiedades químicas de las aguas que más influencian a las diferentes reacciones químicas son el pH y el Eh.a). El pH es la medida de su acidez o alcalinidad en una escala que varía de O (acidez) hasta 14 (alcalino), siendo el valor pH 7 para soluciones neutras. El pH en aguas naturales varía entre 4,5 y 8,5. El agua de lluvia tiene reacción ácida (5,0) por efecto del CO2 atmosférico. Mayor acidez se produce por la descomposición de la pirita en ácido sulfúrico, por los ácidos húmicos en suelos ricos en materia orgánica. En las salmueras muy salinas el pH varía entre 9,0 a 10,0. El pH es muy importante en la solubilidad de muchos cationes; Ca2+ y Mg2+ son prácticamente insolubles en ambientes alcalinos, pero son acarreados en medio ácidos.b). El Eh es la medida del potencial de oxidación (pérdida de electrones de un catión o captura de electrón por un anión) o potencial de reducción (captura de electrón por un catión o pérdida de electrón de un anión). En las reacciones en que participan el H+ y el OH-, el potencial de oxidación disminuye al incrementar el pH, de modo tal que la oxidación es más fácil en soluciones alcalinas que en las soluciones ácidas.

El pH y el Eh tienen una influencia sobre la solubilidad de los minerales y el campo de la estabilidad de los minerales, de sus iones o compuestos, por ejemplo, la sílice tiene una constante de solubilidad de pH entre valores de aproximadamente 2 y 9, pero cuando el pH excede de 9, la solubilidad se incrementa gradualmente. El ópalo es cerca de 20 veces más soluble que el cuarzo, pero en un pH mayor de 9, tanto el cuarzo y el ópalo actúan similarmente con respecto a la velocidad de solución. La calcita y la aragonita son solubles en valores pH ácidos y muestran disminución de su solubilidad con el incremento del pH hasta que se precipitan y son esencialmente insolubles en pH aproximado de 8,9; en este caso también hay un efecto cristalográfico porque la aragonita es 16% más soluble que la calcita, la alúmina es siempre soluble entre valores de pH de 4 a 1.

El Fe(OH)3, es insoluble en pH mayor de 3, pero muy soluble en ambiente con una acidez de pH menor de 3.

El Fe(OH)2, es insoluble en pH mayores de 9,4, pero muy soluble en valores menores de 9,4.Con respecto al Eh el ión Fe2+ es móvil y estable en cierto nivel de ambiente de reducción pero reacciona rápidamente en ambientes oxidantes para formar Fe3+, el cual precipita en presencia de agua como Fe(OH)3, en pH mayor de 3.c). Hidratación.- Adición de diferentes cantidades de moléculas de H2O.

Fe203+ nH20 → Fe203.nH20d).Oxidación.- Penetración del oxígeno en las grietas de la red cristalina. Las grietas son producidas por efectos de la hidratación.

1). 2Fe2++ 4HCO3 + ½ O2 → Fe203 + 4CO2 + 2H2O



2). Fe2O3 + H2O→ 2FeO(OH).

e). Hidrólisis.- Consiste en las reacciones de los iones H+ y OH- del agua con los iones de los minerales, en este caso, los silicatos se disuelven formando productos secundarios (minerales accidentales). La hidrólisis será tanto más fuerte cuanto mayor es la concentración de iones de H, es decir, cuanto más ácida sea la solución. H+ + OH- → H2O

Ortosa Caolinita Cuarzo 2KA1Si3O8 + 2H20 + CO2 → Al2Si2O5(OH)4 + K2CO2 + 4SiO2

La estabilidad de feldespatos, micas y arcillas en proceso de alteración hidrotermal es comúnmente controlada por hidrólisis, en el cual K+, Na+, Ca2+, y otros cationes se transfieren de minerales a la solución y el H+ se incorpora en las fases sólidas remanentes. Esto ha sido denominado metasomatismo de hidrógeno (Hemley and Jones, 1964).

Las reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración hidrotermal y algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis de los minerales constituyentes de las rocas.Ejemplo: Alteración hidrotermal de plagioclasa → sericita → arcillas → cuarzo. En términos químicos esto se puede representar por las reacciones siguientes: Andesina Sericita Cuarzo 1). 0.75 Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ → KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5 Na+ + 0.75 Ca2+ + 3SiO2

Sericita (mica potásica) Caolinita 2). KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5 H2O →1.5 Al2Si2O5(OH)4 + K+

Caolinita Cuarzo 3). 0.5 Al2Si2O5(OH)4 + 3H+ → SiO2 + 2.5 H2O + Al3+

Andesina Caolinita Cuarzo 4). Na2CaAl4Si8O24 + 4H+ + 2H2O → 2 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca2+

Sericita Pirofilita Cuarzo 5). KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 → 1.5 Al2Si4O10(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca2+

Albita Montmorillonita-Na Cuarzo 6). 1.17 NaAlSi3O8 + H+ → 0.5 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+

Montmorillonita Caolinita Cuarzo 7). 3 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5 H2O → 3.5 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+

Sericita Alunita Cuarzo8). KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO2− → KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2

Ácido sulfúrico



Todas estas reacciones implican un empobrecimiento de H+ en el fluido hidrotermal, consecuentemente un aumento del pH de la solución hidrotermal. Este fenómeno puede neutralizar fluidos ácidos y la neutralización puede resultar en zonaciones de distintos minerales hidrotermales en torno a conductos hidrotermales. Cabe destacar que en la mayoría de las reacciones de hidrólisis producen como subproducto SiO2 y esta es la razón porqué el cuarzo es omnipresente en rocas alteradas. En situaciones de fluidos muy ácidos como el ejemplificado en la última reacción se pueden hidrolizar incluso micas aluminosas dando origen al sulfato de Al (alunita) y cuarzo.

Aunque las reacciones de hidrólisis modifican el pH del fluido hidrotermal al alterar los minerales de las rocas, la presencia de ciertos minerales interactuando con soluciones salinas pueden mantener ciertos rangos de pH mientras no se consuman totalmente; estos se conocen como minerales buffer (amortiguador o tope). Las series de minerales buffer hacen que las variaciones de pH sean escalonadas y serán importantes para la solubilidad y precipitación de metales.

2.20. SUSTITUCIÓN DE LOS ELEMENTOS.- Estas reglas se aplican tanto a los elementos mayoritarios como a los minoritarios y a las distintas maneras en la que los elementos minoritarios se distribuyen entre las fases líquidas o sólidas, de tal manera que puedan ser camuflados, capturados o admitidos, en relación con los mayoritarios.

A. Camuflaje.- El elemento minoritario no forma sus propios minerales pero es ocultado o escondido (camuflado) por los cristales del elemento mayoritario. Es el caso de los iones del Zr4+ (0,80Ǻ) y el Hf+ (0,79 Ǻ) en el que este último raramente forma sus propios minerales sino que se encuentra en el Circón (ZrSiO4).

B. Captura.- Se da en la formación de los feldespatos, los cuales pueden capturar Ba2+(1,44 Ǻ) o Sr2+ (1,21Å) en lugar de K+ (1,46 Å).

C. Admisión.- El Rb+ en el feldespato potásico y otros minerales potásicos es un ejemplo de admisión, a causa de que el Rb+ (1,57Å) tienen un potencial iónico menor que el K+(0,146 Å).

2.21. METAMORFISMO COMO PROCESO GEOQUÍMICO.- El metamorfismo tiende a producir rocas más o menos uniformes en grandes extensiones de terreno, modificando o no la composición química global de una roca que puede permanecer constante o cambiar. Como procesos geoquímicos del metamorfismo se pueden considerar a:2.21.1. Metamorfismo Isoquímico.- Las reacciones tienen lugar entre los minerales de las rocas, sin que las soluciones circulantes aporten mayormente elementos al sistema; en este caso, las soluciones cumplen las funciones de estimular y acelerar las reacciones químicas, de tal manera que la composición química global de las rocas no es afectada. Por ejemplo:

WollastonitaSiO2 + CaCO3 → CaSiO3 + CO2

2.21.2. Metamorfismo Aloquímico.- Las soluciones circulantes reaccionan con los minerales de las rocas y modifican la composición química global de la roca, aportando nuevos elementos químicos que dan lugar a la formación de nuevos minerales; a este metamorfismo aloquímico se le denomina metasomatismo. Ejemplo, la formación del feldespato albita (NaAlSi3O8) en rocas micáceas con



aporte de Na; o también la silicificación de rocas, en especial carbonatadas, por crecimiento del cuarzo.

Teniendo en consideración la migración de elementos químicos, las zonas de metamorfismo regional han sido interpretadas como: a) el resultado del metamorfismo isoquímico con difusión de material limitado a unos pocos mm, y b) el resultado del metamorfismo regional con transferencia de gran volumen de material.

A parte del agua y otros volátiles, el metamorfismo adyacente a las intrusiones ígneas es generalmente isoquímico con reajuste mineralógico asociado con el incremento de temperatura. En algunos casos los constituyentes del magma han invadido a las rocas adyacentes a la intrusión (metamorfismo pneumatolítico) con la formación de minerales conteniendo B, F, Cl, S y Na.

La reacción entre el magma y las calizas produce skarns compuestos de silicatos de Ca conjuntamente con minerales de Fe, Pb, Zn, Cu (sulfuros) y tungsteno, los cuales pueden constituir concentraciones de valores económicos.

Se han propuesto muchos mecanismos para explicar la migración del material en ambientes metamórficos, tales como:

1. La difusión sólida de iones, para explicar las variaciones en la composición química de las rocas metamórficas con la profundidad.

2. El proceso de concreción, conlleva el desarrollo de minerales individuales, que involucra enriquecimiento en constituyentes estables e inversamente a ella es la extracción y redeposición de muchas sustancias solubles (secreción).

Las evidencias indican que la fusión (anatexia) es un mecanismo en la formación de migmatitas y graníticos. Asimismo, la actividad metamórfica sobre grandes áreas está asociada con el flujo de calor en la corteza; la movilidad química puede ser expresada como movimiento del material ascendente y lateral, en constituyentes volátiles es aceptado universalmente.

2.22. METAMORFISMO CON ADICIÓN DE SUSTANCIAS2.22.1. Metasomatismo.- Este proceso se produce en calizas y en rocas silicatadas; hace variar la composición química global de la roca afectada.

Los lugares en los cuales se producen los reemplazamientos metasomáticos dependen del camino de circulación de las soluciones, la mayor parte de las veces esta circulación se verifica en las hendiduras y en el límite entre capas porosas y no permeables.

Las distintas sustancias que pueden adicionarse a la roca huésped son:2.22.2. Adición de álcali.- La más corriente es la adición del Na a partir del magma como sienita sódica y granito sódico, ricos en Na. Otros fenómenos son la albitización o sea la formación de la albita por introducción de Na y la egirinización por adición de Na a los silicatos ferromagnesianos. La feldespatización por adición de K a partir de magma graníticos ricos en moscovita, también puede adicionarse el K a los silicatos ferromagnesianos dando biotita. La formación de greissen (roca metamórfica formada a partir del granito) suele ser acompañada de fuerte formación de mica lítica zinnwaldita.2.22.3. Adición de fluor y boro.- La adición de F se manifiesta en la transformación de feldespato en un agregado fibroso de cristales de topacio. Es corriente la formación de fluorita a partir de las calizas y más raramente en las rocas silíceas metamorfizadas. La adición de B da lugar a la



formación de turmalina. Este fenómeno se llama turmalinización, se produce a expensas del feldespato, de la moscovita o de la sericita de la roca.

La adición de F y B suele acompañar al de estaño y wolframio; la mayor parte de los yacimientos de estos metales son acompañados de rocas turmaliníferas, topacio o fluorita.2.22.4. Adición de sílice, hierro y magnesio.- La existencia de la adición de sílice se comprueba con la transformación de las calizas en diópsido (Si2O6CaMg), el contenido de Ca en wollastonita. La adición de hierro se comprueba con la existencia de depósitos de magnetita en las proximidades de las rocas pobres en Fe. La adición de Mg se comprueba en la transformación de las rocas cuarcíticas en otra que contiene cordierita (Si5O18Mg2Al4) y antofilita [Si8O22(Mg,Fe)7(OH2 )].

2.23. PRINCIPIOS QUE GOBIERNAN LA DISTRIBUCIÓN DE LOS ELEMENOSPara estudiar la distribución de los elementos en las fases sólidas durante la cristalización de un

magma con un buen grado de confiabilidad, es necesario establecer puntos referentes a los porcentajes de concentración de elementos mayores (> 1%), elementos menores (< 1% pero > 0,1%), elementos trazas (< 0,1%) y sus variaciones (límites) en rocas ígneas de muchas clases que pueden cristalizar durante el enfriamiento de un magma.2.23.1. Reglas de Goldschmidt.- Sobre las bases de los estudios de equilibrio químico, cristalografía, petrología y análisis, Goldschmidt propuso sus clásicas reglas generales para explicar la distribución de los elementos; estas reglas son especialmente aplicables a los minerales de las rocas ígneas con sus enlaces dominantemente iónicos, implicando los factores que controlan tales distribuciones.

Regla de la diadocia, precisa las condiciones en las cuales dos iones pueden reemplazarse (diadocia) el uno al otro en un edificio cristalino.Ley 1.- Para que dos iones puedan reemplazarse el uno al otro en un cristal su radio iónico no debe diferenciarse más de un 15%. Así el Mg2+ (0,65Å) y el Fe2+ (0,75Å) se sustituyen fácilmente en un buen número de minerales (peridoto, piroxeno, anfíboles). De la misma manera Ca2+ (0,99Å) y el Nal+ (0,98Å ) se reemplazan en todas las proporciones en la serie de plagioclasas, mientras que, por el contrario Na+ y K+ (1,33Å ) no pueden hacerlo en el seno del grupo de los feldespatos alcalinos, por este último ejemplo, se ve que las sustituciones dependen más del radio de los iones que por su lugar en la Tabla Periódica.Ley 2.- Cuando hay dos iones disponibles para entrar en la red cristalina de un mineral a formarse y ellos tienen la misma valencia (carga eléctrica) y esencialmente el mismo radio iónico, ambos pueden entrar a la red cristalina con igual facilidad. Es el caso de Mg2+ (0,65Å) y el Fe2+ (0,75Å) que forman los silicatos ferromagnesianos.Ley 3.- Cuando hay dos iones del mismo radio iónico pero con diferente carga eléctrica, el ión con la carga más grande preferentemente entrará a la red cristalina. En la cristalización de las plagioclasas y la primera fase sólida que cristaliza de un magma básico podría contener más Ca y menos Na que en el magma. No obstante, el radio iónico del Na (0,98Å) y del Ca (0,99Å) es casi igual, la carga eléctrica del Ca (+2) es más grande que la del Na (+1) y debido a esto el Ca entra en la red cristalina del mineral preferentemente y por eso las primeras fases de plagioclasas provenientes de la cristalización de un magma están enriquecidas en Ca.



Un elemento puede ser sustituido por otro de diferente carga, pero sólo cuando hay una sustitución doble de tal manera que la neutralidad eléctrica se mantenga. En el caso de las plagioclasas, por cada ión de Ca (+2) que intercambia por uno de Na (+1), hay una sustitución de un ión de Al (+3) por uno de Si (+4).Ley 4.- Cuando hay dos iones con la misma carga, pero con diferente radio iónico, el ión más pequeño preferentemente entra en la red cristalina de un mineral formado. En la cristalización del olivino de un magma básico, se encuentra que la primera fase sólida del olivino está enriquecida en Mg (forsterita) debido a que el Mg y el Fe tienen la misma carga (+2) y el Mg (0,65Å) tiene un radio iónico más pequeño que el Fe (0,76Å). En el caso de los feldespatos, el Na (0,98Å) y el K (1,33Å), el ión Na entra primero para formar la albita y luego el K para formar la ortosa debido a que tiene mayor radio.

2.23.2. Reglas de Ringwood.- Explica la distribución y sustitución de los elementos teniendo en consideración que los enlaces más fuertes generalmente dominarían en la competencia por un lugar en la red cristalina de un mineral.Ley 1.- Cuando dos iones poseen radios y cargas similares, el ión que tiene la electronegatividad más pequeña se incorpora preferentemente. Así, el Cu+ no reemplaza al Na+ en la plagioclasa y el Cu2+ no reemplaza al Fe2+ en los minerales ferromagnesianos, sustituciones que no se dan en la naturaleza, ya que el Cu forma aniones más covalentes que el Na. Los elementos de mayor electronegatividad originan compuestos con menor dureza y punto de fusión, es decir, ceden menos energía a la unión.Ley 2.- Para un catión y dos diferentes aniones, el enlace con el anión más grande es más covalente (o menos iónico).Ley 3.- Para dos iones con aproximadamente iguales tamaños, pero con diferentes cargas eléctricas, el ión con la carga más grande forma un enlace covalente (o menos iónico).

2.24. TIPOS DE ENLACE QUÍMICOLos agregados de átomos iguales que constituyen las sustancias elementales o elementos

químicos y los agregados de átomos diferentes, que son los compuestos químicos, o la unión de átomos, moléculas o iones, constituye el llamado enlace químico.

La configuración electrónica externa de los átomos, conocida como configuración de valencia, desempeña un papel determinante en los diferentes mecanismos de enlace, puesto que el enlace está relacionado con la distribución de los electrones reconocidos. Los iones de cargas opuestas pueden ligarse entre sí por las fuerzas electrostáticas de sus cargas para formar el enlace iónico. Si por el contrario, se comparten electrones de valencia de átomos diferentes, recibe el nombre de enlace covalente, etc.2.24.1. Enlace iónico o electrostático.- Es la atracción entre iones con signo eléctrico opuesto que se verifica mediante la transferencia parcial o completa de los electrones de valencia de un ión a otro, siendo dichas partículas de diferente electronegatividad. Este enlace se encuentra entre aniones y cationes cuyas electronegatividades son muy diferentes y ocurre frecuentemente sobre el 80% de todos los minerales, entre ellos, ClNa, ClK, ClAg, etc. Los compuestos con enlaces iónicos se



caracterizan por su baja conductividad eléctrica y calor en estado sólido y su alta conductividad en estado de fusión y de solución; por su fácil solubilidad con disolventes polares, como el agua forman soluciones conductoras que contienen iones libres.2.24.2. Enlace metálico.- Este se da solamente en 1os átomos de elementos electropositivos y es responsable de la cohesión de los metales y sus aleaciones. En los metales, su estructura consta de átomos cercanamente estrechos cuyos electrones externos forman un orbital compuesto o nube de electrones que envuelve todos los núcleos atómicos cargados positivamente con sus electrones internos. La atracción entre los iones positivos y la nube con sus electrones negativamente cargados constituyen el enlace metálico. Los elementos metálicos presentan bajos potenciales de ionización, por lo que pueden ceder electrones con facilidad y, de esta forma dar lugar a la producción de cationes.2.24.3. Enlace covalente.- Llamado también enlace homopolar, los átomos no están ionizados sino que comparten electrones -dos por ligadura- que giran en un orbital común haciendo a este enlace más fuerte de todos los enlaces químicos. Esta ligadura es la que une, por ejemplo, a las moléculas diatómicas de los gases (N2, O2, H2). En el hidrógeno cada átomo aporta un electrón para formar un par que ocupa un orbital. La coparticipación de electrones sirve para unir no sólo a átomos de un mismo elemento, sino que numerosas moléculas combinadas son también covalentes HCl, NH3.

CH4. etc. El enlace covalente posee gran energía y es difícil romper los cristales formados por moléculas unidas internamente por covalencia, son extraordinariamente duros e insolubles como el diamante, el carburo silicio y otros.2.24.4. Enlace van der Waals.- Conocido por su debilidad como en1ace de campo residual, es encontrado en los cristales de elementos inertes, fija moléculas neutras y unidades estructurales sin carga mediante débiles cargas residuales de su superficie. Es el tipo más débil de los enlaces químicos. Este enlace se encuentra sólo en compuestos orgánicos y gases, hallándose pocas veces en los minerales, cuando se halla en ellos, definen generalmente una zona de exfoliación fácil y de poca dureza, un ejemplo, es el grafito, formado por hojas de átomos de carbono unidos por enlace covalente, hojas que se unen entre si por fuerzas de Van der Waals.2.24.5. Enlace de hidrógeno.- Un caso particular de polaridad que origina una fuerza de enlace, se produce cuando el hidrógeno entra en covalencia con el oxígeno o con el azufre. El enalce de hidrógeno es común en los hidróxidos, en los cuales el grupo (OH)- no se comporta estrictamente como un grupo aniónico esférico, y al quedar los electrones de valencia desplazados en dirección del oxígeno, el protón H se convierte en un polo positivo débil, capaz de atraer los electrones no intercambiables de un átomo de oxígeno vecino. Este enlace se presentan también en muchos silicatos de capas como las micas y los minerales arcillosos, debido a que éstos contienen grupos de hidroxilos.2.24.6. Enlaces mixtos.- Los cristales donde intervienen un tipo único de ligaduras se denominan homodésmicos (halita, diamante), heterodésmicos, son los que tienen más de un tipo de ligadura, esto ocurre en los carbonatos, sulfatos, donde los cationes C y S se unen en covalencia al oxígeno para formar un grupo molecular (aniones CO3

2-, SO42-) que se ligan iónicamente a otro catión Ca2+,

Nal+, ete.).



CAPÍTULO III: ROCAS ALTERADAS HIDROTERMALMENTE

3.1. DESCRIPCIÓN DE LAS ROCAS ALTERADASA. Protolito. - Es una roca original que existe antes de ser afectada por cualquier proceso de alteración o que no ha sido alterada hidrotermalmente, o no ha sufrido procesos de alteración. Los protolitos pueden ser de cualquier litología; por ejemplo. Pizarra, caliza, tufo riolítico, basalto, granito, micaesquisto, etc.B. Ensamble mineral.- Es un conjunto de minerales que caracterizan a determinado proceso de alteración hidrotermal (tipo de alteración). En varios casos, esto no es usual si todas las fases de mineral en la roca alterada están en equilibrio. Las rocas encajonantes pueden ser alteradas extensamente o alteradas poco; es decir, volúmenes grandes o pequeños de rocas pueden ser alterados.C. Zona de alteración.- Es el volumen de rocas encajonantes alteradas; es descrito también como cubierta, halo o como alteración salbanda cuando es de ancho reducido. Esta zona es considerada



también como un modelo de distribución espacial de zonas circundantes a depósitos minerales. Hay, en general, una simetría de zonas de alteración sobre todos los lados de un depósito mineral. Las zonas de alteración son producidas por gradientes geoquímicas y geotermales en las rocas encajonantes de facciones que sirven como conductos para soluciones hidrotermales por infiltración.

Los tipos de alteración y las sucesiones de zonas de alteración muestran una regularidad en sus asociaciones con depósitos minerales; por lo tanto varias rocas alteradas y zonas son guías para depósitos minerales. Los procesos de alteración pueden consistir en la eliminación o remoción o acción disolvente del agua (lixiviación) de un mineral susceptible, y el consiguiente incremento en porosidad y permeabilidad de la roca.

3.2. IDENTIFICACIÓN DE MINERALES DE ALTERRACIÓNLa identificación en una muestra de mano y una sección delgada petrográfica de rocas alteradas

hidroterma1mente es más difícil que la identificación de minerales en rocas metamórficas y rocas ígneas no alteradas. Las razones incluyen:

A. Muchos de los productos minerales recientemente formados por alteración son extremadamente de grano fino y son difíciles de identificar, excepto bajo una alta ampliación.

B. Texturas de rocas originales son destruidas en cantidades variables. Las texturas formadas recientemente son comunes y consisten de mosaicos de grano fino o agregados entrelazados de productos de alteración.

C. Varias muestras alteradas hidrotermalmente son recolectadas de afloramientos que tienen varias cantidades de alteración supergénica (intemperizada) que están sobreyaciendo o superpuestas sobre la alteración hidrotermal (hipogénica).

D. La alteración no puede haber alcanzado equilibrio y puede ser de baja extensión. Esto resultará en la presencia de dos ensambles de minerales: uno del ensamble de reacción original (o protolito); el segundo, del producto de ensamble propiamente dicho (o alteración).

E. Un tipo de alteración puede ser superpuesto encima de otra alteración. Si el tipo joven es de baja extensión, entonces los dos ensambles serán presentados juntos.

F. Contactos de tipos de alteración con algún otro o con el protolito son comúnmente gradacionales, difusos o ambiguos, por ejemplo, los cambios entre tipos de roca puede depender en la primera apariencia de un mineral de grano fino diseminado o en la disolución o remoción de un mineral original para salir a formar drusas o cavidades pequeñas. En varios casos, esto puede no ser posible para delinear la posición exacta de un contacto. Además, contactos de tipos de alteración pueden ser colindantes con contactos de pre-alteración entre protolitos.

3.3. PROCEDIMIENTOS PARA IDENTIFICACIÓN DE TIPOS DE ALTERACIÓNAsumiendo que el geólogo es requerido para presentar un informe sobre la alteración de rocas

encajonantes en un proyecto minero o mina que son parte de un distrito minero. Las bases de las observaciones geológicas pueden variar desde afloramientos múltiples o muestras de perforación a una recolección pequeña de muestras de perforación diamantina.

El geólogo debe primeramente adquirir conocimiento de la amplitud del distrito y de su geología local, inicialmente en informes publicados y no publicados. Información acerca de litología,



geología estructural y depósitos minerales pueden acortar el tiempo que se tiene para ser empleado en el trabajo de campo del distrito amplio. Un manual convencional de mapas, lista de minerales y abreviaturas de rocas pueden ser requeridos.3.3.1. Los procedimientos de campo.- Sobre la propiedad o mina, el geólogo puede observar cuidadosamente la distribución geológica, formas y relaciones de cada unidad de roca no alterada expuesta. Además variaciones de color, estructura, textura, mineralogía e inclusiones de cada litología pueden ser observadas.

La atención ahora puede ser provechosa al observar rocas alteradas, si es posible, reconocer, podría ser hecho de cada protolito dentro de sus alteraciones débiles y para alteraciones equivalentes intensivamente.

Los estilos de alteración (penetrante, control de vetas, etc.) podrían ser distinguidos en ambos: afloramientos y muestras de mano. Variaciones o cambios observados en estructura y textura de rocas alteradas son comúnmente asociados con los de los protolitos. Cambios en el número y tamaños de drusas y espacios porosos podrían ser observados por que varias rocas alteradas son más porosas y tienen un volumen de densidad baja que sus protolitos.

En una muestra de mano, se identifican minerales constituyentes de los protolitos y los ensambles de minerales estables y si es posible, los productos minerales de intemperismo de las alteraciones hidrotermales. Por otra parte, los efectos de la descalcificación de afloramientos filonianos de carbonato por un decrecimiento en la reactividad de muestras alteradas con HCl diluido, por cuanto, la presencia de la calcita puede fácilmente ser detectada por su reacción con HCl diluido.

Utilizando una lámpara ultravioleta para detectar la presencia de minerales fluorescentes y equipos o instrumentos adecuados para detectar minerales radioactivos son trabajos que se pueden realizar fácilmente. Cuando los principales minerales constituyentes de alteración son identificados, luego los tipos de alteración pueden ser tentativamente identificados en base de los minerales presentes con la ayuda de la lista de minerales disponibles para ello.

Las distribuciones de zonas de tipos de alteración, si ellos existen, deben ser identificados, anotando las asociaciones de zonas de alteración o salbandas con diferentes clases de vetas y venas. Identificar la secuencia paragenética (tiempo) de vetas y zonas de alteración por observación de relaciones, así como identificar estas vetas y alteraciones que son contemporáneas con mineralizaciones y aquellas que son pre o post mineral. Las alteraciones selectivamente penetrantes y penetrantes pueden tener relaciones de superposición. Relaciones complejas son comunes en rocas alteradas, de ahí que observaciones cuidadosas son necesarias.

Toda la información debe ser registrada en mapas de afloramientos y de geomorfología, aunque en bosquejos. Además croquis detallados o anotados y secciones con acompañamiento de fotografías son necesarios en la mayoría de las investigaciones. También son necesarios muestras de alteración visibles de diferentes intensidades y extensiones. Las ubicaciones de puntos de muestreo deberán anotarse en mapas y libreta de campo.3.3.2. Los procedimientos en el laboratorio.- En el laboratorio petrográfico, se deben usar minerales y secciones delgadas parcialmente manchadas por feldespatos y minerales de carbonato. Identificar todos los minerales y qué minerales pertenecen a los componentes del protolítico y a ensambles de alteración. Observar las relaciones mutuas de los minerales, observar los minerales



que comprenden e integran el ensamblaje estable y los minerales que son parcialmente reemplazados.

Confirmar identificaciones tentativas de minerales de grano fino (arcillas y micas blancas en particular) por técnicas de difracción de rayos X. Estudios de cátodos luminiscentes de carbonato y minerales de feldespatos alcalinos son útiles en el reconocimiento de diferentes generaciones de alteración y reliquias, además de texturas reemplazadas.

3.4. LAS PROPIEDADES ÓPTICAS DE PRODUCTOS DE ALTERACIÓN DE GRANO FINO COMÚN

A. Sericita, o mica blanca, es de un color verde pálido a incoloro, tiene realce o relieve positivo con cuarzo. Hay birrefringencia moderada con los blancos y amarillos de primer orden, en secciones de espesor normal, quizá los azules de primer orden o los amarillos y verdes en secciones de espesor mayor.B. Paragonita, pirofilita, talco y flogopita, tienen propiedades ópticas que son muy similares a la sericita. Estos minerales son difíciles para identificar por estudios de microscopio y deben ser identificados por las técnicas de difracción de rayos X.C. Esmectita, es incoloro a turbio (polvoriento), aunque la saponita (silicato de Mg y Al hidratado) es marrón o marrón amarillo y la nontronita (silicato de Fe hidratado) es verde o verde amarillo. La mayoría de las muestras tienen un realce (relieve) negativo con el cuarzo. La birrefringencia es moderada, con los colores naranjas o amarillos de primer orden, y es entonces más grande que de la caolinita.D. Illita, interestratificada con esmectita-illita, también parece a sericita bajo el microscopio. Ellos son mayormente incoloros; sus birrefringencias son moderadas y es similar a las esmectitas. La íllita interestratificada con arcillas de esmectita-illita, debe ser identificada por difracción de rayos X.E. Caolinita, es incoloro a turbio, tiene realce o relieve positivo bajo con el cuarzo. Tiene un ángulo de extinción muy bajo de 1º a 3°; baja birrefringencia, pequeños granos (mayoría de las caolinitas son de grano fino) aparecen para ser isotrópico.F. Biotita, verde, es relativamente común en las rocas alteradas, por lo que parece a la c1orita, pero tiene alta birrefringencia. La clorita tiene baja birrefringencia muy anómala y unos u otros azules ultra, grises oscuros o verdes.

3.4. DESCRICIPCIÓN CUANTIFICADA DE ROCAS ALTERADAS HIDROTERMALMENTE

La descripción de rocas alteradas, además de diferentes descripciones petrográficas ha sido poco estandarizada y cuantificadas. Un método de cuantificar los datos de rocas alteradas es por el uso de conteo de puntos petrográficos de modelos de mineral e integrando los datos sobre la distancia de la veta, cuerpo mineralizado, contacto con el frente de alteración. Un rápido y muy útil método que puede ser usado en las muestras de mano, muestras de perforación, perforación corta (cateo) y las secciones delgadas petrográficas es sugerido por Guilber y Park (no publicado), quienes proponen usar los siguientes símbolos para caracterizar los tipos de alteración hidrotermal.

Tipo de alteración Símbolo



Sericítica (fílica) S Propilítica P Argílica A Argílica avanzada AA Potásica K Clorítica C Silicificación Q Greissen G Skarn SK

Luego los alcances o extensiones de la alteración es estimado sobre la escala de 1 (el más bajo) a 10 (el más alto) y el estilo de alteración es estimado en términos de penetrante de 1 (vetas y venas controladas) a 10 (alterado penetrante completamente).

Una descripción típica podría luego aparecer como: S-3-1, donde S significa alteración sericítica, y 3-1 significa 30% de alcance o alteración sobre vetas o venas controladas.

Los tipos de alteración compuesta y mixta pueden ser fácilmente designados como, por ejemplo, S-4, C-6, donde hay 40% de alteración sericítica y 60% de alteración clorítita.

La secuencia paragenética de alteración puede ser designada como: P-1-9, S-8-2. De esta manera, las descripciones de campo y laboratorio de rocas alteradas por diferentes geólogos pueden estandarizarse y ser comparadas fácil y rápidamente.

3.6. INTRODUCCIÓN A LOS TIPOS DE ALTERACIÓNLa alteración de rocas encajonantes incluye aquellos cambios químicos y mineralógicos causados

por soluciones circulantes (infiltrantes) y/o difusiones dentro de las rocas huéspedes de los cuerpos mineralizados. Únicamente la alteración que se debe a las soluciones hidrotermales (agua calentada) es considerada para casos de alteración hidrotermal. Esta alteración ocurre mediante la transformación de fase, crecimiento de nuevos minerales, precipitación y disoluciones de minerales, y reacciones de cambio iónico o de base. Aunque el tipo de roca original tiene influencia sobre la mineralogía secundaria, su efecto es menos que los que se deben a la permeabilidad, temperatura y composición de los fluidos (Hem1ey y Ellis, 1983).

La alteración hidrotermal es un término general que abarca la mineralogía, textura, y es responsable químico de rocas a un cambio termal y el ambiente químico en la presencia de agua caliente, evaporación o gas. Las limitaciones de estos términos son que están pobremente definidos, existiendo una completa transición a través del soterramiento metamórfico (Zen, 1974). Terrenos de metamorfismo soterrados de bajo grado pueden ser caracterizados por metamorfismo isoquímico y ratios bajos de agua-roca que en sistemas geotermales o hidrotermales (Hemley y Ellis, 1983).

3.7. APLICACIÓN DEL ROL DE LA FASEGoldschmidt en 1911 puntualizó primeramente que el Rol de la Fase de Gibbs podría ser aplicado

a rocas metamórficas en las que las fases de los minerales estaban en equilibrio. El mismo concepto puede ser aplicado a las rocas alteradas hidrotermalmente. El rol de la fase es:



P + V = C + 2

En donde: P = número de fases de minerales. V = varianza o el número de grados de libertad tal como son: presión, temperatura y

concentración de cada fase. C = número de componentes, que es el más pequeño número de constituyentes

químicos que debe ser especificado en orden para expresar la composición de cada fase en el sistema.

Goldschmidt razonó que cualquier roca metamórfica común debe ser estable sobre un rango de T y P, de otra manera esto no podría producirse usualmente. En roca o ensamble semejante, la varianza es por lo menos 2. Consecuentemente, P es igual o menor que C que es, el máximo número de fases de minerales en igual equilibrio de número de componentes. Si el agua existió en los poros de las rocas en el momento de la reconstrucción, esto máximo podría ser (C = 1) porque agua es considerada como un componente (monario).

Los componentes pueden ocurrir en una simple fase u ocurrir en dos o más fases. A fin de definir o distinguir un determinado ensamblaje metamórfico de minerales, nosotros debemos considerar esos componentes que ocurren en dos o más fases. Aquellos son componentes críticos.

No necesitamos considerar como componentes críticos aquellos que son tan abundantes, ellos siempre ocurren como fases bajo condiciones de equilibrio. Por ejemplo, la sílice está siempre en exceso porque está presente el cuarzo. Asimismo, el H20 como una solución acuosa o vapor es también una fase. Los componentes críticos son aquellos que pueden ocurrir como dos o más fases de mineral dentro del rango estable de T y P del ensamblaje de alteración bajo consideración.

Cuando componentes críticos son limitados a 3 o menos, los ensamblajes (facies de mineral) pueden ser mostrados en un diagrama triangular en donde los tres componentes críticos ocupan los ápices del triángulo. La mayoría de los ensamblajes de alteración hidrotermal pueden ser descritos en términos de dos semejantes diagramas: ACF y AKF. En ocasiones, cuando se discutan sistemas máficos o ultramáficos, un diagrama AFM puede ser usado.

3.8. DIAGRAMAS ACF, AKF, AFM Los diagramas ACF, AKF y AFM son diagramas de proporción molecular triangular (Fig.3.1)

generalmente utilizados en metamorfismo y alteración petrológica. Los polos son designados como el que sigue:

A, es Al2O3 y otros componentes de una roca que se comportan similarmente en su química para alúmina; esto incluye boro, hierro férrico, etc.

C, es CaO. K, es K2O y componentes similares químicamente como Na2O, Li2O. F, es FeO, MgO, MnO.

Diagramas semejantes están basados en composiciones químicas de volumen y cada diagrama es aplicado a una presión específica y rango de temperatura. La condición es que la presión total es igual a la presión hidrostática, es asumida. Además, la condición es que existe exceso de sílice, en la forma de cuarzo, calcedonia u ópalo, es también asumida. En estos diagramas, conocidos también como de Meyer y Hemley, se diferencian los diagramas fases comunes, equilibrios químicos entre



las fases de minerales no es asumida. Algunos ensamblajes de alteración son mejor mostrados en diagramas AFM, donde el

componente “A” permanece el mismo como en los diagramas ACF y AKF, el componente “F” es FeO, MnO y “M” es MgO.

A Al2O3, Fe2O3, B2O3 A Al2O3, Fe2O3

K C K M K2O CaO K2O MgO Na2O Na2O Li2O Li2O F F FeO FeO MgO MgO MnO MnO

Figura 3.1. Diagramas de proporción molecular triangular

Figura 3.2. Diagramas de triámgulo doble de Meyer y Hamley



Figura 3.3. Diagramas de triángulo doble de Meyer y Hemley

La alunita puede originarse en variados tipos de ambientes, como producto de alteración por condensación de gases ricos en H2S, como producto de alteración supérgena, como producto de cristalización magmática/hidrotermal, o a lo largo de vetas y brechas hidrotermales de origen magmático.

CAPITULO IV: ALTERACIÓN HIDROTERMAL

4.1. INTRODUCCIÓNLa alteración hidrotermal es el cambio mineralógico, químico y textural de las rocas encajonantes

circundantes a las estructuras mineralizadas. Es conocida también corno metamorfismo hidrotermal, por tratarse de la recristalización que aparece con la influencia de soluciones hidrotermales que vienen del interior de la Tierra. Específicamente, cuando las recristalizaciones se limitan a una pequeña área se conoce como alteración hidrotermal.

La solución hidrotermal es una solución acuosa caliente natural de cualquier origen. Una solución hidrotermal tiene una capacidad especial para transportar metales en forma de iones complejos, los que deposita cuando sufre un desequilibrio físico (cambios en T o P) o químico. Elementos constituyentes de los minerales que se separan del líquido magmático y enriqueciéndose en aquellos elementos que no han entrado a formar parte de las fases sólidas ya cristalizadas.

El mecanismo por el que esto ocurre se esquematiza en la denominada serie de Bowen. La serie de reacción de Bowen está formada por dos ramas. Las plagioclasas, a la derecha, forman la serie de reacción contínua, ya que la composición va variando a medida que disminuye la temperatura, pero dando lugar a minerales estructuralmente semejantes. Durante la cristalización los cristales formados reaccionan continuamente con el fundido, variando su composición hacia el término más



rico en Na (albita), según desciende la T. La rama izquierda está formada por una variedad de tipos minerales que difieren tanto composicional como estructuralmente. Estos minerales forman la serie discontínua. Así, no existe solución sólida entre anfíbol y biotita, por ejemplo, a diferencia de lo que ocurría en la serie contínua con las plagioclasas. Las reacciones entre los cristales y el fundido tienen lugar sólo durante ciertas fases de la secuencia de enfriamiento. Los minerales de ambas series cristalizan a altas T; los minerales de la parte inferior a temperaturas más bajas.

Figura 4.1. Cristalización magmática según BowenConsideremos ahora cómo actúan estas series de reacción. Si partimos de un magma basáltico, su

enfriamiento dará lugar, inicialmente, a la cristalización de una plagioclasa cálcica y/o olivino, y quizás a un mineral tipo espinela (cromita). Bajo una cristalización en equilibrio, la plagioclasa cálcica reaccionará con el fundido y se hará más sódica; además, en algún punto de la secuencia de cristalización, los cristales de olivino reaccionarán con el líquido magmático y serán eliminados, en favor de un piroxeno rico en Mg. Si la cristalización en equilibrio se mantiene y estas reacciones ocurren, el fundido probablemente completaría su cristalización con la formación de más plagioclasa (algo más sódica) y piroxeno (quizás algo más rico en Ca). La disminución de sílice en el magma no permitirá la formación de minerales más ricos en sílice (los de la parte inferior de la serie), como anfíboles o biotita.

Si, por el contario, a los primeros cristales de plagioclasas cálcicas y olivino formados se les impide mediante algún mecanismo reaccionar con el fundido, la composición del líquido residual va a variar enormemente. La no reacción de los minerales pobres en sílice, permitirá que el fundido restante se enriquezca en este componente. Por su parte, la cristalización y no reacción de la plagioclasa cálcica dará como resultado un enriquecimiento relativo en el contenido en Na del fundido. De hecho, cualquier elemento que no esté presente en las fases cristalizadas, estará necesariamente enriquecido en la restante porción del magma.



El fundido diferenciado residual continuará cristalizando, formándose minerales situados más bajo en la serie de reacción (p. ej., una plagioclasa más sódica). Si continúa la no reacción o la reacción incompleta, con la separación de las fases anhidras cristalizadas, el contenido en agua se incrementará hasta el punto en el que comiencen a precipitar fases hidratadas. Así, se formarán anfíboles y micas. Si estas fases no reaccionan se formarán finalmente feldespato potásico y moscovita y el exceso de sílice libre cristalizará como cuarzo.

En resumen, la tendencia de los líquidos magmáticos es hacia un enriquecimiento progresivo en sílice y álcalis y un empobrecimiento paralelo en Mg, Fe y Ca. Este progresivo enriquecimiento en sílice es el responsable de la polimerización de los tetraedros (SiO4)4- dando lugar a la aparición sucesiva de estructuras cada vez más complejas (tetraedros aislados, cadenas simples, dobles, láminas bidimensionales y armazones tridimensionales), asociándose a cationes de tamaño creciente: Mg, Fe, Ca, K, etc.

Por tanto, las consecuencias de las series de reacción son las siguientes: La estructura de los silicatos va siendo progresivamente más compleja. El grado de sustitución de Si por Al es creciente en la serie discontinúa y decreciente en la

serie contínua. Si se produce la sustitución de Si por Al, los tetraedros se hacen menos estables, por no estar

completamente neutros, lo que conduce a uniones entre los tetraedros, dando estructuras más complejas.

Los últimos términos en las serie discontinúa se caracterizan por la entrada de grupos (OH) - y otros elementos volátiles y presentan estructuras más abiertas

La alteración hidrotermal es la conversión de una asociación de minerales a otra más estable (ensamble mineralógico), apropiada a las condiciones de temperatura, presión y composición de los fluidos hidrotermales. La alteración hidrotermal es importante para la evaluación de un yacimiento metálico, ya que sirve como guía mineralógica y para indicar el carácter de las soluciones asociadas.La alteración termal puede ocurrir antes, durante o después de la deposición de los minerales metálicos.

Las soluciones hidrotermales (vale decir, de aguas calientes) tienen variados orígenes. Junto con su capacidad para transportar metales de interés económico, interactúan con las rocas, alterando su mineralogía y composición química. Su interés en geología económica se deriva de su asociación con determinados tipos de mineralización. Por ejemplo, la alteración potásica se relaciona con la principal mineralización hipógena (hipogénica) de los pórfidos cupríferos. En general, los tipos de alteración hidrotermal se pueden agrupar en dos principales: 1) Alteraciones por metasomatismo de elementos alcalinos o alcalino-térreos: alteración potásica, alteración calco-sódica y alteración propilítica. 2) Alteraciones por metasomatismo de hidrogeniones (H+): alteración fílica, alteración argílica y alteración argílica avanzada. El estudio de la alteración hidrotermal desempeña un papel central en la exploración de yacimientos metalíferos.

La alteración hidrotermal puede disponerse concéntricamente de acuerdo a los modelos de: Lowell y Guilbert (de adentro hacia afuera): potásica → filica → argilica → propilítica.

Modelo característico de los ambientes de tipo Andino, con intrusiones granodioríticas asociadas.



Hollister (de adentro hacia afuera): potásica → propilítica. Este modelo es típico de rocas encajonantes máficas, generalmente en contextos tipo arcos de islas, con intrusiones dioríticas asociadas.

La alteración hidrotermal desde el punto de vista genético se clasifica en dos grandes eventos:1. Evento progrado (alteraciones potásica y propilítica).2. Evento retrógrado (alteraciones fílica, argílica, argílica intermedia, argílica avanzada).

La roca encajonante en contacto con vapor, fluido usualmente solución acuosa caliente y gas, sufre cambios mineralógicos, texturales y químicas.

El resultado de la Alteración Hidrotermal puede originar un conjunto de minerales más estables en condiciones hidrotermales involucrando:

Crecimiento de nuevos minerales. Disolución y precipitación de nuevos minerales (lixiviación, deposición). Transformación de fases minerales (reemplazo o metasomatismo). Reacciones de intercambio iónico (intercambio catiónico o cambio de base). Ejemplo

Mg2+ por Ca2+ ó Na+ por K+.En términos químicos esto se puede representar por las reacciones siguientes:

Andesina Sericita Cuarzo A) 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5Na+ + 0.75Ca2 + + 3SiO2

Sericita (mica potásica) Caolinita B) KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5H2O = 1.5Al2Si2O5(OH)4 + K+

Caolinita Cuarzo C) 0.5Al2Si2O5(OH)4 + 3H+ = SiO2 + 2.5H2O + Al3+

4.2. FASE HIDROTERMALLa fase hidrotermal ocurre a temperaturas entre 500ºC – 100ºC (Niggli, 1929). En esta fase

ocurre una fuerte hidrólisis en el líquido residual y un equilibrio entre el material cristalino, las disoluciones acuosas y el gas. Además, en esta fase se depositan oro, cobre, plomo-zinc-cobre, hierro, uranio, bario, bismuto, cobalto, antimonio, etc. La mineralización se emplaza a una distancia grande y muy grande respecto de la fuente magmática.

Al final del proceso de cristalización magmática se forman las soluciones hidrotermales. Las soluciones hidrotermales son emanaciones calientes generadas y asociadas principalmente a intrusiones félsicas, dentro de la corteza terrestre.La fase hidrotermal se puede subdividir en: Cuadro 4.1. Subdivisión de la Fase Hidrotermal

Fase Temperatura en ºC

Katatermal 400 – 300

Mesotermal 300 – 200

Epitermal 200 - 100



El magma tiene varios roles posibles en los sistemas hidrotermales; puede ser la fuente del agua, de los metales y otros componentes en solución y provee el calor que hace circular los fluidos en celdas convectivas en torno a la masa ígnea caliente.

La alteración hidrotermal ocurre a través de la transformación de fases minerales, y reacciones de intercambio iónico entre los minerales constituyentes de una roca y el fluido caliente que circuló por la misma. Aunque la composición litológica inicial tiene una influencia en la mineralogía secundaria (hidrotermal), su efecto es menor que el debido a la permeabilidad, temperatura y composición del fluido. En efecto, la temperatura del fluido y el pH del mismo son los factores más relevantes en la asociación mineralógica resultante de los procesos de alteración hidrotermal, más que la litología. Por ejemplo, la asociación mineralógica: cuarzo, albita, feldespato-K, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se han encontrado en basaltos, areniscas, riolitas y andesitas. Esa asociación de minerales de alteración (ensamble mineralógico) se ha producido en el rango de temperatura de 250º - 280ºC.

La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado a ópalo, esmectita, calcita o zeolita y luego a minerales de arcillas.

En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidades a la alteración de los minerales, a saber:

Olivino → magnetita → hiperstena → hornblenda → biotita = plagioclasa.

El cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperatura de 300ºC, pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primario.

La alteración hidrotermal es un tipo de metamorfismo que involucra la recristalización de la roca a nuevos minerales más estables bajo las condiciones hidrotermales. La característica distintiva de la alteración hidrotermal es la importancia del fluido hidrotermal en transferir constituyentes y calor. En efecto, la alteración hidrotermal involucra la circulación de volúmenes relativamente grandes de fluidos calientes atravesando las rocas permeables debido a la presencia de fisuras o poros interconectados. El fluido tiende a estar considerablemente fuera de equilibrio termodinámico con las rocas adyacentes y esto genera las modificaciones en la composición mineralógica original de las rocas, puesto que componentes en solución y de los minerales sólidos se intercambian para lograr un equilibrio termodinámico.

El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos estancados en los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente.

La descripción y clasificación (o tipos) de las alteraciones hidrotermales se expresan en función al reconocimiento de los ensambles mineralógicos y, principalmente, a los cambios químicos.



4.3. ALTERACIÓN HIPÓGENA Es la alteración asociada a la actividad tardimagmática – hidrotermal. Los diferentes tipos de alteración hidrotermal hipógena se describen de manera amplia y detallada en páginas subsiguientes.

4.4. ALTERACIÓN SUPÉRGENA La alteración supérgena es un proceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena (hidrotermal) a las condiciones oxidantes cerca de la superficie terrestre (sobre el nivel de las aguas freáticas). La mayoría de las asociaciones de minerales silicatados, carbonatados y sulfurados son inestables en estas condiciones y se descomponen o intemperizan para originar una nueva mineralogía estable de esas condiciones.

En Tintaya es muy frecuente este tipo de alteración y se observa en las partes altas de los tajos actuales, como producto tenemos:

1) Alteración supérgena en zonas de skarn – endoskarn: Arcillas, óxidos de Cu (malaquita, crisocola, tenorita y cuprita) y limonitas (goethita y hematita)

2) Alteración supérgena en zonas de intrusivos: Arcillas de montmorillonita muy deleznables asociadas a limonitas (goethita y hematita).

3) Alteración supérgena en zonas de rocas carbonatadas (calizas): En estas el intemperismo es débil con presencia limitada de arcillas y limonitas (goethita)

4.5. GOSSAN Con este nombre de gossan (J.A. Lopez García), también llamados monteras de hierro, se denominan los afloramientos de rocas, que originalmente contenían sulfuros y que han sido sometidas a un proceso de alteración supergénica. La característica más llamativa de los gossan es su aspecto de colores rojizos, como consecuencia de la transformación de los sulfuros originales, principalmente los ricos en hierro, en compuestos oxidados. Los gossan son el resultado de la alteración física y química de las rocas como consecuencia de la acción de los agentes como la lluvia, el viento, la acción solar o las aguas subterráneas. Estos procesos producen la alteración de los sulfuros, disolución y precipitación de otros minerales y una lixiviación importante en las rocas. Históricamente, los gossan debido al contraste de sus colores, han servido como guía de exploración de diferentes mineralizaciones. En épocas romanas, el objetivo eran las concentraciones de metales preciosos como oro y plata, en los niveles más profundos de las zonas oxidadas.

En la minería moderna, la presencia de los gossans ha sido la guía más importante para el descubrimiento de concentraciones de sulfuros metálicos. En la actualidad, una parte importante de los estudios sobre los gossans están encaminados a prever las consecuencias para el medio ambiente de estos procesos físico-químicos, debido al medio ácido que se origina por la alteración de las rocas. Estos procesos naturales son los mismos que los que se producen como consecuencia de la acción humana de las explotaciones mineras.

4.6. PROCESOS SUPÉRGENOS La alteración supérgena es un proceso de reequilibrio de la mineralogía hipógena (hidrotermal) a las condiciones oxidantes cerca de la superficie terrestre (sobre el nivel de las aguas subterráneas). La mayoría de las asociaciones de minerales sulfurados son inestables en estas condiciones y se



descomponen (meteorizan) para originar una nueva mineralogía estable en condiciones de meteorización.

El proceso de alteración supérgena de depósitos minerales hidrotermales involucra la liberación de cationes metálicos y aniones sulfato mediante la oxidación de sulfuros hipógenos (lixiviación). Los sulfatos de Cu y Ag así generados son solubles y son transportados hacia abajo por aguas meteóricas percolantes. Los cationes descienden en solución y pueden ser redepositados por reacción con iones carbonato, silicato, sulfato o sulfuro. El Cu y Ag pueden formar minerales oxidados que permanecen en la zona oxidada, pero también pueden ser precipitados debajo del nivel de aguas subterráneas por los sulfuros hipógenos y formar sulfuros más ricos en Cu o Ag respectivamente, siendo este proceso más eficiente para el Cu que para la Ag (enriquecimiento secundario).

La denudación (erosión) es un proceso geológico continuo en las áreas terrestres elevadas por sobre el nivel del mar o por sobre el nivel de base local de erosión; esto implica que en áreas cordilleranas los depósitos minerales de origen hidrotermal eventualmente serán sometidos a las condiciones oxidantes cercanas a la superficie terrestre. Los yacimientos epitermales que se forman cerca de la superficie son fácilmente objeto de procesos supérgenos. Además, los sistemas de tipo pórfido (formados a niveles algo más profundos) también son afectados por procesos supérgenos al ser exhumados por la denudación.

Los procesos supérgenos modifican significativamente la mineralogía de los cuerpos mineralizados de origen hidrotermal y afectan su metalurgia extractiva. Además, pueden producir importantes enriquecimientos secundarios ya sea de Cu, Ag o Au. La mayor parte de los pórfidos cupríferos no son económicos a menos que hayan desarrollado enriquecimiento secundario o supérgeno. Sin embargo, los procesos supérgenos también pueden resultar en la dispersión de los elementos metálicos o su redepositación como depósitos exóticos a cierta distancia del depósito hipógeno original.

Un perfil supérgeno ideal puede ser modificado por sucesivos ciclos de alteración supérgena y por condiciones locales. En principio la zona de oxidación alcanza al nivel de aguas subterráneas y su posición inferior ha sido controlada en muchos depósitos por las posiciones del nivel de aguas subterráneas en el pasado. Consecuentemente, es función de la evolución geomorfológica de una región.

En la zona oxidada los minerales sulfurados hipógenos son destruidos y la mineralogía, estructura y composición química de las menas modificadas significativamente, lo que obviamente tiene repercusión en la metalurgia extractiva de las menas de interés económico.

En la porción inferior de la zona oxidada que subyace a rocas lixiviadas, se forman nuevos minerales oxidados por reacción de cationes metálicos en solución con aniones tales como carbonato (Ej. malaquita) y silicato (crisocola). En condiciones áridas y salinas como las del Desierto de Atacama (Chile) los cloruros juegan también un rol importante (Ej. formación de atacamita).

El desarrollo de una zona de minerales oxidados depende directamente de la eficiencia del proceso de lixiviación, es decir la remoción en solución de los constituyentes de una roca o cuerpo mineralizado por la acción natural de aguas percolantes. En el caso que la lixiviación haya sido muy eficiente (Ej. <100 ppm Cu en las rocas lixiviadas) se formarán pocos minerales oxidados y por el contrario en los casos donde la lixiviación no ha sido muy eficiente se puede originar un volumen



importante de minerales oxidados. La eficiencia de la lixiviación depende de varios factores, pero uno de los más relevantes es la capacidad de la mineralogía hipógena de generar soluciones ácidas al reaccionar con los fluidos meteóricos percolantes y en este sentido la presencia de pirita es fundamental puesto que la descomposición de la misma genera ácido sulfúrico. La capacidad de transporte descendente del Cu y Ag dependerán, por otra parte, de la mineralogía de mena y ganga puesto que si existen minerales que reaccionen y neutralicen la solución (Ej. calcita o feldespato potásico) precipitarán minerales oxidados de Cu o Ag en la zona de oxidación, pero si por el contrario la mineralogía no es reactiva la mayor parte del contenido metálico puede ser transportado por debajo del nivel de aguas subterráneas donde precipitará como sulfuros supérgenos de Cu o Ag al reaccionar con los sulfuros hipógenos.

Bajo el nivel de aguas subterráneas el oxígeno está prácticamente ausente y allí los sulfatos metálicos en solución reaccionan con los sulfuros hipógenos para formar sulfuros supérgenos. Por lo general, esta zona es de mayor ley que la zona hipógena y la oxidada en depósitos de Cu y de Ag. El Au, en cambio, se enriquece en la zona oxidada, donde su enriquecimiento es principalmente residual por la destrucción de los sulfuros asociados, pero también por procesos químicos (complejos solubles) en presencia de aniones de Cl y Br. El oro nativo es la única forma mineralógica que se presenta el oro supérgeno y es de menor tendencia a enriquecerse en zonas de sulfuros secundarios.

4.7. ORIGEN DE LAS SOLUCIONES HIDROTERMALESEl agua, componenete fundamental de las soluciones hidrotermales, tiene el siguiente origen:

1) Aguas meteóricas: incluye aguas superficiales y subterráneas (acuíferos o aguas subterráneas).2) Aguas marinas: agua de los océanos.3) Aguas connatas o de formación: aguas que quedan atrapadas en los intersticios o poros de

secuencia de rocas y aguas meteóricas de penetración profunda.4) Aguas metamórficas: aguas liberadas por cambios mineralógicos de minerales hidratados.5) Aguas magmáticas: Aguas primarias derivadas de procesos ígneos que dan origen a rocas

intrusivas y volcánicas.

4.8. FACTORES QUE CONTROLAN A LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL DE LAS ROCAS.

a) Temperatura y la diferencia de temperatura entre la roca y el fluido que la invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía original.

b) Composición del fluido: sobre todo el pH del fluido hidrotermal: mientras más bajo el pH (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales.

c) Permeabilidad de la roca: una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de minerales generando permeabilidad secundaria en ellas.

d) Duración de la interacción agua/roca (w/r) y variaciones de la razón agua/roca: mientras mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las modificaciones mineralógicas serán más completas.



e) Composición de la roca: la proporción de minerales es relevante para grados menos intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente independiente del tipo de roca original.

f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales.Los dos factores iniciales temperatura y composición del fluido hidrotermal son los más

importantes para la mineralogía hidrotermal resultante de un proceso de alteración. Esto es relevante porque las asociaciones de minerales hidrotermales nos dan indicios de las condiciones en que se formaron depósitos minerales de origen hidrotermal.

La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración. La alteración hidrotermal y mineralización son el resultado de un proceso irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y roca adyacente.

4.9. PROCESOS HIDROTERMALES4.9.1. Deposición directa: muchos minerales se depositan directamente a partir de soluciones hidrotermales. Para poder hacerlo es obvio que la roca debe tener conductos o pasajes para que el fluido pueda moverse dentro de ellas.4.9.2. Reemplazo: muchos minerales de las rocas son inestables en un ambiente hidrotermal y estos tienden a ser reemplazados por nuevos minerales que son estables en las nuevas condiciones.4.9.3. Lixiviación: algunos de los componentes químicos de las rocas son extraídos por los fluidos hidrotermales al atravesarlas, particularmente cationes metálicos, de modo que la roca es deprimida en dichos componentes o lixiviada. El relleno de cavidades es la deposición de los minerales a partir de soluciones hidrotermales en las grietas de las rocas, éstas pueden ser como fallas, fracturas, también pueden ser las zonas de brechamiento, zonas de contacto, cavidades producidas por plegamiento, calizas y dolomías permeables, conglomerados bien clasificados, etc.

Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración. Ejemplo, el intercambio de Mg2+ por Ca2+ (intercambio catiónico). Las reacciones de intercambio iónico también se conocen como cambio de base y corresponden a una reacción por la cual cationes adsorbidos en la superficie de un sólido, tal como un mineral de arcilla o zeolita son reemplazados por cationes en la solución circundante. El intercambio de cationes Ca2+ y Na+ de plagioclasas por K+ para originar feldespato potásico corresponde a este tipo de reacción y caracteriza a la alteración potásica. El intercambio de cationes metálicos de los minerales de una roca por H+ corresponde a un caso especial, conocido como hidrólisis y es muy importante en la mayoría de los tipos de alteración hidrotermal.

La alteración hidrotermal produce cambios en las propiedades de las rocas alterando su densidad (aumento o disminución), porosidad, permeabilidad (aumento o disminución), susceptibilidad magnética (usualmente disminuye, pero puede aumentar cuando se deposita magnetita hidrotermal)



y resistividad (usualmente decrece porque los sulfuros metálicos permiten el paso de corrientes eléctricas, pero masas silíceas producto de alteración pueden ser más resistivas). Simultáneamente con esos cambios físicos pueden ocurrir eventos relacionados o sin relación como fallamiento y formación de diaclasas/fracturas que afectan el proceso de alteración.

El reemplazo, lixiviación y deposición de minerales también causa cambios químicos cuya extensión y naturaleza varía mucho, pero los cuales son obviamente función de la mineralogía. El comportamiento típico de los elementos mayores durante la alteración hidrotermal en rocas volcánicas, reaccionando con un fluido caliente.

Cuadro 4.2: Comportamiento típico de elementos mayores durante la Alteración Hidrotermal

Elemento mayor

Cambio Mineral hidrotermal en el que se incorpora

SiO2 Agregado Cuarzo, cristobalita, silicatosTiO2 No cambia Esfena, leucoxenoAl2O3 Agregado y removido Muchos silicatos, algunos óxidosFe2O3 y FeO Agregado y removido Clorita, pirita, pirrotita, siderita,

epidota, hematitaMnO No cambiaMgO Removido Clorita, biotitaCaO Agregado y removido Calcita, epidota, prehnita, anhidrita,

montmorillonita, esfena, fluorita, zeolitas, wollastonita

Na2O Agregado y removido AlbitaK2O Agregado Adularia, illita, alunita, biotitaCO2 Agregado Calcita, sideritaS, SO3 Agregado Anhidrita, alunita, pirita, pirrotita,

baritinaH2O Agregado Todas la arcillas, epidota, prehnita,

zeolitas, diáporo, pirofilita, anfíbolesP2O5 No cambia o agregado ApatitoCl Removido HalitaF Agregado o no cambia Fluorita

Alteración Hidrotermal es el nombre más específico para procesos metasomáticos causados por soluciones de agua caliente de cualquier origen y que incluye transportación química y produce cambios mineralógicos, químicos o texturales en una roca preexistente. Ambos, ganga y depósitos minerales son considerados como facciones de alteración de rocas encajonantes. Algunas rocas alteradas hidrotermalmente constituyen todo o parte de un cuerpo mineralizado y son conocidos como sustitución mineral.

La alteración puede incluir procesos epigenéticos o singenéticos, considerados ambos como alteración de roca encajonante. Los procesos singenéticos incluyen, así mismo, el relleno mineral de



cavidades abiertas (miarolítica o fisuras) en rocas ígneas anteriores al tiempo de su completa cristalización, y la alteración de sedimentos marinos anteriores a su litificación.

El grado de saturación de una solución se incrementa a consecuencia de los siguientes procesos: Por incremento de la concentración de H2S. Por incremento de pH. Por disminución del contenido de cloruros. Por disminución de la temperatura.

El efecto de filtración también incrementa la concentración de las sustancias disueltas en las soluciones, al percolarse a través de las rocas semipermeables. Cuando las soluciones se filtran a través de barreras densas, se depositan los elementos de fácil precipitación (Sn, Cu, etc.) en las primeras barreras, luego los elementos de difícil precipitación (Pb, Hg, etc.)

Los cambios de temperatura se manifiestan en las sustancias al enfriarse, saturándose y precipitándose. El rol de la precipitación de las sustancias minerales no es decisiva, ya que fluctúa en un amplio rango de temperatura. Los cambios de presión pueden causar ebullición en la solución, un incremento en concentración del material disuelto y su precipitación. La alteración hidrotermal produce un amplio rango de mineralogía, abundancia mineral y textura en distintas rocas. 4.10. CLASES DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL4.10.1. Alteración visible.- Es la alteración distinguible por el ojo humano a causa de diferencias en contenido mineral, color, tono, textura, tamaño de grano, etc., entre muestras de roca alterada y no alterada.4.10.2. Alteración críptica.- Se denomina así cuando la alteración puede ser reconocida sólo a través de secciones delgadas petrográficas, por análisis químico, o por técnicas instrumentales. La alteración críptica incluye variaciones en concentraciones menores o elementos traza en fugas o escapes, halos y variaciones de isótopos estables en rocas encajonantes, como la presencia de minerales diseminados de grano fino y variaciones en la densidad y tipos de inclusiones fluidas.

4.11. INTENSIDAD DE ALTERACIÓN La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración. También se refiere al tipo, o muy raramente, a tipos de ensamblaje de alteración críptica presentes en una roca alterada.

Una alta (o fuerte) intensidad de alteración incluye sustitución de mayor número de minerales originales en el protolito, de donde el resultado es una roca alterada con composiciones químicas y mineralógicas diferentes. Los protolitos de litologías diferentes tienden a quedar bien homogeneizados en sus composiciones mineralógicas y químicas. Las litologías de los protolitos pueden ser difíciles o imposibles para reconocer después de alteración intensiva alta.

Una alteración de intensidad baja (o débil) afecta sólo unos pocos minerales originales (minerales susceptibles) en el protolito. Las litologías de los protolitos donde se han producido alteración de intensidad baja pueden ser reconocidas.



4.12. EXTENSIÓN DE ALTERACIÓN Extensión de alteración es la cantidad de alteración de un mineral susceptible o ensamblaje

mineral a un ensamblaje intensivo específico (Guilber y Park, 1985). La extensión es controlada por parámetros: tiempo, radios de reacción, y contenido de calor. La cantidad de alteración es estimada como un porcentaje de volumen, visualmente de secciones delgadas petrográficas y muestras de mano, o instrumentalmente por técnicas de difracción de rayos X semicuantitativas, e imágenes exploradores multiespectrales. Por el uso de la estimación visual con técnicas petrográficas ordinarias, la extensión de alteración puede ser estimada en un10% de volumen aproximadamente.

4.13. ESTILOS DE ALTERACIÓNLa alteración de rocas encajonantes puede presentarse en un número de estilos diferentes o

formas diferentes. Los estilos incluyen los siguientes nombres y definiciones: 4.13.1. Alteración penetrante.- Ocurre cuando los productos minerales de alteración sustituyen no selectivamente minerales depositados más tempranamente y están presentes por todas partes de un volumen grande de roca. El término es similar en significado a inundación. La textura de la roca original puede ser completa o parcialmente destruida; pero algunos restos de texturas, especialmente porfiríticas, pueden ser preservados. Esta alteración es conocida también como alteración pervasiva, ya que se refiere a aquella en que una roca está completamente alterada en todo su volumen.4.13.2. Alteración penetrante selectivamente.- Describe aquellos productos minerales de alteración que sustituyen minerales específicos en un volumen grande de roca. Este estilo de alteración preserva, o usualmente, realza la textura de la roca original. El término es similar en significado a diseminado.4.13.3. Alteración control de vetas y venas.- Ocurre cuando los protolitos minerales están presentes sólo como en rellenos de fracturas o como salbandas limitadas de productos de alteración alrededor semejante a vetas y venas. Esta alteración es conocida también como poco pervasiva por estar limitada a las vecindades de las fracturas por donde circuló el fluido y existiendo partes masivas de las rocas sin alterar.

Las vetas y venas en rocas afectadas por procesos metasomáticos pertenecen a dos tipos contrastantes: vetas de segregación y vetas de infiltración. Algunas veces pueden ser intermedias entre los dos tipos. Las vetas de segregación se desarrollan como pequeñas fracturas rellenadas de fluidos en las que los minerales son depositados por difusión de material soluble derivado de rocas encajonantes locales. Las vetas, en general, tendrán anchos restringidos a unos 10 cm o mm y longitudes que promedian unos pocos metros. En tanto que las vetas de segregación están rellenadas con minerales de alteración de vetas controladas, algo de lo cual puede ser mineral o mena. Las vetas de infiltración (a veces llamado filones) tienden a ser mucho más anchas, como de 10m o más y de algunos pocos Km de longitud que el tipo de segregación. Aquellas fracturas abiertas es la circulación de fluidos hidrotermales y son probables a quedar bien el lugar geométrico de deposición de los depósitos minerales y de los cuerpos mineralizados.

4.14. ALTERACIÓN DE TEXTURA



Muchas rocas alteradas hidrotermalmente tienen restos de texturas de sus protolitos. Progresivamente la alteración intensiva causará modificación y destrucción de las texturas originales y su sustitución por texturas nuevas. Algunos (restos) más tarde será, faneríticas, grano grueso y visibles a ojo desnudo; ellos serán idénticos a aquellas texturas características de rocas metamórficas. Varias de las nuevas texturas serán afaníticas, grano fino y visible sólo por medio de un microscopio, o una lupa de 20X.

Las texturas afaníticas son características de rocas encajonantes que están argilizadas o sericitizadas. Textura de rocas metamórficas, tal como granoblástica y poikiloblástica, no son poco comunes como las texturas de recristalización en rocas alteradas hidrotermalmente.

Términos texturales usados por petrologistas metamórficos pueden ser utilizados para describir más de las texturas de alteración hidrotermal; así por ejemplo tenemos a las siguientes:

Textura blastoporfirítica, es una textura porfirítica heredada o resto de dicha textura. Textura porfiroblástica, es cuando los granos grandes están incrustados en una matriz de grano

más fino. Textura poikiloblástica, es cuando los megacristales contienen pequeñas y numerosas

incrustaciones orientadas. Textura granoblástica, consiste de un mosaico de granos anhedrales equidimensionales. Textura cristaloblástica, consiste de burbujas o ampollas parecidas, como linderos de grandes

granos, donde cada grano tiene la forma de un octaedro. Es una textura fundamental de las rocas metamórficas, debido a la recristalización en el estado sólido.

Se denomina textura mega, a aquella de origen incierto, que contiene relativamente grano grandede cualquier forma en una matriz de grano más fino. Otras texturas metamórficas, debidas a la alteración hidrotermal son esquistosidad, gnéisica, cataclástica, porfiroclástica, suturada, milonítica, mortero o mezcla y augen.

4.15. PRODUCTOS TÍPICOS DE REEMPLAZO POR ALTERACIÓNAunque como se indicó anteriormente dependiendo de la intensidad de la alteración la mineralogía final hidrotermal puede no ser influenciada por la composición mineralógica inicial de la roca. La composición de algunos minerales proporciona los componentes para ciertos minerales hidrotermales, a saber: Cuadro 4.3. Minerales primarios y minerales secundarias correspondientes

Mineral Original Productos de reemplazo hidrotermalVidrio volcánico Zeolitas (Ej. mordenita, laumontita), cristobalita,

cuarzo, calcita, arcillas (Ej. montmorillonita)Magnetita-ilmenita-titanomagnetita Pirita, leucoxeno, esfena, pirrotina, hematitaPiroxeno-anfíbol-olivino-calcita-biotita

Clorita, illita, cuarzo, pirita, anhidrita

Plagioclasa cálcica, biotita Calcita, albita, adularia, cuarzo, anhidritaPlagioclasa cálcica Calcita, albita, adularia, cuarzo, anhidrita, clorita,

illita, caolín, montmorillonita, epidotaOrtoclasa-sanidina Adularia



4.16. PROCESOS DEBIDOS A LA ALTERACIÓN HIDROTERMAL Por deposición directa el cuarzo, calcita y anhidrita forman fácilmente venillas y relleno de huecos en las rocas, pero también se ha observado localmente clorita, illita, adularia, pirita, pirrotita, hematita, fluorita, laumontita, mordenita, prehnita y epidota que deben haberse depositado directamente de un fluido hidrotermal.

La velocidad del reemplazo es muy variable y depende de la permeabilidad de la roca. En ciertas condiciones, como por ejemplo donde se condensa vapor acidificado por oxidación de H2S, la solución ácida resultante (por la presencia de H2SO4) ataca las rocas disolviendo minerales primarios, pero sin reemplazar los huecos resultantes que se producen. Esto puede en casos extremos resultar en una masa de cuarzo residual.

La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes. Ciertos minerales son extraídos selectivamente de las rocas de caja y son agregados al fluido y otros componentes (incluyendo metales de mena) son selectivamente incorporados por las rocas (o forman una cubierta sobre ellas) y son removidos del fluido hidrotermal. El resultado de este proceso depende de las condiciones físicas en la interfase fluido-roca y en las cantidades relativas de fluido y roca involucrados en el proceso de intercambio químico (razón agua/roca: w/r). Solo la roca alterada es el resultado visible del proceso, porque el fluido es removido del sistema, a excepción de posibles inclusiones fluidas en los minerales precipitados.

Algunos tipos de alteración involucran solo una transferencia en un sentido del fluido a la roca o viceversa, como son:

Procesos químicos Ganancia o pérdida de

Hidratación – deshidratación H2O Carbonatación – decarbonatación CO2

Oxidación – reducción O2

Sulfuración – reducción S2

Estos procesos están controlados por: presión, fugacidad, concentración, actividad o potencial químico de los componentes involucrados. La precipitación o disolución de un mineral también es un proceso en un sentido y el parámetro controlador es la solubilidad.

4.17. CLASIFICACIÓN DE TIPOS DE ALTERACIÓN HIDROTERMALLa alteración hidrotermal produce un amplio rango de mineralogía, abundancia mineral y texturas

en distintas rocas. Esto hace que sea complicado tener un criterio uniforme para la clasificación de tipos de alteración. Los autores de mapeos y de estudios de alteración generalmente han simplificado sus observaciones clasificando las rocas alteradas en grupos. El método más simple es mediante la utilización del mineral más abundante y más obvio en la roca alterada de donde derivan denominaciones que se indican en el cuadro siguiente:

Cuadro 4.4. Tipos de alteración hidrotermal hipógenaDenominación Presencia dominante de

Silicificación sílice o cuarzo



Sericitización sericitaArgilización minerales de arcillaCloritización CloritaEpidotización EpidotaActinolización ActinolitaAlbitización AlbitaCaolinización CaolínZeolitización ZeolitaAlunitización AlunitaListvenitización serpentina

Aunque esta nomenclatura simple se emplea comúnmente, en realidad los minerales de alteración no se presentan individualmente sino que forman ciertos grupos o asociaciones de minerales de alteración denominados ensambles de minerales.

Otra aproximación al problema de clasificar alteraciones hidrotermales es basarse en los cambios químicos dominantes durante la alteración. Un ejemplo de esto son los términos: metasomatismo de hidrógeno, metasomatismo potásico, o metasomatismo de fluor. Sin embargo, esta clasificación no es muy práctica debido a que son varios los elementos que son introducidos o removidos de las rocas en distintas proporciones, lo que complica este tipo de clasificación en detalle.

Es más práctico clasificar las alteraciones hidrotermales por la asociación de minerales (ensamble mineralógico) de alteración presentes en las rocas. Una asociación de minerales de alteración refleja las condiciones de temperatura, presión, composición química del fluido hidrotermal, mineralogía de la roca original y el tiempo que tomó para lograr un equilibrio termodinámico entre la roca y el fluido.

Se requiere una observación detallada de los minerales y sus texturas para identificar la correcta asociación de minerales. Por otra parte, existe una variedad de términos para designar tipos de alteración basados en este criterio que han usado diferentes autores. Ejemplo, alteración argílica intermedia y avanzada, propilítica, biotita-ortoclasa. Ver Tabla 4.1.

No siempre los términos para tipos de alteración han sido utilizados con un criterio uniforme por distintos autores. Por ejemplo el término alteración fílica fue originalmente propuesto por Burnham (1962) para incluir alteraciones que produzcan filosilicatos, tanto alteraciones sericíticas, como biotíticas. Sin embargo, Lowel y Guilbert (1970) y otros autores en adelante han usado el término alteración fílica para rocas con alteración sericítica o cuarzo-sericítica.

Tabla 4.1: TIPOS, SUBTIPOS E INTENSIDADES DE ALTERACIÓN DE ROCA ENCAJONANTE Y METASOMATISMO

Para Intensidad: D = Débil; M = Moderada; F = Fuerte.

ALTERACIÓN DE ROCA ENCAJONANTE METASOMATISMOTIPOS SUBTIPOS VARIEDADES INTENSIDAD

Silicato de K Feldespato de K o biotíticoAdularia

K+1 D, FD, F



Silicato de Na

Silicato de Li

Silicato de NH4

SilícicoSkarn

GreisenFluoritaTurmalinaClorítico

HematíticoArgílica avanzada

AluníticoSericítico

Argílica intermediaPropilíticaZeolíticaCarbonatoSerpentinítico

Talco y carbonato de talcoCarbonato - sericita

FeníticaAlbítico epitermalFeníticaDeutéricoGreisenEpitermal

Skarn cálcicoSkarn magnesiano

CloritaBiotíticoCordierita-antofilita

CaolinitaFilíticaAndalucita

IllíticaFilíticaBiotítica

SerpentinitaRodingita

BiotíticoCordierita-antofilita

Na+1

Li+1

NH4+1

SiO2

Fe+2, Al+3

Li+1, B+3, FFFe+3, B+3

Mg+2, Fe+2, Mg+2, Fe+2, K+1

Fe+3

H+1

H+1, SO42-

H+1

H+1

H+1, Fe+2

H+1

H+1, CO32-

H+1, Na+1, K+1, Ca+2

CO32-

CO32-

CO32-

CO32-, K+1

D, FD, FD, FD, FD, FD, FDD, FD, FD, FD, FD, FD, FD, FM, FM, FD, FD, FD, FD, FD, FD, FM, FM, FD, MDDD, FD, MD, MD, M

D, FM, F

4.18. PRINCIPALES TIPOS DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL HIPÓGENA Se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una

interacción fluido hidrotermal-roca. Alteración hidrotermal provoca cambios químicos y mineralógicos en la roca afectada. En estricto rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerada como un proceso de metasomatismo, dándose transformación química y mineralógica de la roca original en un sistema termodinámico abierto. Las características mineralógicas, químicas



y morfológicas de alteración entregan información acerca de las condiciones termodinámicas del fluido hidrotermal que las generó. En la naturaleza se reconocen variados tipos de alteración hidrotermal, caracterizados por asociaciones de minerales específicos. Los distintos tipos de alteración e intensidad son dependientes de factores tales como composición del fluido hidrotermal, composición de la roca huésped, temperatura, pH, Eh, razón agua/roca y tiempo de interacción, entre otros. Se conocen los siguientes tipos de alteración hidrotermal hipógena (según Rose y Burt, 1979):4.18.1. Alteración potásica (700 -150ºC).- Es el resultado del metasomatismo potásico en rocas aluminosilicatadas. A veces están acompañados de una lixiviación de Ca y Na. Es también la alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita. Esta alteración se caracteriza por no tener implicancia en la hidrólisis y ocurre en condiciones de pH neutro o alcalino. El ensamble mineralógico es: ortosa-cuarzo-biotita-magnetita; biotita-actinolita-cuarzo-magnetita. Como minerales accesorios presenta: sericita, anhidrita, apatito, albita, rutilo, hematita, turmalina, y carbonatos. Color de muestra de mano: rosado, rojo pálido, blanco o verde claro, rojo, naranja. Esta alteración presenta como subtipos: Biotítico (ortoclasa-microclina-cuarzo, flogopita-biotita-clorita), Adularia (adularia-cuarzo: calcedonia u ópalo) y Fenítica (ortosa roja-cuarzo ahumado-hematita-flogopita).

Figura 4.1. Ensamblajes de mineral del subtipo ortoclasa-biotita de alteración Potásica.



Figura 4.2. Ensamblajes de mineral del subtipo fenítica de alteración Potásica.

4.18.2. Sericitización (400-300ºC).- Conocida también como alteración fílica. Ocurre por la lixiviación de Na, Ca y Mg y el desarrollo de un metasomatismo potásico. Esta alteración ocurre en rocas de composición ácida intermedia reemplazando feldespatos especialmente plagioclasas y biotita. La sericita se encuentra formando venillas y su asociación característica (ensamble mineralógico) es: cuarzo-sericita-pirita (QSP). Presenta minerales accesorios como caolinita, illita, biotita y secundarios apatito, turmalina, rutilo y leucoxeno. Normalmente los minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración.

Color de muestra de mano: blanco, gris medio a pálido, amarillo pálido manchado, rojo o pardo. Ocurren en depósitos de Mo-Cu, Pb-Ag-Au y Fe-Cu-Zn-P. También, en depósitos filonianos de

wolframita, calcopirita, y casiterita.Un esquema de la alteración QSP se muestra a continuación:

H+ + OH- K, C Na Ca ↑ ↓ ↓ ↑ Mica blanca

Plagioclasa Calcita Cuarzo Fe, S → Pirita Agentes complejos Mo, S → Molibdenita Cu, Fe, S → Calcopirita



Figura 4.3. Ensamblajes de mineral del subtipo illítica de alteración sericítica.

4.18.3. Propilítica (400-100ºC).- Se caracteriza por el desarrollo de nuevos minerales de Ca y Mg en rocas máficas a intermedias. El H2O, CO2 y S pueden agregarse a la roca. El ensamble mineralógico es clorita-epidota-calcita, y comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. Esta alteración es similar a las facies metamórficas de los esquistos verdes, se caracteriza por presentar una amplia zona de alteración de apariencia verdosa. Ocurre relativamente a temperaturas bajas y principalmente en rocas efusivas máficas.

Este tipo de alteración representa un grado bajo de hidrólisis de los minerales de las rocas y por lo mismo su posición en zonas alteradas tiende a ser marginal. Se le encuentra en depósitos de Pb-Zn-Cu, Pb-Ag, Ag-Au, Hg-Sb y Mo; sobre todo en depósitos de molibdenita y pórfidos de cobre, depósitos de Hg, Ag-Au epitermal.

Color de muestra de mano: blanco, gris, azulado jaspeado, negro rosado, rojiso, verdoso.



Figura 4.4. Ensamblajes de mineral de alteración propilítica.

4.18.4. Argílica (400-100ºC).- Se caracteriza por la formación de minerales arcillosos bajo un intenso metamorfismo de H+, productos de la alteración de feldespatos y minerales máficos (hornblenda, biotita), esto ocurre bajo condiciones ácidas y por lixiviación de todos los cationes alcalinos. Este tipo de alteración es común en los sistemas porfiríticos.4.18.4.1. Argílica intermedia: Presenta importantes cantidades de cuarzo, illita, clotita, caolinita, hematita, smectita o arcillas amorfas, principalmente reemplazando a plagioclasas. Hay una significativa lixiviación de Ca, Na y Mg de las rocas. La alteración argílica intermedia representa un grado más alto de hidrólisis relativo a la alteración propilítica. Ocurre a temperaturas menores a 100ºC, pH 4 y 5; puede coexistir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4. La caolinita se forma a temperaturas inferiores a 300ºC, túipicamente en el rango <150º - 200ºC. Sobre los 300ºC la fase estable es ala pirofilita. Esta alteración es denominada también como argílica moderada. Se presenta en depósitos de molibdenita y pórfido de cobre, depósitos filonianos de Cu-Zn-Pb-Ag.

Color de muestra de mano: verde pálido blanqueado. Figura 4.5.4.18.4.2. Argílica avanzada: Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy silica”) debido al intenso ataque ácido (pH entre 1 y 3.5), y más o menos lixiviamiento completo de los cationes alcalinos con la completa destrucción de los feldespatos. La dickita, caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo son los minerales más comunes en este tipo de alteración. Se produce a temperaturas 200-250ºC; a temperaturas mayores (sobre 350ºC) puede ocurrir con andalucita además de cuarzo. Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2. Esta alteración es común en depósitos de Ag-Au, sulfatos ácidos epitermales; depósitos estibina, uranio, cinabrio epitermales; depósitos de pórfidos de Cu en monzonita; en depósitos filonianos de wolframita-casitrerita.

Color de muestra de mano: blanco, gris pálido o amarillo, azul o rojo. Figura 4.6.

Figura 4.5. Ensamblajes de mineral del subtipo de alteración argílica intermedia.



Figura 4.6. Ensamblajes de mineral del subtipo caolinita de alteración argílica avanzada.

4.18.5. Albitización (300-150ºC).- Es el resultado del metasomatismo sódico en rocas graníticas o alcalinas, en los procesos hidrotermal y epitermal. El ensamble está constituido por albita-cuarzo-sericita-clorita. El nombre apogranito es usado con cierta restricción para plutones graníticos albitizados.

El sodio proviene de la descomposición de la plagioclasa cálcica. Se encuentra asociada principalmente a la epidota y comúnmente está acompañada de óxidos de hierro. Se presenta en depósito de Ag-Au epitermales de tipo sericita-adularia. Los sulfuros no son abundantes en este tipo de alteración.

Color de muestra de mano: blanco, gris, rosado.

4.18.6. Caolinización.- Es un sub tipo de la argilización. Está constituida por el ensamble: caolinita-dickita-nacrita.

Las grandes masas de caolín ocurren durante procesos supérgenos en la zona de oxidación de los depósitos sulfurados, se presentan acompañados de alunita, jarosita, halloysita. Ocurre en depósitos de Cu, Pb-Zn, Sb, Hg y Fluorita.

4.18.7. Cloritización (300-150ºC).- Se presenta como cuarzo – clorita, cuarzo – clorita – sericita, cuarzo – clorita – biotita, cuarzo – clorita – turmalina y cuarzo – clorita – carbonatos. Las cloritas reemplazan a los minerales ferromagnesianos y en menor grado a la flagioclasa de las rocas ígneas, gneis, esquistos, pizarras, lutitas y areniscas.

Son considerados como grupo de la clorita minerales que se forman en condiciones de pH neutro a levemente alcalino. En condiciones frías se forman zeolita-clorita-carbonato y epidota seguida de anfíboles secundarios (actinolita) se desarrollan progresivamente a mayores temperaturas.



Las zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilvita, heulandita) predominan en condiciones frías (150º-200ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita y wairakita (200º-300ºC) se presentan progresivamente en niveles más profundos y calientes del sistema hidrotermal.

La epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de 180º-200ºC y como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (>220º-250ºC). La actinolita es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas >280º-300ºC.

Figura 4.7. Ensamblajes de mineral de alteración clorítica.

Esta alteración generalmente se encuentra acompañada de otras alteraciones como sericitización, y propilitización. Se presenta en depósitos de sulfuro masivo galena-esfalerita-calcopirita; vetas de calcopirita y casiterita; depósito de uranio.

Color de muestra de mano: verde oscuro a pálido, negro.

4.18.8. Zeolitización (200-50ºC).- Ocurre en zonas alcalinas, el mineral característico es una zeolita con contenidos intermedios a bajos de sílice, denominada laumontita. Asociada a la laumontita ocurre cuarzo, sericita, clorita y albita; como minerales accesorios se presentan el feldespato potásico, pirita, anhidrita, dolomita, ankerita y más raramente calcita y wairakita. Se les encuentra en depósitos Pb - Zn - Cu – Ag y aguas termales.

4.18.9. Alunitización (250-50ºC).- Se les encuentra en dos ensambles principales, que son: alunita-ópalo, alunita-cuarzo.

El primer ensamble ocurre en ambientes ácidos asociados a las series sulfatadas. Sus minerales principales son alunita y ópalo acompañados por halloysita, gibbsita, yeso y pirita. Se le encuentra en los depósitos de Au-Ag.

El segundo ensamble ocurre en ambientes ácidos asociados a series silicatadas. Se le encuentra en depósitos de Zn-Cu-Pb.



Se han reconocido 4 ambientes de formación de alunita (Rye et al., 1993) en base a datos isotópicos de S y O. Las condiciones de formación de la alunita también puede inferirse por la forma cristalina, por el marco geológico y paragénesis mineralógica.1. Alunita calentada por vapor se desarrolla en ambientes superficiales por la oxidación de fluidos con gas H2S, el cual deriva de un sistema hidrotermal en ebullición en profundidad. La alunita depositada de esta agua calentada por vapor es usualmente de grano muy fino en cristales pseudo-cúbicos. La alunita calentada por vapor puede encontrarse hasta profundidades de 1 a 1.5 Km, en sistemas en los cuales aguas sulfatadas ácidas descienden en un sistema hidrotermal que se desvanece.2. Alunita supérgena se desarrolla a partir de la producción de ácido sulfúrico por meteorización de sulfuros. Esta exhibe un hábito pseudo-acicular pobremente cristalino. (generalmente se asocia a otros minerales supérgenos como hematita y jarosita).3. Alunita magmática se deriva de fluidos de fuente dominantemente magmática y forma cristales bien formados de grano grueso con forma tabular que rellenan fracturas, cementan brechas y depósitos en huecos lixiviados como pseudomorfos de fenocristales o clastos líticos. La alunita formada a mayor temperatura, donde puede estar entrecrecida con muscovita cristalina y/o andalusita, puede estar presente como grandes cristales irregulares que encierran poikilíticamente cuarzo y otras fases, o como cristales euhedrales pseudorómbicos.4. Alunita de veta/brecha magmática, se presenta en vetas y brechas que se ha inferido como depositado directamente de fluidos ricos en volátiles, los cuales ascienden desde una masa fundida en cristalización. En este ambiente la alunita puede estar presente como cristales prismáticos radiales.4.18.10.- Listvenitización.- Ocurre en las serpentinas de las rocas máficas y ultramáficas, tufos, lutitas calcáreas, areniscas conglomerádicos y caliza; se forman por acción de las soluciones hidrotermales carbonatadas conteniendo el H2S, que remueven los álcalis de la roca reemplazada generando carbonatos de Fe y Mg, sericita y pirita en lugar de los silicatos y feldespatos. Se les encuentra en los depósitos de Au, Au-As, Zn-Pb-Cu-Ag, Co-Ni-Bi-Ag-U, U, F y Hg-Sb.4.18.11. Dolomitización.- Es un tipo de alteración muy común de las rocas calizas en el cual tiene lugar el cambio de base del catión por metasomatismo, donde el Mg2+ sustituye al Ca2+ y el CaCO3, se convierte en CaMg(CO3)2. Esta alteración genera dolomías compactas hasta con 21.9%, calizas manchadas con dolomías y calizas puras y granos de dolomía diseminada. Difícilmente se diferencian de las dolomías sedimentarias primarias, reconociéndolas por la falta de distribución regional, falta de confinamiento estratigráfico y forma irregular causada por la interacción de fisuras y capas. Se les encuentra en depósitos de Pb, Pb-Zn, Fe y Hg.

Desde el punto de vista de mineralización, es importante indicar que las reacciones de dolomitización involucran pérdidas de volumen (entre 6 y 13%), aumenta la porosidad de la roca.

Color de muestra de mano: blanco, gris, gris amarillento, gris cenizo, rojizo, pardo, negro.4.18.12. Hematización (600-150ºC).- Es una alteración de intensidad fuerte; se presenta en depósitos de uranio o de hierro asociado con intrusiones de plutones de granito y carbonatos. La hematita, carbonatos de Fe, clorita ricos en Fe y anfíboles ricos en Fe son por lo general productos de alteración dominantes. Las impregnaciones de hematita, diseminaciones y venillas están relacionados con los últimos estadios de la actividad hidrotermal en los sistemas de mineralización



asociados a greissen de Sn-W. La alteración rica en Fe está asociada con la mineralización que contiene F, Cu, U, Au, etc. Por pérdida de presión el Fe-actinolita más HF, CO2 y O2 pueden formar magnetita, siderita y fluorita. Además esta alteración puede estar acompañada por arcillas, dolomitización, silicificación y también turmalinización.

Particularmente interesante es la asociación Fe-F, como son actinolita-fluorita, siderita-magnetita-cuarzo-fluorita-sulfuros, formando usualmente sistemas de mineralización relacionados a la fase ácida de los complejos. Estos depósitos minerales están interpretados como productos distantes del centro de los sistemas hidrotermales relacionados al granito. La exsolución y la neutralización del HF es el factor principal responsable para la alteración masiva de Fe-F de una región.

Ensamblajes de mineral: hematita terrosa micácea, especularita y siderita.Color de muestra de mano: rojo, negro, gris oscuro, hierro manchado oxidado.Se presenta en depósitos brechosos de Au, uraninita y Cu asociado con granitos, depósitos filonianos de pechblenda.

4.18.13. Silicificación (600-100ºC).- Es caracterizada por la destrucción total de la mineralogía original. La roca queda convertida en una masa silícea. Representa el mayor grado de hidrólisis posible. Este es uno de los tipos más comunes y mejor conocidos de alteración hidrotermal representada por una fina diseminación de sílice en la roca encajonante. Los rellenos hidrotermales de espacios abiertos por cuarzo “no son” una silicificación.

Aunque la sílice puede reemplazar virtualmente a todos los tipos de rocas, la silicificación de rocas de carbonato es tal vez la más común. La silicificación es común en depósitos de pórfidos de cobre y en muchas brechas tufáceas. En los depósitos filonianos, su ancho de alteración varía de 0,1 m a 2,0 m; se observa adyacente a la caja de la veta, particularmente en vetas hidrotermales (por ejemplo en Mina El Cofre-Paratía). En la mayoría de estos yacimientos, la silicificación se observa con mayor frecuencia dentro de las vetas en clastos brechosos de la roca encajonate, este aspecto es más común.

Color de muestra de mano: incoloro, blanco, gris oscuro a claro, negro, rosado y verde.El ensamble mineralógico está representado por calcedonia-cuarzo-ópalo silício. Se presenta en depósitos filonianos de Au, Ag y Au epitermal, estibina y cinabrio epitermal, pórfidos de Molibdenita, casiterita. Color de muestra de mano: incoloro, blanco, gris oscuro a claro, rosado y verde.

4.18.14. Silicatación (654-450ºC).- Conocida también como silicación. Se produce por reemplazamiento de las rocas carbonatadas por minerales silicatados, generalmente a través de la adición de sílice, como en la siguiente reacción:

CaMg(CO3)2 + 2SiO2 = (CaMg)Si2O6 + 2CO2

CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2



La silicación resulta en rocas de skarn, en las cuales la adición de grandes cantidades de sílice produce una variedad de minerales calcosilicatados. Los skarns están desarrollados en el contacto entre plutones y la roca encajonante invadida (carbonatos, rocas silicatadas ricas en Ca) ocupando la zona periférica del pórfido, muchas veces a manera de lentes. Ensambles mineralógicos granate-piroxenos-anfíboles-micas-epidota-clorita-wollastonita-calcita-hematita-magnetita.

Color de muestra de mano: verde, rojo, amarillo, pardo.Se presenta en depósitos de skarn de Sn, Pb-Zn, Au, Mo, Cu, scheelita, magnetita.

4.18.15. Turmalinización.- Está asociada con el Sn, W y depósito de Cu porfirítico de paternidad magmática; es comúnmente acompañado por alteración de silicato de K o sílice en forma de diques brechosas, así como en depósitos de sulfuros masivos de Au-As-Cu, Sn-Cu-Pb, Cu, en estratiformes de Au, Sn, W o U. En general las turmalinas ricas en Fe tiene afinidad con depósitos de greissen de Sn-W, mientras que las turmalinas ricas en Mg son encontrados con depósitos de sulfuros masivos y depósitos estrato ligados de W.

La turmalinización penetrante o penetrante selectivamente usualmente ocurre asociada con depósitos de Sn- W y conductos de brecha. En muchos casos las rocas madre que rodean a los domos de granito greisenizado tienen turmalina diseminada, los cuales tienden a ser perpendicularmente abundantes en zonas de fracturamiento. Los ensambles dominados por cuarzo-turmalina-ortosa-clorita forman penetrantes reemplazos así como venas de corte transversal y venillas.

Se presenta en filones de wolframita y casiterita, en brechas de calcopirita, depósitos masivos de esfalerita-calcopirita, galena-esfalerita. Las turmalinas estratiformes están asociadas con depósito de Sn W, U, Au.

Los minerales característicos de alteración son cuarzo-turmalina-ortosa-clorita.Color de muestra de mano: negro, rojo y negro manchado, negro y rosado a blanco y negro.



Figura 4.8. Ensamblajes de mineral de turmalinización.

4.18.16. Serpentinización (500-300ºC).- Es el tipo más común de las rocas ultramáficas. Los minerales de serpentina son formados por la alteración del olivino y piroxeno debido a la introducción del H2O y CO2. La hidratación simple es la más probable reacción que no cambia de volumen y traslado de MgO y SiO2.

Serpentina5Mg2SiO4 + H2O = (Si4O10)Mg6(OH)8 + 4MgO + SiO

Otros procesos accesorios importantes de la serpentinización son los procesos metasomáticos tales como albitización, y la formación de peculiares rocas conocidas como rodingitas (subtipo de alteración serpentinítica) que ocurren como diques. Las rodingitas son formadas por ensambles de silicato cálcico (granate, clinopiroxeno, tremolita-actinolita, epidota) y junto con albitas ocurren a lo largo de contactos entre serpentinas y rocas madres. En algunos casos la rodingita y las serpentinas carbonatadas pueden estar asociadas con mineralización de Au, Ag y Co. Esta alteración ocurre en depósitos filonianos de Au, depósitos de sulfuros masivos. Ensamble de mineral: serpentina-talco-magnetita-cromita Color de muestra de mano: verde pálido a oscuro, negro, amarillo, verde amarillento.

4.18.17. Piritización.- Ocurre sobre todo en los depósitos de pórfidos de Cu y Mo. Aparece acompañando generalmente a las alteraciones silícica y sericítica de la fílica, lo cual hace que la alteración pirítica permanezca raramente sola. Una excepción a este estado es cuando la pirita es depositada por la sulfurización de filones de mineral de hierro preexistentes en las rocas circundantes a depósitos de sulfuro masivo durante un evento metamórfico.

La epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de 180º-200ºC y como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (>220º-250ºC). La actinolita es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas >280º-300ºC.

4.18.18.-Greisenización (680-300ºC).- Está caracterizada por la asociación: moscovita-feldespato-cuarzo-topacio-turmalina. Se asocia a facies neumatolíticas de rocas graníticas y ocurre generalmente en las porciones apicales o cúpulas de batolitos graníticos. Muchos greissen son los productos de una combinación de metasomatismo de Li y F. Esta alteración incluye la desestabilización y destrucción de feldespatos y biotita con la formación de un ensamble cuarzo-moscovita. La silicificación puede acompañar a la alteración greissen durante y después, evidenciado por un abarrotamiento de cuarzo en la roca alterada a greissen.

Este término es usado como nombre de mineral en el siglo XVI para rocas de cuarzo-mica. Se refiere a un ensamble de grano grueso de cuarzo-moscovita con variaciones en las cantidades de topacio, turmalina, fluorita, óxidos (casiterita, hematita), wollastonita, scheelita y sulfuros de Fe, Cu, Mo, Bi y sulfosales de Cu-Bi-Pb. Si bien la alteración a greissen es común en sistemas porfiríticos continentales, el ambiente más favorable es un stock de granito o capas emplazadas dentro de una secuencia rocosa arenácea-argilácea y asociada con mineralización de Sn y W. En estas situaciones la alteración a greissen usualmente precedida por un metasomatismo sódico (albita) durante el cual,



los iones de H son producidos durante el proceso de greisenización. Esto incluye la desestabilización y destrucción de feldespatos y biotitas con la formación de un ensamble cuarzo-moscovita. La silicificación puede acompañar a la alteración a greissen durante y después, evidenciado por un abarrotamiento de cuarzo en la roca alterada a greissen.

Color de muestra de mano: gris medio a pálido.Se presenta en depósitos de casiterita, wolframita y depósitos relacionados a granito-berilo,

carbonatos de Fe, clorita ricos en Fe y anfíboles ricos en Fe.

Figura 4.9. Ensamblajes de mineral de greisenización.

Cuadro 4.5. Alteraciones hidrotermales hipógenas y sus principales ensambles mineralógicos.

Alteración Hidrotermal y ensamble Depósitos de minerales metálicosGreisenización: cuarzo y moscovita Be, Sn, Sn-W, Be-W, Mo, W, LiPotásica: cuarzo-feldespato-K-biotita-magnetita Sn-W, W-Mo, W-Cu-Zn, Mo-CuSilicificación: cuarzo secundario Mo-Cu, Al, Cu-As, Ag-Cu, Cu-Pb, Ag, SbSericitización: cuarzo-sericita Mo-Cu, Pb-Ag-Au, Fe-Cu-Zn-PbArgilización: cuarzo-caolin S, Fe, Hg, Ag-Au, U, Hg-Sb, Pb-Zn-SbCaolinización: caolin-dickita-nacrita Cu, Pb-Zn, Sh, Hg, fluoritePropilitización: clorita-epidota-calcita-pirita Pb-Zn-Cu, Pb-Ag, Ag-Au, Hg-Sb, MoCloritización: cuarzo-clorita Cu-Fe, Pb-Zn-Cu-Sn, Au y CrZeolitización: cuarzo-laumontita Pb-Zn-Ag-CuAlunitización: alunita-ópalo Ag-AuAlunitización: alunita-cuarzo Zn-Cu-PbListvenitización: cuarzo-ankerita Au, Au-As, Zn-Be-Cu-Ag, Co-Ni-Ag-U,

U, F, Hg-SbDolmitización: dolomite-calcita Pb. Pb-Zn, Fe y Hg



Turmalinización: cuarzo-turmalina Au-As-Cu, Sn-Cu-Pb, CuHematización: hematite-siderita U

4.19. OTRAS ALTERACIONES HIDROTERMALES4.19.1. Grupo de la Sílice.- Son los únicos minerales estables en forma significativa en fluidos de pH bajo (< 2; Stoffregen, 1987).

Sílice opalina, cristobalita y tridimita ocurren en ambiente superficial de un sistema hidrotermal, típicamente a temperaturas menores de 100ºC.

Cuarzo es el mineral principal a mayores temperaturas.A pH más alto se forma sílice amorfa, y a temperaturas menores a 100ºC.El cuarzo está siempre presente prácticamente a > 100ºC, pero se puede formar sílice amorfa de un fluido a 200ºC si este se enfría rápidamente.

Calcedonia generalmente se forma en el rango 100º-200ºC.4.19.2. Grupo de la Alunita.- Un fluido con un pH ligeramente superior a 2, forma alunita en un amplio rango de temperatura (Stoffregen, 1987). Esta se presenta con andalucita a altas temperaturas (>350º - 400ºC) y con corindón a temperaturas aún mayores (>400º - 500ºC).Se han conocido a ambientes de formación de alunita (Rey et al., 1993) en base a datos isotrópicos de S y O. Las condiciones de formación de la alunita también pueden inferirse por la forma cristalina, por el marco geológico y paragénesis mineralógica.4.19.2.1. Alunita calentada por vapor se desarrolla en ambientes superficiales por la oxidación de fluidos con gas H2S, 4.19.2.2. Alunita supérgena se desarrolla a partir de la producción de ácido sulfúrico por meteorización de sulfuros. 4.19.2.3. Alunita magmática se deriva de fluidos de fuente dominantemente magmática y forma cristales bien formados de grano con hábito tabular que rellenan fracturas, cementan brechas y depósitos en huecos lixiviados como pseudomorfos de fenocristales o clastos líticos. 4.19.2.4. Alunita de vetas/brecha magmática inferida que se han depositado directamente de fluidos ricos en volátiles, los cuales ascienden desde una masa fundida en cristalización.

Estos cuatro ambientes de formación de la alunita ya han sido descritos anteriormente de manera amplia.

4.19.3. Grupo del Caolín.- Estos minerales derivan de la acción de fluidos de pH moderadamente bajo (aprox. pH 4) y coexisten con alunita en un rango de pH transicional (pH 3-4). La halloysita (arcilla del grupo del caolín) se presenta principalmente como producto de alteración supérgena, aunque hay evidencias que se forma en condiciones hidrotermales de muy baja temperatura. En los sistemas geotermales filipinos se ha identificado una zonación de caolín hidrotermal. La caolinita se forma a profundidades someras en condiciones de baja temperatura (<150-200ºC), y la pirofilita se forma a profundidades mayores y a mayor temperatura. En un rango intermedio entre ambos se forma dickita.

Localmente se encuentra diásporo con alunita y/o minerales del grupo del caolín, comúnmente en zonas de intensa silicificación, donde éste se forma a expensas de pirofilita por la reacción:



Cuarzo + diásporo pirofilita (Hemley et al., 1980)

4SiO2 + 2AlO(OH) (Si4O10)Al2(OH)2

4.19.4. Grupo de la Illita.- En fluidos con un pH 4-6 dominan los minerales del grupo de la illita y coexisten con el grupo del caolín en pH del fluido 4-5, dependiendo de la temperatura y salinidad del fluido. Las relaciones profundidad/temperatura del grupo de la illita están bien documentadas tanto de cuencas sedimentarias como de campos geotermales activos. A baja temperatura se presenta esmectita (<100º-150ºC), illita-esmectita interlaminada a alrededor de 100º-200ºC, illita a aproximadamente 200º-250ºC, y moscovita >250ºC. La sericita es una moscovita de grano fino que puede contener alguna illita y es transicional entre la illita y moscovita bien cristalizada.

El contenido de esmectita dentro de las arcillas interlaminadas de illita-esmectita decrece progresivamente al aumentar la temperatura sobre el rango 100º-200ºC. La cristalinidad de la illita y sericita aumentan con el aumento de la temperatura y pueden monitorearse con análisis de XRD (difracción de rayos X, para la identificación de componentes cristalinos o fases). Al aumentar la temperatura hay un cambio progresivo desde una mica desordenada a una moscovita bien cristalizada. En algunos sistemas se presentan paragonita (cuando la plagioclasa es albita). La mica de vanadio roscoelita y la mica de cromo fuchsita se presentan cuando los fluidos han migrado a través de rocas máficas.4.19.5. Grupo de la Clorita.- En condiciones levemente ácidas a neutras de pH los minerales clorita-carbonatos son dominantes, coexistiendo con el grupo de la illita en ambientes cuyo pH es 5-6. Clorita-illita interlaminada ocurre a baja temperatura gradando a clorita a mayor temperatura.4.19.6. Grupo de los Calco-silicatos.- Estos minerales se forman en condiciones de pH neutro a levemente alcalino. En condiciones frías se forma zeolitas-clorita-carbonato y epidota seguida de anfíbolas secundarias (principalmente actinolita) se desarrollan progresivamente a mayores temperaturas. Las zeolitas son particularmente sensitivas a la temperatura. Zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan en condiciones frías (150-200ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita y wairakita (200-300ºC) se presentan progresivamente en niveles más profundos y calientes del sistema hidrotermal. En algunos sistemas se encuentra prehnita y/o pumpellita a temperaturas de 250-300ºC, asociadas a veces con epidota.

4.19.7. Asociaciones de otros mineralesLa epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de 180-200ºC y

como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (>220-250ºC). La actinolita es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas >280-300ºC.

Los feldespatos están asociados tanto con clorita como con minerales calco-silicatados. Los feldespatos secundarios son generalmente estables en condiciones de pH neutro o alcalino.La albita se presenta cuando los fluidos tienen una alta razón Na+/ K+ y feldespato potásico a bajas razones Na+/ K+. Adularia se presenta como especie de feldespato secundario de baja temperatura en sistemas epitermales, mientras la ortoclasa en alta temperatura dentro de ambiente de tipo pórfido (>350 a 550ºC). La adularia se presenta en condiciones permeables de alto flujo de fluido y la albita bajo permeabilidad baja.



Los carbonatos se encuentran en un amplio rango de pH y de temperatura y se asocian con caolín, illita, clorita, y fases calco-silicatadas. Una zonación de minerales carbonatados que se correlaciona con el aumento de pH se encuentra en muchos sistemas hidrotermales. Carbonatos de Fe-Mn (siderita, rodocrosita) coexisten con caolín y arcillas del grupo de la illita, mientras que carbonatos de Ca-Mn-Mg-Fe mezclados (rodocrosita-ankerita-dolomita) coexisten con arcillas del grupo de la illita y cloríticas, y los carbonatos de Ca-Mg (calcita -dolomita) coexisten con clorita-minerales calco-silicatados. Esta zonación se interpreta como el reflejo de la decreciente movilidad del Fe, Mn y Mg al aumentar progresivamente el pH del fluido. Los carbonatos se presentan típicamente en todos los niveles de sistemas hidrotermales, desde la superficie hasta ambientes de tipo pórfido o skarn.

Los sulfatos se encuentran en amplios rangos de temperatura y regímenes de pH en sistemas hidrotermales. Mientras la alunita (sulfato de aluminio) se forma en condiciones de bajo pH (<3-4), la anhidrita (sulfato de calcio) se forma a pH más alto y temperatura >100-150ºC, y el yeso en ambientes más fríos. La jarosita es común como mineral supérgeno, pero también se presenta en ambiente ácidos someros en sistemas geotérmicos activos.

Existen, además, varias fases minerales conteniendo elementos halógenos (Ej. boro en turmalina y flúor, cloro y fósforo en apatitos), los cuales indican que los fluidos tuvieron una importante componente volátil magmática. Estos minerales comúnmente se asocian con sericita/mica formada a alta temperatura y moderadamente a bajo pH.

4.20. ALTERACIÓN DE AGUAS MARINASEs aplicada a rocas, comúnmente a basaltos y tufos dacíticos, en el lecho del mar que son

alteradas por agua de mar filtrada lateralmente o hacia abajo. Los ensambles de minerales en estas rocas son dominados por carbonatos, zeolitas, albitas, epidotas y actinolitas. Los tipos de rocas resultantes son clasificados bajo una variedad de tipos de nombres: zeolítico, albítico, clorítico, etc., que corresponde al mineral dominante o ensamblaje mineral.

4.21. ALTERACIÓN SKARNEsta alteración corresponde a la transformación de rocas carbonatadas (calizas, dolomías) a

minerales calcosilicatados en zonas adyacentes a intrusivos. Se caracteriza por la presencia de granates (andradita y grosularias), wollastonita, epidota, diópsido, idocrasa, clorita, actinolita. En los casos que los carbonatos son magnésicos (dolomitas) la asociación incluye: forsterita, serpentina, talco, tremolita, clorita. Skarn es un término de origen sueco para designar rocas calcáreas metamorfizadas, pero su uso se ha generalizado para depósitos minerales relacionados a fenómenos de metamorfismo de contacto y metasomatismo ligados a intrusiones que cortan secuencias de rocas carbonatadas. Es un tipo especial de alteración en la que la litología original es determinante en la asociación mineral resultante.

Los skarns son yacimientos metalíferos (Fe, Cu, Au, Zn, W, etc.) formados en la aureola de contacto de secuencias pelítico-carbonatadas y volcánicas, intruidas por granitoides. Más propiamente, designa su ganga constituida por granate, piroxeno y anfíbola.



Tabla 4.3: MINERALES PRIMARIOS COMUNES Y SUS PRODUCTOS DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL COMUNES

Minerales primarios Minerales de alteraciónFeldespato de potasio Arcillas, caolinitas, pirofilitas, andalucita, sericita arcillas

illíticas.Feldespato de plagioclasa Calcita, albita, sausurita, arcillas esmectíticas.Vidrios volcánicos (félsicos) Tridimita, cristobalita, feldespato alcalino, hematita, arcillas

esmectíticas, zeolitas.Vidrios volcánicos (máficos) Paragonita, clorita, zeolitas, serpentina, arcillas esmectíticas.Calcita Descalsificado, anquerita.Dolomita Dolomitizado, anquerita.Magnetita Pirita, pirrotita.Cromita Fuchsita, mariposita, pirita.Ilmenita Rutilo.Hematita Pirita.Olivino (rico en hierro) Pirita, magnetita, gedrita, grunerita.Olivino (rico en magnesio) Magnesita, talco, clorita, serpentina, antofilita o

cummingtonita, cordierita.Ortopiroxeno Magnesita, talco, serpentina, esmectita, hornblenda y sus

productos de alteración, antofilita o cummingtonita.Clinopiroxeno Esmectita, actinolita, hornblenda y sus productos de

alteración, serpentina, antofilita o cummingtonita.Hornblenda Actinolita, clorita, biotita y sus productos de alteración.Biotita Clorita, moscovita, illita o caolinita, calcita turmalina. Clorita,

epidota, zoisita. Biotita, olivino (pardo, pardo pálido, verde pálido). Rutilo, esfeno o titanita. Leucoxeno. Pirita, calcopirita o bornita.

Clorita Sericita, arcillas esmectíticas.Apatito Calcita.Granate Clorita.

4.22. PROCESO QUÍMICO RELACIONADO CON EL METASOMATISMO DEL ION HIDRÓGENO

El metasomatismo del Ion Hidrógeno y la reacción de intercambio de base es considerado para: a) rocas con feldespatos dominantes, b) rocas de composición máfica, y c) rocas ricas en calcio y carbonatos.

La formación de sericita, por ejemplo, puede ser expresada de la siguiente manera:

A). 3KAlSi3O8 + 2H+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 2K+ + 6SiO2

Microclina Mica – K Cuarzo

B). 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5Na+ + 0.75Ca2+ 3SiO2



Andesina Sericita Otras reacciones son:

I). KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5H2O = 1.5Al2Si2O5(OH)4 + K+

Mica-K Kaolinita

II). KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5Al2Si4O10(OH)2 + K+

Mica-K Pirofilita

4.23. REACCIONES DE HIDRÓLISISLa estabilidad de feldespatos, micas y arcillas en procesos de alteración hidrotermal es

comúnmente controlada por hidrólisis, en la cual K+, Na+, Ca2+, y otros cationes se transfieren de minerales a la solución y el H+ se incorpora en las fases sólidas remanentes. Esto ha sido denominado metasomatismo de hidrógeno (Hemley and Jones, 1964). La hidrólisis es una reacción de descomposición que involucra la participación de agua.

En geología corresponde a la reacción entre minerales silicatados ya sea con agua pura o con una solución acuosa, en la cual los iones H+ y OH- son consumidos selectivamente.

H + + OH─ = H2OLas reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración hidrotermal y

algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis de los minerales constituyentes de las rocas.Ejemplo: Alteración hidrotermal de plagioclasa → sericita → arcillas → cuarzoEn términos químicos esto se puede representar por las reacciones siguientes:

Andesina Sericita Cuarzo 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5 Na+ + 0.75 Ca2+ + 3SiO2

Sericita (mica potásica) Caolinita KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5 H2O = 1.5 Al2Si2O5(OH)4 + K+

Caolinita Cuarzo 0.5Al2Si2O5(OH)4 + 3H+ = SiO2 + 2.5 H2O + Al3+

Otros ejemplos de hidrólisis: Andesina Caolinita Cuarzo

A) Na2CaAl4Si8O24 + 4H+ + 2H2O = 2 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca2+

Sericita P irofilita CuarzoB) KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5 Al2Si4O10(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+ + Ca2+

Albita Montmorillonita-Na CuarzoC) 1.17 NaAlSi3O8 + H+ = 0.5 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+

Montmorillonita Caolinita Cuarzo



D) 3 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5 H2O = 3.5 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+

Sericita Alunita CuarzoE) KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO2- = (SO4)2KAl3(OH)6 + 3SiO2

Ácido Sulfúrico

Todas estas reacciones implican un empobrecimiento de H+ en el fluido hidrotermal, consecuentemente un aumento del pH de la solución hidrotermal. Este fenómeno puede neutralizar fluidos ácidos y la neutralización puede resultar en zonaciones de distintos minerales hidrotermales en torno a conductos hidrotermales. Cabe destacar que en la mayoría de las reacciones de hidrólisis producen como subproducto SiO2 y ésta es la razón porque el cuarzo es omnipresente en rocas alteradas. En situaciones de fluidos muy ácidos como el ejemplificado en la última reacción se pueden hidrolizar incluso micas aluminosas dando origen al sulfato de Al (alunita) y cuarzo.

La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes. Ciertos minerales son extraídos selectivamente de las rocas de caja y son agregados al fluido y otros componentes (incluyendo metales de mena) son selectivamente incorporados por las rocas (o forman una cubierta sobre ellas) y son removidos del fluido hidrotermal. El resultado de este proceso depende de las condiciones físicas en la interfase fluido-roca y en las cantidades relativas de fluido y roca involucrados en el proceso de intercambio químico (razón agua/roca w/r). Solo la roca alterada es el resultado visible del proceso, porque el fluido es removido del sistema, a excepción de posibles inclusiones fluidas en los minerales precipitados.

Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración. Ej., el intercambio de Mg2+ por Ca2+ (intercambio catiónico). Las reacciones de intercambio iónico también se conocen como cambio de base y corresponden a una reacción por la cual cationes adsorbidos en la superficie de un sólido, tal como un mineral de arcilla o zeolita son reemplazados por cationes en la solución circundante. El intercambio de cationes Ca2+ y Na+ de plagioclasas por K+ para originar feldespato potásico corresponde a este tipo de reacción y caracteriza a la alteración potásica. El intercambio de cationes metálicos de los minerales de una roca por H+ corresponde a un caso especial, conocido como hidrólisis y es muy importante en la mayoría de los tipos de alteración hidrotermal.

La alteración hidrotermal produce cambios en las propiedades de las rocas alterando su densidad (aumento o disminución), porosidad, permeabilidad (aumento o disminución), susceptibilidad magnética (usualmente disminuye, pero puede aumentar cuando se deposita magnetita hidrotermal) y resistividad (usualmente decrece porque los sulfuros metálicos permiten el paso de corrientes eléctricas, pero masas silíceas producto de alteración pueden ser más resistivas). Simultáneamente con esos cambios físicos pueden ocurrir eventos relacionados o sin relación como fallamiento y formación de diaclasas/fracturas que afectan el proceso de alteración.

El reemplazo, lixiviación y depositación de minerales también causa cambios químicos cuya extensión y naturaleza varía mucho, pero los cuales son obviamente función de la mineralogía.



SEGUNDA UNIDAD DE APRENDIZAJE

CAPÍTULO V: ALTERACIÓN DE SILICACIÓN EN SKARN

5.1. INTRODUCCIÓNEl nombre Skarn tiene origen en los siglos XVIII y XIX en las minas de hierro de Suecia Central,

y era aplicado a rocas huésped ricas en granate-piroxeno-epidota de los cuerpos minerales de magnetita-hematita.

La génesis del skarn involucra principalmente un metamorfismo y metasomatismo de contacto isoquímico provocado por emanaciones de un cuerpo plutónico en proceso de enfriamiento. Recordando también que la silicificación se produce en rocas de skarn debido a la adición de grandes cantidades de sílice produciendo una amplia variedad de minerales calcosilictados.

Dos subtipos de alteración de skarn son reconocidos: un subtipo cálcico y un subtipo magnesiano, que serán explicados de manera separada.

Los yacimientos de skarns económicos pueden subdividirse también de acuerdo al contenido del metal predominante; por ejemplo, W, Fe, Cu, Mo, Ag, Au, U, Sn, etc. Este procedimiento vendría a ser algo parecido a la clasificación de yacimientos de pórfidos de Cu, Mo, Sn, depósitos que comparten varias características de alteración y geoquímica, pero son aún así, fáciles de identificar.



Para poder explorar los yacimientos en skarn económicamente viables, es necesario comprender cuáles son las características típicas de cada grupo de skarn y cuáles son las diferencias entre ellas.Los skarns pueden subdividirse de acuerdo a distintos criterios en: Exoskarn y Endoskarn, son términos comunes utilizados para indicar un protolito sedimentario e ígneo, respectivamente. El skarn cálcico y magnésico o magnesiano, puede ser usado para describir la composición predominante del protolito y los minerales skarn que resulten de éstos. Dichos términos pueden combinarse, como en el caso de un exoskarn magnésico que contiene skarn forsterita-diópsido formado de dolomita; corneana de calcio-silicato es un término descriptivo utilizado frecuentemente para las rocas de calcio-silicato de grano relativamente fino que resultan del metamorfismo de unidades de carbonato impuros, tales como calizas limosas o lutitas calcáreas. Los skarns de reacción se pueden formar mediante el metamorfismo isoquímico de las capas delgadas de lutita intercaladas con unidades de carbonato, donde la transferencia metasomática de componentes entre las litologías adyacentes puede ocurrir a pequeña escala (tal vez en cm.). Skarnoide es un término descriptivo para las rocas de calco-silicato que son de grano relativamente fino, de bajo contenido de hierro, y que reflejan por lo menos en parte, el control composicional del protolito. Genéticamente, skarnoide viene a ser el intermedio entre corneanas puramente metamórficas de grano fino y skarn puramente metasomáticos de grano grueso.

La formación de un yacimiento en skarn es un proceso dinámico, tal como lo reconocieron los investigadores pioneros de skarn (Lindaren, 1918; Barrell, 1907; Goldschmidt, 1911; Umpleby, 1913; Knopf, 1918). En la mayoría de yacimientos en skarn extensos existe una transición del metamorfismo temprano/distal que resulta en corneana, skarn de reacción y skarnoide, a un metasomatismo tardío/proximal que resulta en un skarn de grano grueso y con contenido mineral.

5.2. MINERALOGÍA DEL SKARNLa identificación y clasificación de los yacimientos en skarn se basan en su mineralogía. Aunque muchos minerales de skarn son generalmente minerales que forman rocas, algunos son menos abundantes y la mayoría tienen variaciones de composición que pueden ofrecer información importante acerca del marco geológico de formación. Algunos minerales, tales como cuarzo y calcita están presentes en casi todos los tipos de skarn. Otros tales como la humita, periclasa, flogopita, talco, serpentina, y brucita son típicos de skarn magnésicos, pero no se encuentran en la mayoría de los demás tipos de skarn. Minerales como el granate, piroxeno y anfíboles, que ocurren en todos los tipos de skarn y demuestran una variabilidad de composición marcada, son los más indicados para los procesos de clasificación y exploración. Los anfíboles en los skarns de Au, W y Sn, son progresivamente más aluminosos (actinolita-hastingsita-hornblenda); los anfíboles en skarn de Cu, Mo y Fe presentan un contenido progresivamente más alto de hierro en las series tremolita-actinolita; y los anfíboles en los skarns de Zn se caracterizan por un alto contenido de Mn y un bajo contenido de Ca a la vez, variando desde actinolita a danemorita.

Los Skarns son yacimientos metalíferos (Fe, Cu, Au, Zn, W, etc.) formados en la aureola de contacto de secuencias pelítico-carbonatadas y volcánicas, intruidas por granitoides. Más propiamente, designa su ganga constituida por granate, piroxeno y anfíbola.



Como ya se ha dicho, los silicatos van a ser esencialmente cálcicos o cálcico-magnésicos, en ocasiones con volátiles en su estructura y en muchos casos hidratados. Puesto que el aporte de estos elementos (Ca y Mg) va a depender de la litología de la roca de caja, se pueden distinguir:

Minerales de skarns calcáreos. En ellos la roca de caja es una caliza o un mármol calizo. Entre los principales minerales de este tipo de skarns se van a encontrar: granates cálcicos y piroxenos. Otros minerales presentes, y a veces con gran desarrollo, van a ser la wollastonita, algunos anfíboles, vesubiana, epidota, etc. Minerales de skarns magnésicos. Se forman cuando la roca de caja es dolomítica. Son menos frecuentes que los skarns calcáreos. Los principales minerales tipomorfos de este tipo de skarns son el diópsido, el olivino magnésico, flogopita, talco, serpentina, etc.

Los minerales que aparecen en un skarn no se forman todos al mismo tiempo, sino que se originan en una serie de fases o etapas mineralogenéticas sucesivas consideradas como evolución de un skarn.1.- Etapa isoquimica:

Skarn blanco (silicatos pobres en Fe) Metamorfismo de contacto sin participación de fluidos - Etapa estéril (económico). Existen minerales industriales como wollastonita.

2.- Skarn de alta T o skarn anhidro: Se inicia a 600-700ºC, al exolver el magma el agua disuelta en forma de vapor acuoso. Líquido rico en Si, Al, Fe, etc. Formación de exoskarn y endoskarn. Existe zonación metasomática: Granate, Piroxeno, Wollastonita, Forsterita, Espinela, etc.

3.- Skarn de baja T, fase secundaria o aposkarn (450-300ºC): Minerales de los skarn de alta T son reemplazados por silicatos hidratados (anfíboles, epidota, Ftos) y carbonatos. Precipitan sulfuros. Etapa claramente postmagmática. Fluidos de procedencia freática profunda puestos en circulación convectiva por la anomalía térmica ligada al plutón.

4.- Etapa final: Puede existir, con carácter local. Se inicia hacia los 300ºC minerales micáceos, Fe-biotita rica en F, clorita.

5.3. REACCIÓN DE SKARNLas rocas carbonatadas son particularmente eficientes en la concentración de metales, donde un fluido acídico rico en metales reacciona con carbonato, generando una alteración calco-silicatada acompañada en muchos casos de importante mineralización de mena. Einauidi et al. (1981) y Meinert (1992) proveen una detallada descripción de las amplias características de los depósitos tipo skarn y, Rose y Burt (1979) describen características geoquímicas y reacciones significativas relacionadas a zonación de skarns y relación entre minerales calco-silicatados y mena.



La eficiencia de carbonatos como concentrador de metales resulta de la capacidad de neutralización de fluidos ácidos y alta solubilidad en soluciones ácidas, provocando aumento de porosidad en la cual puede precipitar mena adicional. Las reacciones fundamentales conciernen adición de silice a carbonatos de Ca y Mg generando minerales calco-silicatados y consumo de H+ por carbonatos, provocando precipitación de sulfuros. Limitantes termoquímicas excluyen la posibilidad de modelamiento numérico de skarns, pero los sistemas Pb-Zn de relativa baja temperatura pueden ser estudiados en forma aproximada. Modelamiento de la reacción entre un fluido acídico rico en metales base con dolomita y calcita es examinado en el siguiente ejemplo. La reacción de dolomita ilustra una neutralización de fluido ácido acompañada de desilicificación del fluido con razones crecientes agua/roca en la medida que la siguiente serie de silicatos de Mg-Ca se forman con razones decrecientes de silice a cationes base: talco, tremolita, antigorita. Estas reacciones sucesivas consumen H+ y sílice, y generan ácido carbónico. La reacción de calcita con el mismo fluido genera una asociación de epidota y granate andradítico en vez de talco, tremolita y antigorita. En ambas reacciones, pH creciente provoca precipitación de sulfuros, los cuales son los minerales producto dominantes excepto a razones agua/roca baja. A pesar de las concentraciones mucho más bajas de Cu+2 y Fe+2 con respecto a Zn+2, calcopirita precipita a las razones agua/roca más altas y pH más ácidos, seguido por esfalerita y posteriormente galena, indicando que el Cu debiera encontrarse más cercano a su fuente que el Zn y Pb dentro de una secuencia de zonación de metales.

5.4. ALTERACIÓN PROGRADA (Skarn –Endoskarn) Ocurre como producto del metasomatismo de contacto del intrusivo monzonítico hacia las calizas. La alteración prograda del skarn se relaciona con la alteración potásica de la monzonita y está zonada con respecto al núcleo potásico; los granates varían de más andradíticos a más grosularíticos desde el contacto hacia fuera; los piroxenos varían desde diópsido (CaMgSi2O6) a hedenbergita (CaFeSi2O6), desde el contacto hacia fuera. La razón granate/piroxeno disminuye desde el contacto hacia fuera.En Tintaya la mineralogía de la ganga está representada por el skarn y endoskarn de calcosilicatos (granate y piroxenos) y magnetita; la mena de sulfuros primarios presenta calcopirita y bornita, y la pirita es muy escasa en el yacimiento. 5.5. ALTERACIÓN RETRÓGRADAEl enfriamiento del plutón y circulación de aguas de temperatura más baja, posiblemente meteóricas, oxigenadas, producen alteración retrógrada de los minerales calcosilicatados metamórficos y metasomáticos. En esta etapa se forman nuevos minerales hidratados de temperatura más baja, a partir de los minerales anhidros formados previamente. Incluyen: epidota, actinolita, clorita y otras fases minerales hidratadas, típicamente con control estructural y sobreimpuestos a la secuencia de progrado (fallas, contactos estratigráficos o intrusivos). En algunos casos la mineralización se extiende también a esta etapa de retrógrado. Por su parte, la alteración retrógrada es más extensa a niveles más someros (ya sea un skarn más somero o partes superiores de un sistema de tipo skarn), puesto que está controlada por la circulación de fluidos y la participación de aguas meteóricas en la fase tardía del sistema.



5.6. SKARN CÁLCICOEs un subtipo conocido también como Tactita, es formado por procesos pirometasomático, metasomático de contacto, y por metamorfismo ígneo. Esta alteración es de abundancia común. Fig.5.1.

A. Características del afloramiento: Formas de alteración: visible Estilo de alteración: rellenando espacios abiertos, control de vetas, penetrante

selectivamente y penetrante. Pasa hacia el interior a endoskarn rico en granate; pasa hacia el exterior a mármol.

Color y estructura: verde, pardo, rojo, amarillo. Granoblástica (grano grueso a mediano).

B. Características de muestras de mano: Ensambles de minerales: granates, piroxenos, anfíboles, micas, epidota, clorita, wollastonita, idocrasa., minerales de calcita, hematita, magnesita, scheelita, sulfuros. Color y estructura: verde, rojo, amarillo, pardo. Granoblástica, vetas, relleno de bolsas.

C. Características de secciones delgadas petrográficas:1. Minerales comunes y accesorios:a) Estado metamórfico: wollastonita, tremolita, escapolita, axinita.b) Estado metasomático de primer grado: grosularia-andradita, espardita, almandina, diópsido-hedembergita, idocrasa, epidota, calcita, scheelita, cuarzo, hematita especular, magnetita, pirrotita, bornita, calcopirita, molibdenita, esfalerita, galena. c) Estado metasomático hidrotermal y grado posterior: actinolita, epidota, clinozoisita, clorita, ilvaita, hornblenda, calcita, moscovita, biotita, turmalina, fluorita, cuarzo, oro nativo, electrum, bismutinita, casiterita, magnetita, hematita, pirrotita, pirita, marcasita.2. Ensambles de minerales:

Granate + piroxeno + scheelita (skarn W) Granate + diópsido + cuarzo + magnetita + hematita (skarn Au-Cu) Granate + piroxeno + wollastonita + anfíbol + actinlita + danemorita (skarn Au-Fe). Piroxeno + granate + bustamita + ilvaita + rodonita + danemorita (skarn Pb-Zn). Idocrasa + magnetita + fluorita + granate + piroxeno (skarn Sn).

3. Textura: granoblástica, relleno de bolsas y vetas.

D. Asociación de depósitos minerales:a). Tipos de depósitos: depósitos de skarn de Sn, Pb, Zn, Au, Mo, Cu, scheelita, magnetita. Cuerpos mineralizados es parte de los exoskarn.b). Posición espacial con otras alteraciones: Exoskarn reemplaza rocas del lugar sobre los contactos de plutones. Endoskarn sustituye los plutones. Mármol es sobre los márgenes exteriores. Esquistos hornfelsados están interestratificados generalmente.E. Orígenes de los tipos de alteración:Protolito común limitado a rocas sedimentarias carbonatadas o rocas ígneas ricas en calcio. Los fluidos son de salinidad alta-moderada, 10 a 45% de H2O, NaCl en la misma proporción.



Bajo contenido de CO2. Ambientes poco profundos en ebullición. Fluidos magmáticos en estados de primer grado. Magmáticos más aguas meteóricas en estados posteriores.Temperaturas de fluidos:

Estado de primer grado: 650ºC a 400ºC. Estados posteriores: 450ºC a 300ºC. Estado hidrotermal: 300ºC a 100ºC.

Figura 5.1. Minerales de ensamblaje del subtipo skarn cálcico.

5.7. SKARN MAGNESIANO

Subtipo conocido como tactita, se forma por procesos pirosomático, metasomático de contacto, metamórfico ígneo, de abundancia común. Fig.5.2.

A. Características del afloramiento:4. Formas de alteración: visible.5. Estilo de alteración: rellenando bolsas, control de vetas. Penetrante o pervasiva.6. Color y estructura: verde, pardo, negro y blanco. Granoblástica, granos gruesos a

medianos.7. Relación con otros tipos de alteración: puede pasar hacia el interior a zona angosta de

endoskarn de clorita, epidota, albita y granate. Transicional con greissen de Li-F.

B. Características de muestras de mano:8. Ensambles de minerales, dividido en tres etapas:

a). Etapa metamórfica: forsterita, espinela. b). Etapa metasomática de primer grado: diópsido, calcita, magnetita. c). Etapa metasomática hidrotermal y grado posterior: serpentina, flogopita, humita,

moscovita, biotita, magnetita, casiterita.Color y estructura: verde oscuro a pálido, gris y pardo, además negro y blanco. Penetrante etapa “a” y “b”. Control de vetas en etapa “c” o penetrante selectivamente.



C. Características de secciones delgadas: 1. Minerales comunes y accesorios:

a). Skarn magnetita.Etapa “a”: diópsido, forsterita, calcita, espinela.Etapa “b”: diópsido, calcita, magnetita, granate.Etapa “c”: serpentina, talco, magnetita, flogopita, humita, boratos, pirrotita, calcopirita, esfalerita.

b). Skarn estaño.Etapa “a”: piroxeno, forsterita, espinela.Etapa “b”: flogopita, magnetita, boratos, idocrasa, andradita.Etapa“c”: flogopita, moscovita, casiterita, biotita, fluorita, magnetita, turmalina, arsenopirita, pirrotita, galena, esfalerita, estannita.

2. Textura: masiva, granular, estrato o capa retorcida. D. Asociaciones de depósitos minerales:

a). Tipos de depósitos: depósitos de skarn de estaño y magnetita; depósito de skarn de Au, Cu, y comúnmente menos molibdenita; depósitos de Sn y Fe; depósitos de skarn de Au y usualmente menos de Cu y Mo; depósitos de skarn de Zn-Pb y muy raramente de W.b). Posición espacial con otras alteraciones: esquistos interestratificados están hornfelsados. Endoskarn angosta de albita-clorita-epidota-granate (skarn magnetita), o endoskarn greissen (skarn estaño) puede estar presente sobre contactos granitoides.

E. Orígenes de los tipos de alteración:Protolito común restringido a rocas ricas en magnesio, rocas sedimentarias carbonatadas. Los fluidos son de salinidad alta-moderada, 10 a 45% de H2O, NaCl en igual proporción. Bajo contenido de CO2. Ambientes poco profundos en ebullición. Fluidos magmáticos en etapas de primer grado. Magmáticos más aguas meteóricas en etapas posteriores.Temperaturas de fluidos:

Etapa de primer grado: 650ºC a 400ºC. Etapa de grado posterior: 450ºC a 300ºC. Etapa hidrotermal: 300ºC a 100ºC.



Figura 5.2. Minerales de ensamblaje del subtipo skarn magnesiano.

En los depósitos hidrotermales y en aquellos de tipo porfírico, las micas y otros filosilicatos son producto de procesos de alteración hidrotermal y conforman fajas de alteración cuyos diseños son ampliamente reconocidos (Jacobs y Parry 1979). El estudio de estos diseños, así como las asociaciones de filosilicatos y sus composiciones, ha llevado a realizar predicciones útiles sobre los parámetros químicos de los fluidos hidrotermales.

En el caso de los minerales del grupo de las cloritas se ha reconocido la relación entre su composición y las características químicas y mineralógicas de la roca original. Son útiles además por indicar las condiciones de los sistemas hidrotermales (alcalinidad-acidez, fugacidad de oxígeno y azufre).

CAPITULO VI: DEPÓSITOS MINERALES

6.1. DEPÓSITOS MINERALES METÁLICOS Depósito mineral es una concentración natural de una o más especies minerales producida por procesos sedimentarios, ígneos o metamórficos. Tales depósitos son primarios si todavía conservan sus caracteres originales y relaciones con las rocas adyacentes o encajonantes, y secundarios si han sufrido alteración total o parcial, química o mecánica, después de su origen. Desde el punto de vista geoeconómico, en la mayoría de los casos un depósito mineral requiere de estudios geológicos de detalle para ser considerado como yacimiento mineral.Mineral. Es una sustancia de origen natural con estructura interna ordenada y composición química definada dentro de un rango. Los minerales pueden ser de uso práctico para la humanidad y como recursos minerales se dividen en tres grandes familias, los metálicos, los no-metálicos y los energéticos. Metálicos.



6.2. YACIMIENTOS MINERALES METÁLICOS Es una acumulación o concentración de una o más substancias minerales útiles en la corteza terrestre, de manera tal que pueden ser explotadas económicamente. Los elementos que entran en la formación de los minerales de los yacimientos provienen de las rocas de la corteza terrestre, del magma cuando son singenéticos, o son originados por soluciones hidrotermales en el caso de los epigenéticos. Todo yacimiento metalífero está caracterizado por la presencia de minerales de mena y de ganga, según sea el mineral de valor económico o considerados no rentables, respectivamente.

Los yacimientos minerales son el producto de procesos geológicos concentradores ya sea endógenos o exógenos a los cuales se asocia fraccionamiento geoquímico. Entre estos procesos destacan los magmáticos, magmáticos hidrotermales, hidrotermales, volcanogénicos exhalativos, sedimentario exhalativos, metamórficos y sedimentarios. Para la generación de un yacimiento mineral se requiere de un origen de los elementos y de una serie de procesos que conduzcan a la concentración de ellos. Estos procesos pueden ser bastante variados para distintos tipos de yacimientos la comprensión de ellos es de vital importancia para la determinación de criterios de exploración.

Los yacimientos de origen magmático ya sea directo o distal comprenden la mayoría de los depósitos minerales metálicos. La composición de magmas juega también un rol importante sobre el tipo de mineralización asociada, donde la composición de magmas es función en gran medida del ambiente tectónico en el cual es generado.

6.3. DEPÓSITOS HIDROTERMALES Son los yacimientos formados por aguas termales ascendentes cargadas con emanaciones ígneas y son los más pertinentes a la consolidación de zonas. Este grupo está dividido por Lindgren en tres subgrupos, como son:6.3.1. Depósitos epitermales, formados a poca profundidad y bajo condiciones de temperatura (50 - 200°C) y presión moderada; ejemplos de minerales: oro nativo, marcasita, pirita, cinabrio y estibina; como ganga cuarzo, ópalo, calcedonia, calcita, aragonito, fluorita y baritina.6.3.2. Depósitos mesotermales, formados a profundidades medias, a altas presiones y temperaturas (200 - 300°C). Las principales menas son pirita, calcopirita, arsenopirita, galena, blenda, tetraedrita y oro nativo. El cuarzo es el principal mineral de ganga, pero son también comunes los carbonatos, como calcita, anquerita, siderita y rodocrosita.6.3.3. Depósitos hipotermales, formados a gran profundidad, a altas presiones y temperaturas (300 -500°C). Según su paragénesis, como principales minerales característicos tenemos a los filones de casiterita, wolframita y molibdenita, filones de cuarzo y oro, filones de turmalina y galena.

7.4.- MODELOS DE DEPÓSITOS Un modelo consiste en el intento de describir y explicar el comportamiento de un proceso

(natural) en términos de parámetros medibles en su estado final. En el caso de geología lo que se observa y estudia es el resultado final. Por lo tanto un modelo puede ser visto como una función f (xn), donde xi…xn representan parámetros como temperatura, presión, litología, fuente de agua, permeabilidad, Eh, pH,fO2, fS2, ambiente tectónico, etc.



Siendo la cantidad de parámetros involucrados extremadamente grande y de compleja medición, muchas veces producto de interpretaciones subjetivas, el desarrollo de un modelo geológico de depósito es sujeto a una enorme gama de incertidumbres, sin mencionar la variabilidad de los sistemas naturales que hacen de cada caso estudiado un caso particular.

6.4. HIDROTERMALISMOEn la naturaleza la gran mayoría de depositos minerales metálicos están de una u otra forma

ligados a procesos hidrotermales. La fuente, composición y características termodinámicas de un fluido hidrotermal pueden ser bastante variables y dependen en gran medida de las características de su fuente, de la distancia de transporte y su modificación durante este, y de las propiedades de la roca huesped.

Los efectos del hidrotermalismo quedan evidenciados en asociaciones de minerales de alteración y de mena, de los cuales se puede interpretar, dentro de parámetros termodinámicos restringidos, las condiciones de un fluido hidrotermal en el pasado. Para una interpretación de este tipo es necesaria la clara identificación de asociaciones de minerales de alteración y mena, y la secuencia paragenética entre ellas. Un buen conocimiento de las asociaciones compatibles/incompatibles, además de relaciones de contacto/corte, son muchas veces clave para una buena interpretación paragenética, necesario para la comprensión de la evolución de un fluido hidrotermal en un sistema hidrotermal dado. La evolución termodinámica de un fluido hidrotermal juega un rol directo sobre la capacidad de transporte/precipitación de metales, por ende, un rol fundamental en la formación de un yacimiento.

Para una comprensión básica de cualquier tipo de yacimiento de origen hidrotermal es entonces necesario un entendimiento de los procesos de hidrotermalismo, tanto en terminos de condiciones termodinámicas asociadas como en terminos de asociaciones de minerales de alteración y mineralización producto de una interacción agua-roca. Los conocimientos básicos que intentan preveer y actualizar se pueden agrupar en cuatro aspectos fundamentales del hidrotermalismo, siendo estos :

1. Fuente de fluidos hidrotermales y metales,2. Alteración hidrotermal, 3. Estabilidad de sulfuros, y4. Transporte y Precipitación de metales.

La interrelación existente entre estos cuatro tópicos y su comprensión dentro del contexto de unmodelo de algún tipo de yacimiento dado son una gran herramienta para el geólogo económico.

6.5. FUENTE DE FLUIDOS HIDROTERMALES Y METALES

En la mayoría de depósitos de origen hidrotermal se sabe hoy en día que los fluidos hidrotermales participantes son en su mayoría de origen magmático (ej. Giggenbach, 1997), y que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones termodinámicas de éste. La pregunta obvia entonces es en qué momento y por qué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática y como y por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma.



A condiciones de alta presión y temperatura, un magma posee una alta solubilidad del agua, solubilidad que decrece con el descenso de temperatura y más fuertemente con el descenso de presión. Magmas máficos poseen mayor solubilidad que magmas félsicos. La pérdida de solubilidad de un magma y la consecuente partición de agua desde la fase magmática es denominada "primera ebullición", fenómeno gradual y de poca injerencia.

Otro proceso de partición de agua más efectivo que la pérdida de solubilidad, es la denominada "segunda ebullición", la cual ocurre durante la cristalización de un magma producto de exsolución de agua (se le denomina segunda ebullición porque ocurre durante enfriamiento adiabático). Este proceso será más rápido y violento a mayor velocidad de cristalización. La fase hidrotermal particionada comprenderá una fase vapor y una fase de hidro-salmuera salina, con altos contenidos de Na y Cl. Bajo condiciones normales de cristalización, metales como el Cu, Zn, Pb, Au, Ag, etc. son incorporados a la fase cristalina como trazas en minerales formadores de roca (ya sea como microinclusiones de sulfuros magmáticos o en la red cristalina de estos; Borrok et al., 1999 y Hendry et al., 1985, respectivamente), dándole a rocas intrusivas rangos de valores geoquímicos "background" típicos para estas rocas a nivel global. Sólo la separación masiva y violenta de una fase hidrotermal será capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de minerales formadores de roca. Esto implica que mientras menos cristalizado este un magma antes de que comience cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad de extraer altos contenidos de metal existen. La convergencia de parámetros geológicos, tectónicos y termodinámicos durante el emplazamiento de magmas será de gran relevancia en la optimización de procesos hidrotermales capaces de secuestrar metales desde un magma. Presión, temperatura, velocidad y tipo de emplazamiento, velocidad de critalización, porcentaje de cristalización, tipo de volcanismo asociado, entre otros, serán factores incidentes sobre la optimización de segunda ebullición en un magma. Detalles de estos procesos pueden ser vistos en referencias, en Burnham y Ohmoto (1980) y Candela (1994).

6.6. ALTERACIÓN HIDROTERMALLos minerales que se forman en un ambiente hidrotermal son el resultado de la precipitación de

soluciones acuosas calientes. Se considera un fluido hidrotermal cuando el agua ya tiene unos 50° C. La alteración hidrotermal ocurre entre los 50 a 500° C. A una T° crítica del H2O (374°C para H2O pura) se habla de fase acuosa.

Existen muchas situaciones dinámicas geológicas por las cuales las aguas frías se calientan:1) El agua atrapada en poros de acumulación de sedimentos y en capas de minerales

hidratados o hidróxilos comienzan a calentarse en la etapa de enterramiento.2) El agua subterránea fría puede calentarse en cierta profundidad por la vecindad de un

cuerpo de magma o por el enfriamiento lento de cuerpos magmáticos.3) Las soluciones hidrotermales también pueden generarse por la deshidratación de

minerales hidratados durante el metamorfismo.Cerca de la superficie, el agua subterránea es activa en el proceso de solución, transporte y

depositación de minerales.



En la evolución de la cristalización de un magma se separa una fase acuosa ya que no toda el H2O toma lugar en la formación de minerales hidratados como anfíbola y mica. Al final de la etapa los fluidos se pueden disipar a través de la roca magmática y localizarse en cavidades.

La fase acuosa que envuelve a los sistemas magmáticos contiene elementos que corrientemente no son aceptados en los minerales magmáticos, estos elementos no compatibles son Ag+, AS3+ , B3+, Ba2+, Be2+, Bi3+, Cu+, Cu2+, Hg2+, Li+, Mo4+, Pb2+, S2-, Sb3+, U4+, W6+, Zn2+ y algunas tierras raras. Estos elementos ya sea por su radio iónico o por su carga no son fácilmente aceptados en minerales tales como cuarzo, feldespatos, biotita, anfíbola, olivino y piroxenos. Por esta razón estos elementos terminan concentrándose en pegmatitas y en soluciones hidrotermales.

Para precipitar sulfuros desde una solución hidrotermal debe estar el azufre presente en la solución. El azufre ocurre en una serie de especies solubles incluyendo S2-, HS, SO4 2-, y HSO4-. EL azufre proviene de los magmas y una prueba de que los magmas contienen azufre son las fumarolas asociadas a los volcanes con contenido de azufre nativo en los alrededores de los orificios. La cristalización de sulfuros (calcopirita, bornita, pirita, pirrotina etc) a partir de un magma es una indicación directa del contenido de azufre en él.

Asimismo, se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una interacción fluido hidrotermal-roca. Esta interacción conlleva cambios químicos y mineralógicos en la roca afectada producto de desequilibrio termodinámico entre ambas fases. En estricto rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerada como un proceso de metasomatismo, dándose transformación química y mineralógica de la roca original en un sistema termodinámico abierto.

La alteración hidrotermal es el producto de un proceso, donde las características mineralógicas, químicas y morfológicas de ésta entregan información acerca de las condiciones termodinámicas del fluido hidrotermal que las generó.

En la naturaleza se reconocen variados tipos de alteración hidrotermal, caracterizados por asociaciones de minerales específicos. Los distintos tipos de alteración e intensidad son dependientes de factores tales como composición del fluido hidrotermal, composición de la roca huésped, temperatura, pH, Eh, razón agua/roca y tiempo de interacción, entre otros.Se presenta a continuación un breve resumen de los tipos de alteración más comunes y sus respectivas asociaciones mineralógicas, basado en Corbett y Leach (1998), Reed (1997), Titley (1992), Rose y Burt (1979) y Meyer y Hemley (1967):

1. Alteración potásica: caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita. La alteración potásica temprana suele presentar una textura tipo hornfel con biotita de alteración de similar composión a biotita primaria, principalmente por efectos de reemplazo metasomático de hornblenda primaria. Biotita tardía en vetillas es más rica en Mg. La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800°C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrativa. Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350°-400°C, y feldespato potásico en vetillas en el rango 300°-350°C. Biotita y felsdespato están comunmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino. 2. Alteración propilítica: caracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita. La alteración



propilítica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de una alteración potásica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la zona potásica a actinolita-epidota en la zona propilítica. En zonas más distales se observan asociaciones de epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente más ricas en clorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Esta alteración se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo (200°-250°C). La presencia de actinolita (280°-300°C) puede ser indicador de la zona de alteración propilítica interior. Cabe destacar que esta alteración corresponde a una asociación de minerales que se da en rocas a baja temperatura y razón agua/roca, no diferenciándose en gran medida de metamorfismo de bajo grado. Por otra parte, se recomienda restringir el uso de la palabra propilítica a aquellas asociaciones que contengan albita, clorita y epidota en rocas cuya composición total no ha variado enormemente con respecto a la roca original. Esta definición la distingue de alteraciones particulares como son la albitización, cloritización y epidotización.3. Albitización: normalmente asociado con alteración propilítica de alta temperatura, ocurre por lo general como reemplazo selectivo de plagioclasas junto con actinolita. En sistemas porfídicos es interpretado como una alteración temprana y profunda durante etapas tardías de cristalización de un magma. 4. Alteración cuarzo-sericita: caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. Filica: dominancia de sericita. La alteración cuarzo-sericita ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250°C. A temperaturas más bajas se da illita (200°-250°C) o illita-smectita (100°-200°C). A temperaturas sobre los 450°C, corindón aparece en asociación con sericita y andalusita. En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante. La mica rica en vanadio (Roescolita) y la rica en cromo (Fuchsita) ocurren localmente en rocas máficas. 5. Alteración argílica moderada: caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo. La alteración argílica moderada ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede co-existir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4. La caolinita se forma a temperaturas bajo 300°C, típicamente en el rango <150°-200°C. Sobre los 300°C la fase estable es pirofilita. 6. Alteración argílica avanzada: caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o "vuggy sílica") con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita. La alteración argílica avanzada ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre 1 y 3.5. A alta temperatura (sobre 350°C) puede ocurrir con andalusita además de cuarzo. Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2. La alunita puede originarse en variados tipos de ambientes, como producto de alteración por condensación de gases ricos en H2S, como producto de alteración supérgena, como producto de cristalización magmática/hidrotermal, o a lo largo de vetas y brechas hidrotermales de origen magmático. 7. Alteración carbonatada: caracterizada por calcita, dolomita, ankerita, siderita, con mayor o menor sericita, pirita y/o albita. Los carbonatos ocurren dentro de un amplio rango de temperatura y pH, asociados con caolinita, clorita y minerales calco-silicatados. Zonación de carbonatos en función de pH incremental es observado en muchos sistemas hidrotermales.



Carbonatos de Fe-Mn (siderita-rodocrosita) co-existen con caolinita e illita, mientras que carbonatos mixtos de Ca-Mn-Mg-Fe (rodocrosita-ankerita-kutnahorita-dolomita) ocurren con illita y clorita, y carbonatos de Ca-Mg (dolomita-calcita) ocurren con clorita y minerales calco-silicatados. Esta zonación es interpretada como producto de la mobilidad decreciente de Fe, Mn y Mg a pH progresivamente más alto. Los carbonatos pueden aparecer en todo tipo de ambiente hidrotermal. 8. Alteración calcosilicatada, skarn: silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita. Caliza: granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota, diopsido, idocrasa, clorita, actinolita. Dolomita: fosterita, serpentinita, talco, tremolita, clorita. La alteración calco-silicatada ocurre bajo condiciones de pH neutro a alcalino a distintos rangos de temperatura. La asociación zeolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y epidota, seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores. Los minerales de zeolita son particularmente sensibles a temperatura. Zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan a condiciones de baja temperatura (<150°-200°C), mientras que zeolitas menos hidratadas tales como la laumontita (150°-200°C) y wairakita (200°-300°C) ocurren a temperaturas y profundidades progresivamente mayores en sistemas hidrotermales. En algunos sistemas se observa pumpellita/prehnita a temperaturas más elevadas (250°-300°C), en asociación, en algunos casos, con epidota. La epidota ocurre como granos pequeños y mal cristalizados a temperaturas entre 180° y 220°C, y como fases bien cristalizadas a temperaturas más altas (>200°-250°C). Actinolita es estable a temperaturas >280°-300°. En ambientes colindantes a pórfido ocurre clinopiroxeno (>300°C) y granate (>325°-350°C). 9. Alteración tipo greissen: caracterizado por muscovita de grano grueso, feldespato y cuarzo, con o sin topacio y/o turmalina. Esta alteración ocurre principalmente asociado a fases pneumatolíticas en rocas graníticas, a temperaturas sobre 250°C.

Algunas de estas alteraciones quedan resumidas en diagramas del tipo AKFC (Rose y Burt, 1979). Por otra parte, Corbett y Leach (1998) presentan un diagrama de clasificación en función de temperatura y pH.

Existen otras formas de clasificar las alteraciones hidrotermales, ya sea por mineral de alteración principal (ej.: sericitización, epidotización) o por metasomatismo principal (ej. cálcico-ferrico, aluminio-potásico), pero estas son de poco uso.

6.7. ASOCIACIONES DE ALTERACIÓN, REACCIONES Y TERMODINÁMICA DE FLUIDOS HIDROTERMALES

El empleo de diagramas binarios o ternarios para la visualización de relaciones de estabilidad entre los minerales de alteración y entre los minerales con una solución acuosa es de uso frecuente. Tales diagramas son útiles para la comprensión de las relaciones de estabilidad entre minerales y son directamente aplicables en la interpretación de procesos de alteración en sistemas de pocos componentes. Sin embargo, su utilidad en la interpretación y predicción queda descompuesto en varios sistemas multicomponentes de interés para el entendimiento de los procesos de alteración hidrotermal, ya que un solo diagrama no es capaz de representar un sistema multicomponente en forma adecuada.



Un ejemplo de la complejidad de reacciones de alteración se da en la reacción de basalto submarino con agua de mar a 300°C. El pH inicial de agua de mar es neutro a alcalino y el producto de alteración corresponde a una asociación microclina-muscovita. Observando la reacción de alteración en un diagrama de actividad K+/H+ vs SiO2 (Fig. 4; Reed, 1997) para una composición inicial S, de acuerdo a la asociación de alteración resultante, uno debiera esperar la trayectoria lógica SA. Sin embargo, este diagrama no considera los procesos de alteración de otros minerales en el sistema, donde el Mg+2 del agua de mar reacciona con la sílice y alúmina de la roca, para precipitar clorita. Esta reacción libera el ion H+, de acuerdo a la siguiente reacción:

Si bien el uso tradicional de diagramas de estabilidad y la simplificación de los procesos de alteración hidrotermal no explican a cabalidad las reacciones de equilibrio producto de la interacción agua-roca, si entregan una guía para su entendimiento en término de los productos de reacciones de alteración. Para esto se resumen a continuación una serie de diagramas recopilados de distintos estudios:

Reacciones de hidrólisis (metasomatismo H+) sobre feldespato (Hemley and Jones, 1964;Rose and Burt, 1979). En estos trabajos se presentan las reacciones de alteración sobre feldespato producto de ataque ácido por parte de un fluido hidrotermal. Un ejemplo, el feldespato-K, al interactuar con una solución ácida reacciona para generar muscovita (sericita). Si el ambiente es aún más ácido, la reacción continua para pasar de muscovita a andalucita, pirofílita o caolín, dependiendo de la temperatura imperante.

Reacciones de intercambio metasomático, dado por procesos de difusión iónica, intercambiándose iones en minerales que aceptan solución sólida e incluso transformando un mineral a otro. Estos procesos quedan representados en diagramas bi o tricomponentes en función de la actividad iónica de los iones a intercambiar. Por ejemplo, las relaciones de estabilidad en función de las actividades de K+ y Na+ para la determinación de minerales con albita-feldespato K, mica-Na, mica-K (paragonita-muscovita) y pirofilita [SI4O10Al2(OH)2] (Rose and Burt, 1979).

Reacciones de deshidratación, controlada principalmente por condiciones de presión y temperatura son detallados en Burt and Rose (1979). En el diagrama de estabilidad quedan denotados los campos de estabilidad de asociaciones de alteración principalmente en función de temperatura, incluyéndose minerales metamórficos de alta temperatura.

Reacciones de oxidación, controlados por las condiciones óxido-reducción del fluido hidrotermal. Los elementos susceptibles a estas reacciones son Fe, Mn, Sn, C e H. Minerales conteniendo a estos elementos pueden proveer información con respecto al estado de oxidación de los fluidos del cual se formaron los minerales.

Reacciones de skarn, controlados principalmente por temperatura-presión y actividad de Ca, Fe, Mg y Mn. Descripción detallada de alteración calcosilicata puede ser encontrada en Einaudi et al. (1981). Estos presentan los procesos de metasomatismo y asociaciones minerales principalmente en función de diagramas ternarios. Meinert (1992) entrega detalles adicionales con respecto a las alteraciones de skarn.



6.8. ALTERACIÓN HIDROTERMAL Y RELACIÓN CON PERMEABILIDAD Y RAZÓN AGUA/ROCA

Entendiéndose el proceso de alteración hidrotermal como el producto de una interacción agua/roca, donde los minerales de alteración son el resultado de cambios químicos y mineralógicos en la roca afectada, se implica necesariamente cambios químicos y termodinámicos del fluido hidrotermal que atraviesa la roca. Independientemente de la fuente del fluido hidrotermal, este reaccionará con la roca que atraviesa hasta llegar a una "trampa de mena" (Reed, 1997). Una "trampa de mena" es un sitio donde la combinación de condiciones estructurales, de pearmibilidad, químicos y físicos son los ideales para provocar la precipitación de la carga metálica a partir de un fluido. El fluido que llega a la "trampa de mena" no es el mismo que salió de su fuente de origen primario, como por ejemplo una salmuera magmática, porque la interacción fluido - roca en el camino cambia la composición del fluido. De esta forma, la roca huésped a lo largo del camino de transporte será un condicionador de los fluidos hidrotermales.

La interacción agua - roca, si bien depende en gran medida de la composición de roca y del fluido, de temperatura y presión, también depende de la superficie o volumen de roca expuesto al fluido, es decir, la permeabilidad de una roca será un factor determinante. Este factor puede ser también visualizado en términos de la razón agua/roca involucrado en una alteración específica (Reed, 1997). Este concepto puede ser ejemplarizado con el paso de un fluido por una veta, donde se generará un halo de alteración desde la veta hacia la roca de caja, con razones de agua/roca progresivamente menores. El mismo efecto se observará en la dirección de avance del fluido a través de la veta.

Las reacciones calculadas en términos de razón agua/roca pueden ser aplicados en forma aproximada en la interpretación espacial y temporal en sistemas reales, como es el caso de halos de alteración en torno y en el avance de una veta. Los halos se producen al perder el fluido su capacidad de alteración al reaccionar progresivamente con la roca. Si el aporte de fluido es progresivo en el tiempo, los halos de alteración avanzarán en la medida que la roca alterada pierde su capacidad de inhabilitar a un fluido (ej. agua ácida es neutralizada).

La secuencia de halos de alteración desde la veta hacia afuera representa asociaciones que se forman a razones agua/roca progresivamente menores. La roca proximal está en contacto con mayor proporción de agua que la roca distal, y el agua que avanza a través de la veta está progresivamente más neutralizada. Los conceptos aquí presentados introducen una nueva variable, tiempo o más bien, duración de la interacción agua/roca.

6.9.- ZONEAMIENTO Es conocido generalmente como zonacion mineral, es la distribución espacial de los minerales según las condiciones de temperatura, presión y rasgos geológicos durante la deposición de los minerales. En muchos distritos mineros, los minerales están dispuestos en zonas o en fajas alrededor del centro ígneo, con la temperatura más alta y los minerales más solubles cerca del origen, y la temperatura más baja y los minerales más solubles legos del origen. La temperatura ha sido un factor importante, pero no el único de esta disposición. La distribución por zonas apunta netamente



hacia un centro caliente de mineralización, y los minerales de generación ígnea constituyen una clara indicación de parentesco con el magma.

El zonamiento se observa a diferentes escalas, por citar:1. Zonamiento Regional.- A nivel regional se tiene una distribución de franjas mineralizadas

concordantes a la Cordillera de los Andes, de oeste a este se tiene, franjas de hierro, cobre-oro, plata-oro-polimetálicos, polimetálicos, oro-polimetálicos, polimetálicos, oro.

2. Zonamiento de Distrito Minero.- En los distritos mineros del Perú se observa zonamiento. El zonamiento puede ser simétrico, como en el distrito minero de Morococha (Junin) y en el distrito minero de Quiruvilca (La Libertad).

En el distrito minero de Morococha, se observa en el centro del distrito minero la presencia de cobre-plata a mayor temperatura, zin-plomo en la parte intermedia, y plomo en la parte externa a menor temperatura.

En el distrito minero de Quiruvilca, desde el centro hacia la parte externa del distrito se tiene Cu-Ag, Zn-Cu-Ag, Ag-Zn-Pb (Heyl, A. Livingston, 1999).

En muchos distritos mineros el zonamiento es asimétrico, como en el distrito minero de de Hualgayoc (Cajamarca). Aquí se observan dos centros de mineralización de pórfidos; el pórfido de cobre-oro-molibdeno de Cerro Corona, de mayor temperatura; rodeado asimétricamente de polimetálicos (Zn, Pb, Ag, Au) de menor temperatura. En el distrito minero de Palca 11 (Puno) de SE a NO se tiene un zonamiento asimétrico de tungsteno, cobre-zinc-tungsteno, zinc-cobre-tunsgteno.

3. Zonamiento Local.- Las estructuras mineralizadas de los yacimientos en el Perú tienen un zonamiento distribuido según el flujo mineralizante. Se esboza dicho zonamiento al estudiar la secuencia paragenética de una estructura mineralizada.

Si se plotea las líneas del frente de máxima deposición de los elementos metálicos que se explotan en la estructura mineralizada, se tendrá el zonamiento de dicha estructura mineralizada.

En la parte de este trabajo que corresponde a migraciones del flujo mineralizante, se expuso varios ejemplos sobre los diferentes frentes de deposición, frente inicial de deposición, frente de máxima deposición, frente final de deposición. En estos ejemplos, solo se tomará los frentes de máxima deposición para determinar el zonamiento local de la estructura mineralizada.

Con la finalidad de determinar el zonamiento local de una estructura mineralizada se elabora el logaritmo de cocientes metálicos, este método permite tener inclusive un esbozo del zonamiento, contando con muestras de una galería o una chimenea (labores mineras subterráneas).

El zonamienmto es un aspecto importante en la exploración de un yacimiento mineral, por cuanto la distribución metálica de elementos en una estructura mineralizada en sentido horizontal y vertical es un aspecto que ha preocupado mucho a las personas (geólogos y mineros) dedicados a la exploración de yacimientos de minerales metálicos.

Para resolver este aspecto se considera necesario estudiar muchas veces la distribución mineralógica de elementos metálicos, y con mayor frecuencia la distribución de las leyes metálicas, llegando a conclusiones sorprendentes.

Así, dicho zonamiento muchas veces no obedece al zonamiento tipo que presentan los textos clásicos de yacimientos de minerales, llegándose a la conclusión que cada yacimiento tiene su propio zonamiento, el cual tiene que ser necesariamente determinado por el geólogo econóçomico.



6.10. ROCAS ÍGNEAS Y MINERALES ASOCIADOS La relación genética existente entre la mayor parte de los depósitos hipogénicos y los magmas es ya bien conocida entre ciertas rocas ígneas y tipo de mineralización. La mejor comprensión de las asociaciones genéticas estimuló las investigaciones sobre el terreno y en el laboratorio cuyo resultado fue ampliar el grupo de asociaciones reconocidas. Se ha comprobado que la conexión genética entre los minerales y las rocas volcánicas es a menudo imposible de establecer, por que ambos pueden tener orígenes distintos e indescifrables a causa de la profundidad en que se hallan. Además, los minerales existentes en rocas eruptivas pueden proceder de intrusiones ocultas. Cuando se trata de las intrusiones aún se hace difícil muchas veces establecer una asociación genética cierta; en ausencia de conexión directa, la tendencia frecuente es suponer que una intrusiva dada en un distrito metalogenético puede ser causa de los minerales presentes.

Los minerales pueden estar genéticamente relacionados con intrusiones específicas en formas de: a) concentraciones magmáticas, y b) emanaciones magmáticas despedidas del magma durante su consolidación. La relación genética es generalmente evidente en el caso de las concentraciones magmáticas. Sin embargo, las inyecciones magmáticas son menos evidentes. Los productos de los fluidos magmáticos ofrecen la mayor dificultad para establecer una relación genética clara con intrusiones determinadas. Podemos mencionar como importantes asociaciones de rocas ígneas y minerales a los depósitos siguientes:

A. Depósitos de concentraciones magmáticas encerrados en una roca intrusiva determinada; p. ej., depósitos de cromo en peridotitas.

B. Inyecciones magmáticas en rocas intrusivas determinadas o próximas a ellas: p. ej., depósitos de magnetita en anortosita.

C. Depósitos confinados a la periferia, pero ausentes del interior de una intrusiva específica; p. ej., depósitos de cobre porfirítico.

D. Distribución zonal de la mineralización con respecto a una intrusiva determinada; p. ej., los minerales de cobre-plomo-zinc alrededor de intrusión porfirítica.

6.11. PÓRFIDOS En la corteza terrestre ciertas rocas presentan cristales incluidos en una matriz de grano mucho más fino. A estos cristales grandes se les conoce con el nombre de fenocristales, y al material de grano fino, con el nombre de pasta. A dichas rocas se las denomina pórfidos. Los Fenocristales tienen tamaños variados desde un par de centímetros o más a individuos muy pequeños. La pasta puede estar formada también por material parcialmente grande o puede ser microscópico; p. ej. pórfido granítico, pórfido diorítico, pórfido riolítico. Las variedades porfiríticas son con frecuencia las rocas volcánicas, especialmente las silícicas.

6.12.- MODELOS DE ZONEAMIENTO EN DEPOSITOS MINERALES Modelo es una representación idealizada y simplificada de la realidad, que se utiliza para describir o explicar un fenómeno físico o proceso, o para caracterizar los rasgos comunes que presenta un conjunto de objetos naturales. Por ejemplo, el modelo del interior de la Tierra, el modelo del ascenso



de cuerpos magmáticos en la corteza, el modelo de yacimientos cupríferos de tipo porfírico, etc. Los modelos acompañan y completan la elaboración de hipótesis. Pueden ser de carácter conceptual y utilizar ecuaciones (generalmente diferenciales) en la descripción de sus distintos componentes, o bien ser de carácter empírico (descriptivos, más que interpretativos). Los modelos metalogénicos, que describen y explican los principales tipos de yacimientos minerales (en particular los de carácter metalífero), desempeñan un papel principal en su estudio y exploración. Los modelos empíricos consisten en una descripción de los atributos básicos de un determinado tipo de yacimiento mineral, por ejemplo, morfología, litología, mineralogía, estructura. No importa entender cómo se relacionan estos atributos más allá del simple hecho de saber que están presentes. Por su parte, los modelos conceptuales (teóricos) intentan relacionar dichos atributos a través de procesos geológicos y físico-químicos. Adicionalmente, se puede agregar información sobre las anomalías geofísicas y geoquímicas generadas por la presencia del yacimiento tipo.

Se denominan modelo de bloques a la representación del yacimiento a través de su división en múltiples bloques, cuyo tamaño se relaciona con las características del método de explotación a utilizar. Cada uno de los bloques así definidos contiene la información geológica, mineralógica, de leyes, etc, que es necesaria para la toma de decisiones durante las etapas de planificación y explotación.

La alteración hidrotermal puede disponerse concéntricamente de acuerdo a los modelos de: a) Lowell y Guilbert (de adentro hacia afuera): potásica → filica → argilica → propilítica. Modelo característico de los ambientes de tipo Andino, con intrusiones granodioríticas asociadas, b) Hollister (de adentro hacia afuera): potásica → propilítica. Este modelo es típico de rocas encajadoras máficas, generalmente en contextos tipo arcos de islas, con intrusiones dioríticas asociadas.

El modelo de LOWELL & GUILBERT (1970) muestra los diferentes tipos de alteraciones hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su contenido en minerales secundarios (que puede ser igual o diferente de los minerales de origen primario). Entonces para determinar en terreno y secciones delgadas petrográficas la zona de alteración hay que diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la paragénesis de minerales secundarios. Fig. 6.1; Fig. 6.2 y Fig. 6.3 (Anexo).



Fig.6.1. Fig.6.2

Fig.6.3.

Generalmente Lowell & Guilbert diferencian cuatro zonas de alteración hidrotermal: a). Zona Potásica: zona más adentro de la alteración. Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se alteran o cambian por procesos hidrotermales a ortoclasa (K feld) y biotita, ortoclasa y c1orita, o tal vez a ortoclasa y biotita, y clorita (Chl) algunas veces con sericita, anhidrita (Anh), cuarzo (Q) en stock work. El núcleo de esta zona es pobre en mena.



b). Zona Filítica: o zona sericítica. El límite entre la zona potásica y la zona filítica no es bien definido. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. La biotita primaria y los feldespatos se descomponen a sericita y ruti1o. Además se conoce la paragénesis de cuarzo-sericita-pirita (QSP) con poca clorita, illita y pirofilita (Pyfi). Los carbonatos y la anhidrita son muy escasos en esta zona.c). Zona Argílica: esta zona no siempre está bien desarrollada, principalmente corresponde a la formación de minerales arcillosos, como caolinita, montmorillonita y pirita en vetillas pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se altera parcialmente a clorita secundaria.d). Zona Propilítica: es la zona más afuera del sistema sin contacto definido a la roca caja. Las alteraciones disminuyen paulatinamente hasta desaparecer completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota (Epi). Las plagioclasas no siempre muestran alteraciones. La biotita y la hornblenda se alteran parcial o totalmente a clorita y carbonatos.

En los depósitos porfiríticos se presentan en conclusión los siguientes tipos y subtipos de alteraciones hidrotermales:

1. Alteración silicato de potasio, subtipo biotita-ortoclasa. En afloramiento muy común y visible, rara vez críptica. Color rosado, rojo pálido, rojo salmón, blanco, verde claro, con abundante biotita parda verde.

2. Alteración silicato de sodio, subtipo albítica. En afloramiento poco común, visible. Color blanco, gris, rosado rojizo, verdoso.

6.13. ASOCIACIONES DE DEPÓSITOS MINERALES Los depósitos de cobre y molibdeno son representativos de alteraciones hidrotermales porfiríticos de sulfuros masivo vulcanogénicos. Algunas veces se presentan en granitos de estaño-tungsteno. Además de Cu y Mo pueden encontrarse también Sn, W, Au, Zn, Pb Be, U.

Los depósitos de Cu y Mo se originan en protolitos de características félsicas, intermedias de ocurrencia efusiva y rocas plutónicas máficas, granitoides porfiríticos, rocas ígneas dioríticas, rocas sedimentarias carbonatadas.

Los fluidos hidrotermales que producen la alteración son de salinidad alta a moderada. La cantidad del H2O varía entre 40% a 50% con NaCl en la misma proporción.

6.14. MODELOS DE DEPÓSITOS DE PÓRFIDO DE Cu6.14.1. Generalidades.- Los depósitos de pórfidos de Cu se presentan en arcos de islas y arcos magmáticos a lo largo de márgenes .continentales convergentes. Su ambiente de deposición son stocks subvolcánicos contemporáneos con diques, brechas afines y fallas. También se presentan en cúpulas de batolitos. Los procesos de elevación y erosión han sido necesarios para exponer las rocas subvolcánicas.

Los depósitos asociados a los pórfidos de Cu son de vetas y de reemplazamiento de Cu-Pb-Zn, skarn de Cu, skarn y reemplazamiento de Pb-Zn, vetas epitermales de tipo adularia-sericita y depósitos epitermales de tipo ácido-sulfato. Los pórfidos de Cu se formaron mayormente durante el Mesozoico y Cenozoico.



Las rocas encajonantes favorables para contener los pórfidos de Cu son rocas ígneas porfiríticas de composición tonalítica, granodiorítica y monzogranítica emplazadas en rocas volcánicas y sedimentarias. La mineralización se encuentra en las rocas porfiríticas y en las rocas encajonantes en forma de vetillas de stockwork y diseminaciones.

Los sistemas del tipo pórfido cuprífero son sin ninguna duda de origen netamente magmático – hidrotermal, asociados al emplazamiento multifase de rocas intrusivas de composición intermedia.En muchos casos puede existir un control estructural tanto del emplazamiento de rocas igneas como de la circulación de fluidos hidrotermales y mineralización.

Teniendo en cuenta esta relación directa entre magmatismo y la generación de yacimientos del tipo pórfido cuprífero, es conveniente entender los procesos genéticos desde el momento en que se particiona la fase hidrotermal desde un magma en cristalización en adelante.6.14.2. Sistemas del tipo Pórfido Cuprífero.- Los depósitos del tipo pórfido cuprífero comprenden yacimientos de gran volumen de mineralización primaria de sulfuros de cobre-fierro y fierro, en general hospedados y directamente asociados a cuerpos intrusivos porfídicos, pero en ningún caso estrictamente restringido a roca intrusiva.

Estos yacimientos están asociados a arcos magmáticos de márgenes continentales y a magmatismo calcoalcalino de composición intermedia. La roca huésped es típicamente granodiorita, cuarzo-monzonita y pórfido andesítico, asociado a sistemas intrusivos multifaséticos y comúnmente relacionado con etapas tardías de la evolución magmática.

La mineralización ocurre en forma diseminada, en vetillas y enjambres de vetillas (stockwork), en columnas de brecha y también como rellenos. Los cuerpos de pórfido cuprífero tienden a ser grandes (cientos a miles de metros de diametro), de forma concéntrica a elongada, con contornos regulares a irregulares en planta. En secciones verticales estos yacimientos tienen forma tubular o de embudo (muela), con ejes casi verticales. Normalmente se observa mayor diseminación horizontal que vertical, hasta 6 Km2.

Los sistemas del tipo pórfido cuprífero son sin ninguna duda de origen netamente magmático – hidrotermal, asociados al emplazamiento multifase de rocas intrusivas de composición intermedia.En muchos casos puede existir un control estructural tanto del emplazamiento de rocas ígneas como de la circulación de fluidos hidrotermales y mineralización. Teniendo en cuenta esta relación directa entre magmatismo y la generación de yacimientos del tipo pórfido cuprífero, es conveniente entender los procesos genéticos desde el momento en que se particiona la fase hidrotermal desde un magma en cristalización en adelante.

Separada la fase hidrotermal está ascendería por medio del mismo sistema magmático hasta profundidades del orden de 2 a 2.5 Km. Tanto el ascenso como la acumulación/dispersión de fluidos hidrotermales estarán controlados por condiciones de permeabilidad tanto primaria como secundaria. Cabe destacar que en etapas tempranas de intrusión subvolcánica el contraste de temperatura entre intrusión y roca huésped es grande, comportándose la roca huésped inicialmente en forma frágil. En la medida que la roca huésped es afectada por sucesivas intrusiones la temperatura asciende, provocando una anomalía isotérmica y desplazándose de esta forma las isotermas hacia superficie. El límite de la isoterma 400° C marca en buena medida la zona de transición entre roca frágil y roca dúctil. De esta forma, la transición frágil/dúctil queda cercana a superficie. Esta transición constituye también una barrera impermeable, capaz de contener y



acumular fluidos hidrotermales, ubicándose normalmente en la zona apical del sistema intrusivo relacionado.

6.14.3. Pórfidos cupríferos.- Estos yacimientos están asociados a stocks porfíricos que pueden albergar o no la parte principal de la mineralización. Los pórfidos cupríferos tienen en común una serie de rasgos que incluyen: a) la magnitud de su mineralización (unos cientos a miles de Mt de roca mineralizada); b) su ley primaria relativamente baja (dado el predominio de los sulfuros pirita y calcopirita), la cual se sitúa bajo 1% Cu; c) la presencia de Mo u Au (raramente los dos en contenidos significativos) acompañando los contenidos de Cu; d) la capacidad para formar importantes zonas enriquecidas secundariamente con calcosina (Cu2S), favorecida por la presencia de pirita y siempre que se den condiciones litológicas, estructurales y climáticas favorables; y e) la distribución en fajas coincidentes con bordes de subducción de placas oceánicas. La subducción puede ocurrir bajo corteza continental (tipo Andino) o bajo corteza oceánica (arcos de islas). En ese ambiente se generan los magmas calcoalcalinos (series con magnetita de Ishihara).

6.14.4. Características de la alteración hidrotermal.- La mineralización y la alteración hidrotermal tienen una interrelación estrecha. Generalmente se pueden distinguir las siguientes zonas partiendo del centro a la periferia del depósito:

A. Zona potásica: calcopirita + pirita + molibdenita; calcopirita + bornita +magnetita + oro; cuarzo + feldespato potásico + biotita + anhidrita.

B. Zona filítica y argílica: pirita + calcopirita; cuarzo + sericita + caolinita.C. Zona propilítica: clorita + epidota + calcita; vetas tardías de enargita, tetraedrita, galena,

esfalerita.La meteorización da lugar a carbonatos y silicatos verdes y azules de cobre. Los depósitos de

sulfuros secundarios contienen calcocina y covelina que reemplazan a la pirita y calcopirita.Los pórfidos de Cu se caracterizan por una zona central con los elementos Cu + Mo + Au + Ag +

W + Sr y zonas exteriores con Pb + Zn + Au + As + Sb + Mn + Co + Ba. Ver Fig.6.4 (Anexo).

6.14.5. Mineralización y Alteración.- La mineralogía primaria de los pórfidos cupríferos consiste principalmente en pirita y calcopirita (aprox. 90% de los sulfuros), con menor bornita, enargita, tetraederita y trazas de molidebnita y esfalerita. La mineralogía supérgena consiste principalmente en calcosina y covelina (enriquecimiento) y en minerales oxidados de cobre como malaquita, crisocola, atacamita, copper Wad y copper Pitch entre otros (zona oxidada). La alteración hidrotermal es normalmente zonada, pero de acuerdo a lo discutido previamente en estos apuntes, los tipos de alteración son también dependientes del tipo de roca huesped. Siendo esto el caso, la zonación ideal muchas veces no ocurre.

En el caso del modelo ideal, existe un núcleo de alteración potásica, sobrepuesto un halo de alteración fílica con bordes laterales de alteración argílica y un halo externo de alteración propilítica.

6.14.6. Ascenso y acumulación de fluidos hidrotermales.- Separada la fase hidrotermal está ascendería por medio del mismo sistema magmático hasta profundidades del orden de 2 a 2.5 Km.



Tanto el ascenso como la acumulación/dispersión de fluidos hidrotermales estarán controlados por condiciones de permeabillidad tanto primaria como secundaria.

Cabe destacar que en etapas tempranas de intrusión subvolcánica el contraste de temperatura entre intrusión y roca huesped es grande, comportándose la roca huesped inicialmente en forma frágil. En la medida que la roca huesped es afectada por sucesivas intrusiones la temperatura asciende, provocando una anomalía isotérmica y desplazándose de esta forma las isotermas hacia superficie. El límite de la isoterma 400° C marca en buena medida la zona de transición entre roca frágil y roca dúctil.

De esta forma, la transición frágil/dúctil queda cercana a superficie. Esta transición constituye también una barrera inpermeable, capaz de contener y acumular fluidos hidrotermales, ubicandose normalmente en la zona apical del sistema intrusivo relacionado.

Comportamiento geológico de roca huesped y acumulación de fluidos hidrotermalesAcumulación de presión y brechizaciónSellamiento y repetición de eventosCeldas convectivas de fluidos meteóricosRápido enfriamiento del sistema.Enfriamiento de zona de transiciónCambios en comportamiento de rocaFracturamiento, vetillas y vetasAumento de razón agua rocaSistema se retroalimentaEvolución de sistema pórfido en función de procesos integrados (comportamiento reológico, fracturamiento, permeabilidad, alteración, permeabilidad, etc.)

6.14.7. Evolución de Alteración Hidrotermal.- Etapas sucesivas de alteración a temperaturas progresivamente menores (alteración prógrada y retrógrada), están constituídas por:

Mineralización metálica (desde 400° a 300° C). Evolución geológica asociada a enfriamiento. Evolución de fracturamiento. Evolución de permeabilidad. Evolución de razón agua roca. Integración de todos estos parámetros en función de evolución dinámica acoplada

6.15. DEPÓSITOS EPITERMALES DE TIPO ÁCIDO-SULFATO6.15.1. Generalidades.- Los depósitos epitermales de tipo ácído-sulfato se presentan asociados a sistemas de fallas persistentes a lo largo de márgenes continentales convergentes. Su ambiente de deposición son edificios volcánicos subaéreos, zonas de fracturas circulares de calderas y fracturas relacionadas con la elevación de domos.Están asociados a estos depósitos epitermales vetas epitermales de tipo adularia-sericita, pórfidos de Cu, pórfidos de Cu-Au así como vetas y reemplazamientos de Cu-Pb-Zn. Las rocas favorables para albergar estos depósitos epitermales de tipo ácido-sulfato son stocks subvolcánicos así como domos dacíticos, riodacíticos y riolíticos. Estos depósitos se formaron mayormente durante el Cenozoico.La mineralización está asociada a sistemas de fallas persistentes o centros de actividades volcánicas y subvolcánicos. Se presenta en vetas o venillas de stockwork dentro de brechas hidrotermales. Las vetas son frecuentemente porosas y muestran bandeamientos. La paragénesis de estos depósitos es: Au + enargita + pirita + sulfosales de Ag + calcopirita + bornita + telururos de metales preciosos +



galena + esfalerita + wolframita. Loa depósitos pueden tener una zona de oxidación hipógena con calcocina + covelina y vetas tardías de azufre.

6.15.2. Características de la alteración hidrotermal.- En el centro de los depósitos se observa un núcleo de sílice residual (vuggy silica) rodeado por una zona con cuarzo + alunita. La zona exterior está compuesta de caolinita + montmorillonita. La alteración propilítica (clorita + calcita) depende de la extensión de la alunitización temprana.La meteorización da lugar a abundante limonita, jarosita, goethita, caolinita blanca, vetas de alunita de grano fino y hematita.

6.16. DEPÓSITOS TIPO SKARNEn definición los depósitos minerales del tipo Skarn son yacimientos de reemplazo metasomático caracterizados por la presencia de minerales calcosilicatados faneríticos de grano grueso, de Ca, Fe, Mg y Mn. Reemplazan selectivamente a rocas carbonatadas y pueden asociarse con mineralización metálica de W, Cu, Zn, Pb, Sn, Fe-Ca y menor Au-Ag.6.16.1. Características generales.- Alteración del tipo reemplazo selectivo por minerales calcosilicatados (ej. piroxenos – diópsido), espinel, hedenbergita, johansenita, forsterita, wollastonita; granates – andradita, grossularita, almandino-espesartita; anfíboles – hornblenda, tremolita-actinolita; scheelita, smectita (arcilla), clorita, epidota, talco, siderita, calcita, ópalo.

La mineralogía de alteración aparece típicamente zonada, existiendo casi siempre una superposición de alteración prograda por minerales de alteración retrograda. La roca huésped es típicamente calcárea, caliza, dolomía o rocas sedimentarias clásticas calcáreas (ej. limolita calcárea). El tipo de depósito Skarn comprende quizás la mayor familia de tipos de depósitos, pudiendo subclasificarse estos de diversas formas. La subclasificación más usada es por mena, reconociéndose entre otros, skarn de Sn, skarn de W, skarn de Cu y skarns de Zn-Pb.

6.17. DEPÓSITOS DE SKARN DE Cu y Pb-Zn6.17.1. Generalidades.- Los depósitos de skarn de Cu se presentan en arcos magmáticos a lo largo de márgenes continentales convergentes. Su ambiente de deposición son intrusiones emplazadas en rocas carbonatadas.

Los depósitos asociados a los skarn de Cu son los depósitos de skarn y de reemplazamiento de Pb-Zn y los pórfidos de Cu. Las rocas favorables para albergar los skarn de Cu son stocks, diques y zonas de brechas de composición granodiorítica a cuarzomonzonítica emplazados en rocas carbonatadas. La textura de rocas ígneas es granítica a porfirítica, la de las rocas carbonatadas granoblásticas a hornfélsica.

La mineralización se encuentra dentro de rocas carbonatadas, las cuales se hallan cerca de rocas intrusivas. La mineralización se presenta en cuerpos irregulares y/o tabulares. La textura de la mineralización es granoblástica gruesa con sulfuros intersticiales.

La paragénesis de los skarn de Cu es: calcopirita + pirita + hematita + magnetita + bornita + pirrotita. También pueden estar presentes molibdenita, bismutinita, esfalerita, galena, arsenopirita,



enargita, cobaltina, tennantita, tetraedrita. El Au y la Ag pueden encontrarse como subproductos importantes.

6.17.2. Características de la alteración hidrotermal.- La alteración se presenta en el centro con diópsida + andradita, en la zona exterior con wollastonita + tremolita y en las zonas periféricas en forma de mármol. Las rocas ígneas pueden contener epidota + piroxeno + granates. Una alteración retrógrada con actinolita, clorita y minerales de arcilla puede estar presente.La meteorización da lugar a la formación de sombreros de hierro con carbonatos y silicatos de cobre.

6.17.3. Características geoquímicas.- Los skarns de Cu se caracterizan por una zona central con los elementos de Cu-Au-Ag que va graduando a una zona exterior con Au-Ag y una zona periférica de Pb-Zn-Ag. En algunos depósitos se observan anomalías de Co-As-Sb-Bi. Ver Fig.6.5 (Anexo).

6.18. DEPÓSITOS DE SKARN Y DE REEMPLAZAMIENTO DE Pb-Zn6.18.1. Generalidades.- Los depósitos de skarn y de reemplazamiento de Pb-Zn se presentan en arcos magmáticos a lo largo de márgenes continentales convergentes. Su ambiente de deposición son intrusiones subvolcánicas emplazadas en rocas carbonatadas y/o reemplazamiento en rocas carbonatadas por soluciones que migran de intrusiones subvolcánicas.Los depósitos asociados a los depósitos de skarn y de reemplazamiento de Pb-Zn son los skarn de Cu. Las rocas favorables para contener los depósitos de skarn y de reemplazamiento de Pb-Zn son rocas sedimentarias, principalmente calizas, dolomías y lutitas intruidas por stocks y diques de composición diorítica a granodiorítica. La textura de rocas ígneas es porfirítica, la de las rocas sedimentarias granoblásticas a hornfélsica.La mineralización está controlada por fracturas, fallas, zonas brechadas, capas susceptibles, canales de solución o cavernas. Los depósitos pueden encontrarse lejos (cientos de metros) del intrusivo. La mineralización se presenta en cuerpos irregulares, vetas y mantos. La textura de la mineralización es granoblástica con sulfuros masivos, intersticiales y porosos.La paragénesis de los depósitos de skarn y de reemplazamiento de Pb-Zn es: esfalerita + galena + calcopirita + pirrotita + arsenopirita + tetraedrita/tennantita + proustita + pirargirita + enargita + bournonita + jamesonita. Los minerales de cuarzo, pirita, marcasita, fluorita y baritina son abundantes. La Ag puede ser un subproducto importante. El Au es raro.

6.18.2. Características de la alteración hidrotermal.- La alteración se presenta con hedenbergita de Mn + andradita +grosularia + espesartita + rodonita. Además se observa una alteración retrógrada con actinolita de Mn + ilvaita de Mn + clorita + rodocrosita. Las calizas se hallan dolomitizadas y silicificadas; las lutitas y las rocas ígneas se hallan cloritizadas y argilizadas. Frecuentemente se observa piritización.La meteorización da lugar a la formación de sombreros de hierro y masas de ocre con cerusita, anglesita y hemimorfita.



6.18.3. Características geoquímicas.- Los depósitos de skarn y de reemplazamiento se caracterizan por anomalías de Pb, Zn, Mn, Ag, Cu, As, Ba y F. Localmente se observa anomalías de Au, Sb y Bi.

6.19. DEPÓSITOS DE SKARN DE Fe6.19.1. Generalidades.- Los depósitos de skarn de Fe se presentan en arcos de islas y zonas de rifting asociadas a márgenes continentales convergentes. Su ambiente de deposición es generalmente cerca de contactos de intrusivos con rocas carbonatadas, clásticas calcáreas o volcanoclásticas calcáreas. Las rocas favorables para albergar los skarns de Fe son rocas intrusivas básicas a intermedias (gabro, diorita, granodiorita) y rocas volcánicas coetáneas en contacto con calizas y rocas sedimentarias calcáreas. La textura de las rocas intrusivas es granítica y la de las rocas sedimentarias es granoblástica a hornfélsica.La mineralización se encuentra en zonas fracturadas y dentro de calizas y rocas sedimentarias calcáreas, las cuales se hallan cerca de contactos con rocas intrusivas. La textura de la mineralización es granoblástica con minerales metálicos intersticiales. La paragénesis de los skarns de Fe es: magnetita + calcopirita + pirita de cobalto + pirita + pirrotita.

6.19.2. Características de la alteración hidrotermal.- La alteración se presenta con diópsido-hedenbergita + grosularia-andradita + epidota. Anfíbol + clorita + ilvaita tardío puede estar presentes.La meteorización da lugar a magnetita en suelos y sedimentos de quebrada.

6.19.3. Características geoquímicas Los skarns de Fe se caracterizan por anomalías de Fe, Cu, Co y Au. Anomalías fuertes son comunes.



CAPÍTULO VIIALTERACION HIDROTERMAL EN DEPÓSITOS DE ORIGEN ULTRAMÁFICO,

MÁFICO Y FÉLSICO

7.1. GENERALIDADESEl magma es un fluido natural, generalmente muy caliente, formado principalmente por una

disolución mutua de silicatos, con algunos óxidos, sulfuros y agua, mantenidos en disolución por presión; el agua puede reducir la viscosidad del fluido, pero el calor es el factor principal para su fluidez. Bunsen sostuvo que existen dos clases de magma primario, el granítico y el basáltico, y que las rocas ígneas de composición diferente fueron mezcla de estos magmas. En vista de la prueba geofísica de que los magmas basálticos y graníticos tienen una oportunidad única para ser generados repetidas veces por todo el mundo, por fusión de las capas graníticas y basálticas de la corteza, y en vista de su abundancia en el tiempo y en el espacio, solo se considera aquellas dos grandes familias de magmas.

Hay varias clases de procesos evolutivos a los cuales pueden referirse lo petrólogos como causantes de los productos finales de la actividad ígnea. A estos se les cita como diferenciación magmática, asimilación y mezcla de magmas. Asimismo, los petrólogos están de acuerdo en que la evolución magmática no puede ser atribuida a ninguno de estos procesos por separado. Más bien se concibe la modificación de un magma como una compleja serie de acontecimientos en el cual pueden intervenir los tres procesos en diferentes grados, en cualquier caso dado.

La diferenciación magmática abarca todos los procesos por medio de los cuales un magma decididamente homogéneo se descompone en fracciones desiguales que, en último término, forman rocas de composiciones diferentes. El proceso más importante de la diferenciación magmática es el fraccionamiento del magma resultante de la cristalización. Ciertos minerales de las rocas ígneas están por lo general asociados porque cristalizan en el mismo intervalo de temperatura. Los grupos olivino – labradorita, olivino – diópsida, oligoclasa – ortoclasa, ortoclasa – fayalita y cuarzo – fayalita son asociaciones típicas. Por otra parte, algunas parejas de minerales se asocian raras veces,



como es el caso de la oligoclasa, el olivino y la albita, la ortosa y la diópsida y, la moscovita y la labradorita. Estas relaciones implican cristalización fraccionada. Ciertos minerales ferromagnesianos reaccionan con la masa fundida para dar un nuevo mineral con diferente estructura cristalina y distinta composición; el olivino, por ejemplo, puede transformarse en piroxeno (hiperstena) o el piroxeno en anfíbol (hornblenda).

La asimilación es otro factor que lleva a la diversidad en las rocas ígneas. La reacción entre el magma y la roca encajonante es un fenómeno acompañante normal a la intrusión ígnea. En el curso de esta reacción, el magma se contamina por la incorporación del material originalmente presente en la roca encajonante, proceso de modificación descrito por los petrólogos como asimilación. En general, es un proceso complejo de reacción recíproca entre el magma y la roca invadida, ciertos minerales de la roca encajonante pueden fundirse parcial o totalmente, y de este modo incorporarse a la fracción líquida del magma. El producto final es una roca ígnea contaminada que en ningún momento fue totalmente líquida, y que está constituida por material aportado parcialmente por el magma original y parcialmente por la roca encajonante; tales rocas híbridas son particularmente comunes a lo largo de los bordes comprendidos entre rocas intrusivas e invadidas. Algunas cloritas, por ejemplo, se originaron de este modo, por reacción de un magma granítico con rocas encajonantes de gabro. La variación de composición de los feldespatos y los minerales máficos indica marcadamente un origen por diferenciación magmática.

Las rocas de composición poco común, en las que un gran número de fases de cristalización son magmáticamente incongruentes y representan un estado falso de equilibrio, bien pueden ser producto de la mezcla de dos magmas parcialmente cristalizados. Las riolitas, las andesitas, las latitas y las andesitas de latita son especialmente comunes. Muchas secuencias comienzan con la riolita y la riodacita, pero no hay un orden definido de erupción.

Los minerales importantes formadores de rocas pueden cristalizar a partir de masas fundidas relativamente secas, porque se desarrollan a temperatura elevada en masas fundidas que contienen solo una pequeña porción de substancias volátiles (fugitivos). Durante la consolidación del magma se forman minerales hidatogenético y los minerales pirogenéticos. Si se verifica la consolidación en condiciones tales que queden retenidos todos los volátiles, los primeros minerales que se forman a partir del magma son generalmente hidatogenéticos, si en cambio se verifica la consolidación con rápido pérdida de substancias volátiles, como sucede en un derrame de lava superficial, se efectuará principalmente la cristalización de los minerales pirogenéticos. Los minerales hidatogenéticos son: cuarzo, ortoclasa, microclima, todas las plagioclasas ricas en Na, todos los anfíboles, todas las micas, la mayoría de los granates, turmalina, sodalita, analcima; entre los pirogenéticos se tienen a todas las plagioclasas ricas en Ca, todos los piroxenos (excepto la egirina), olivino, nefelina, leucita, melilita, tridimita, magnetita, ilmenita, pirita.

7.2. CLASIFICACIÓN DE LAS ROCAS ÍGNEASLa clasificación química es útil y especial para fines de clasificación de las rocas, su máximo

valor radica en que hace posible la comparación de las series de rocas por medio de datos químicos utilizados para construir los diagramas de variación, y también la discusión apropiada de los tipos de magma. El análisis químico deja fuera de consideración las condiciones de la cristalización



magmática, pues varios magmas de composición idéntica pueden dar origen en diferentes condiciones de la cristalización a rocas de textura y contenido de minerales enteramente distintos; por ejemplo, el magma de composición sienítica cristalizado a profundidad produce la sienita compuesta esencialmente de ortoclasa, mientras que el mismo magma solidificado sobre la superficie da origen a la traquita constituida característicamente de sanidina. La composición química del granito y la riolita o la obsidiana es semejante. Además en diferentes condiciones de cristalización, la primera es holocristalina y la última es de grano fino o vítreo.

La composición química de una roca ígnea, determinada por análisis, se expresa en función de óxidos, el más importante de los cuales es la sílice, aunque muestra grandes variaciones en las rocas ígneas. La sílice se utiliza con frecuencia como una substancia de referencia, y todos los demás óxidos se representan como variables dependientes del contenido de sílice al construir los diagramas de variación. Además, el contenido de sílice ha sido utilizado como base para la clasificación de las rocas ígneas. De acuerdo con esta base, las rocas ígneas se clasifican como:7.2.1. Félsicas o ácidas, en las que el contenido de sílice es superior a 66%. Las rocas que pertenecen a éstas son: los granitos, las granodioritas, las tonalitas, las riolitas y las dacitas. Los minerales constituyentes son los feldespatos alcalinos y plagioclasa sódica, principalmente.7.2.2. Intermedias, en las que el contenido de sílice varía entre 52% y 66%. Las rocas que pertenecen a éstas son: las dioritas, las monzonitas y las sienitas. Los minerales constituyentes son la plagioclasa sódica y feldespatos alcalinos: entre los accesorios la hornblenda, la biotita, la augita acompañada de la hiperstena y el olivino; además, los minerales accesorios más comunes de las sienitas son la hornblenda y la biotita, mientras que la augita y el olivino son comunes en la transición a monzonita. Las rocas volcánicas intermedias son las andesitas y las traquitas. La andesita es el tipo más abundante de rocas volcánicas.7.2.3. Máficas o básicas, en las que el contenido de sílice varía entre 45% y 52%. Las rocas representativas son: gabros, anortositas y gabros alcalinos, las diabasas y los basaltos. El principal elemento mineral constitutivo es la plagioclasa cálcica, los minerales máficos típicos son la augita, la hiperstena y el olivino; raras veces los gabros contienen hornblenda y biotita. Los llamados gabros normales están compuestos principalmente por plagioclasa cálcica y augita, por reducción de todos los minerales máficos, el gabro pasa a anortosita.7.2.4. Ultramáficas o ultrabásicas, en las que el contenido de sílice es inferior a 45%; generalmente carecen de feldespatos, algunas rocas ultramáficas de grano grueso contienen una pequeña cantidad de plagioclasa cálcica; la mayoría de ellas están compuestas principalmente de olivino y minerales que se encuentran como segregaciones irregulares en cuerpos de gabro. Las rocas ultramáficas de grano grueso que se encuentran en lopolitos de formación en capas, contienen también un poco de plagioclasa cálcica. La mayoría de ellas se han originado a grandes profundidades, y el movimiento de las masas ultramáficas originado por perturbaciones orogénicas no pudo llegar hasta la superficie de la Tierra como los volcanes o los derrames de lava. Entre las rocas ultramáficas podemos citar a las peridotitas (rocas de grano grueso y ricas en olivino), las serpentinitas (compuesta por minerales del grupo de la serpentina), las dunitas (contienen olivino magnesiano), las piroxenitas, las hornblenditas y la broncita que son rocas ultramáficas monominerales. Muchas rocas ultramáficas se encuentran en las partes más bajas de los sills y lopolito gruesos, en donde pasan gradualmente hacia arriba a rocas máficas.



La clasificación de rocas volcánicas se establece, en primer lugar, atendiendo al contenido de SiO2, dividiéndose en: Ultrabásicas: SiO2 <45% Básicas: SiO2 45% al 52% Intermedias: SiO2, 52% al 66% Ácidas: SiO2 66% Sin embargo, esta clasificación es demasiado simple y tiene el inconveniente de englobar con un mismo nombre a rocas de significado petrológico y tectónico muy distinto. Para evitar esto se clasifican de acuerdo con el contenido en SiO2 en relación al contenido de minerales alcalinos (Na2O+K2O).

7.3. ALTERACIONES HIDROTERMALESA. Alteración de minerales ferromagnesianos.- Como ya se ha dicho, la composición química es un factor fundamental que influye en el mineral de alteración que se va a formar. Por ello, los silicatos ferromagnesianos van a originar, durante las primeras etapas de alteración, filosilicatos ferromagnesianos.

Estos minerales producto de la alteración de los componentes ferromagnesianos de las rocas originales van a ser, sobre todo, minerales del grupo de la serpentina (a partir de olivino, piroxenos y anfíboles), minerales del grupo de la clorita (a partir de anfíboles y micas, especialmente) y vermiculitas (a partir de micas). B. Alteración de minerales claros.- Los minerales claros son la fuente directa de los tres grupos más importantes de minerales de la arcilla: illitas, esmectitas y caolinitas. De esta forma, los silicatos potásicos (moscovita y feldespato potásico, fundamentalmente) darán lugar a illitas. Una posterior alteración de esta illita producirá la liberación de potasio, que quedará en solución, y favorecerá la formación de un mineral como la caolinita, cuya estructura está compuesta exclusivamente por Si y Al.

Las plagioclasas van a formar esmectitas, bien sódicas o bien cálcicas, según el término de la serie del que se parta. Bajo ciertas condiciones los feldespatos no van a originar directamente minerales de la arcilla, sino que su estructura en armazón tridimensional va a originar otra estructura también de tectosilicato, pero más abierta. Estas estructuras son las que presentan las zeolitas. C. Minerales de Neoformación.- En la transformación de los minerales primarios en minerales de la arcilla se producía, como ya se ha mencionado, la liberación de iones que correspondían esencialmente a metales alcalinos o alcalino-térreos. Estos iones en solución pueden, por sí mismos junto a la sílice también liberada en estos procesos de alteración o mediante su combinación con minerales parcialmente alterados, dar lugar a la neoformación de silicatos. También pueden jugar un papel importante en estos procesos de neoformación los iones contenidos en el medio sedimentario (p.ej., los iones contenidos en las aguas marinas).

Un ejemplo de estos minerales de neoformación son los llamados “fibrosos de la arcilla”, que corresponden al grupo de la sepiolita (Si3O8Mg2.2H2O)-palygorskita [(Mg,Al)2Si4O10(OH).4H2O] y cuyas estructuras son más similares a cadenas que a láminas.

Como alteraciones hidrotermales que se producen en rocas ultramáficas, máficas y félsicas, se pueden citar a las siguientes:



I. Alteración sericítica, en andesitas a riolitas, de estilos penetrante, penetrante selectivamente y control de vetas y venas. El afloramiento de depósitos minerales presentan un color blanquecino, gris medio a pálido, amarillo pálido manchado, rojo o pardo. Los ensambles mineralógicos están representados por illita intercalada con estratos de arcillas; esmectita-illita, cuarzo, pirita. En secciones delgadas el ensamblaje es: Illita + cuarzo + pirita, Illita + illita-esmectita + clorita + cuarzo.

En ambientes de este tipo se presenta el oro acompañado de Ag y Hg, en estructuras en mosaico y porfiroblástica y textura granoblástica.

II. Alteración propilítica, en rocas máficas a intermedias, de estilos penetrante, penetrante selectivamente. El afloramiento de depósitos minerales presentan un color verde pálido, piel de ante o búfalo, gris azulado, generalmente limonita con manchas de manganeso. Los ensamblajes de mineral están representados por clorita, albita, epidota, carbonato, esmectita. En secciones delgadas petrográficas el ensamblaje es: Clorita + albita + carbonato + zeolita, Epidota + clorita + calcita + pirita,Calcita + caolinita; clorita + epidota.

En estos depósitos hay presencia de oro acompañado de Ag y Hg, en estructuras y texturas originales del protolito.

III. Alteración serpentinítica, en rocas ultramáficas, de estilos penetrante generalmente. El afloramiento presenta color verde pálido a oscuro, verde azulado, negro amarillo, verde amarillento; además rojo a pardo pálido. Los ensamblajes de mineral están representados por serpentina, talco, magnetita, cromita.En secciones delgadas petrográficas: Ortocrisolito + talco,

Liskeardita + ortocrisolito + clinocrisolito, Antigorita + magnetita y pirita.

El oro que se encuentra se halla en vetas y filones, en estructura masiva, recortada o foliada y de textura en mosaico fibroso. El subtipo rodingita, se produce en gabros – diabasa – basalto, asociados con rocas ultramáficas serpentinizadas en donde el oro se halla en vetas y filones.

IV.Alteración carbonato – sericita, en rocas félsicas, máficas y ultramáficas, de estilos generalmente penetrante, raramente penetrante selectivamente y control de vetas. El afloramiento de depósitos minerales presentan color verde claro a pálido, verde amarillento pálido, gris pálido o búfalo. Los ensamblajes de mineral están representados por carbonatos, siderita, fuchsita, mariposita. En Secciones delgadas petrográficas:

Sericita + dolomita ferrosa + cuarzo + albita,Sericita + dolomita + cuarzo + albita,Dolomita ferrosa + cuarzo + mariposita,



Dolomita ferrosa + cuarzo + sericita +clorita + pirita.El oro se halla en vetas, así como en depósitos de pórfidos, acompañado de Cu – Mo. La

estructura que presenta es usualmente esquistoso gruesa, raramente masiva, y textura foliada, esquistosa, masiva, granoblástica (mosaico) o lepidoblástica (escamoso).

7.4. REACCIÓN DE AGUAS ÁCIDAS CON ROCA HUÉSPED DE COMPOSICIÓN MÁFICA A FÉLSICA

El estudio de las reacciones de alteración fue realizado con pruebas experimentales sobre basalto, andesita y dacita, todos calco-alcalinos a temperatura de 300°C y pH inicial de 0.8 (Reed, 1997).Ataque ácido de una andesita a 300°C produce abundancia relativa de minerales formados ante una secuencia de reacción de neutralización del fluido ácido, producto de su reacción progresiva con la roca. El pH crece de 0.8 a 6.7, generándose una serie de minerales superpuestos a distintos rangos de pH:

1. Cuarzo-baritina-anhidrita-pirita-azufre nativo (pH 0.8 a 1.5). 2. Cuarzo-anhidrita-alunita-pirofilita (pH 1.5 a 3.6). 3. Cuarzo-anhidrita-pirita-pirofilita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-calcopirita-electrum (pH 3.6 a 4.8). 4. Cuarzo-anhidrita-pirita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-epidota-albita-calcopirita-esfalerita-electrum (pH 4.8 a 5.3). 5. Cuarzo-pirita-clorita-muscovita-epidota-albita-microlina-magnetita-actinolita-calcita-calcopirita-esfalerita-galena-electrum (pH 5.3-5.5).

Estos minerales constituyen una serie de alteración que va desde alteración argílica avanzada intensa (cuarzo-pirita-azufre nativo) a argilica avanzada (cuarzo-alunita-pirofilita) a sericita (cuarzo-muscovita-paragonita-clorita) a propilítica (albita-epidota-microclina-clorita-muscovita).Neutralización de fluido ácido por reacción con roca huésped: las relaciones de interacción de aguas ácidas con la roca huésped consume H+ en intercambio con cationes de la roca; el fluido ácido inicial cambia a un fluido básico enriquecido en cationes, ya que el ataque ácido de minerales formadores de roca libera cuarzo, Al+3, Na+, K+, etc. (Hemley y Jones, 1964).

7.4.1. Alteración de una Andesita por Infiltración de un FluidoUna forma de visualizar la interdependencia entre asociaciones de alteración y la composición de

fluido hidrotermal en una zona de flujo es obtenida en un experimento donde un volumen de roca de porosidad inicial conocida es sucesivamente llenado con fluido, equilibrado y luego vaciado. En este caso se emplea una andesita, con porosidad arbitraria inicial de 25%. El volumen de cada entrada adicional de fluido es ajustado para llenar el espacio progresivo de porosidad.

En el experimento, durante las etapas iniciales, se observa un efecto de neutralización fuerte sobre un fluido de pH inicial 0.8. El pH final después de equilibrio es 5.7. En la medida que las asociaciones de alteración y las reacciones rompen buffers sucesivos, la capacidad de neutralización de la roca baja y la porosidad aumenta, significando razones agua/roca progresivamente mayores. En la etapa final, la roca pierde toda capacidad de neutralización y su porosidad final llega a un 43% con un pH de salida idéntico al de entrada (0.8). La composición inicial del fluido es cambiada como



resultado de la interacción agua-roca, y la capacidad de transporte de metales está directamente ligada a condiciones de pH y redox durante la evolución de la alteración.

La concentración de metales en fluidos generadores de mena están controlados por: (1) la concentración de metales y complejos ligantes en el fluido original y (2) la solubilidad de minerales de alteración que limitan el transporte de metales. Esta solubilidad determina (3) la cantidad de metales que pueden ser lixiviados de la roca en el camino del fluido antes de que la solubilidad de metales sea limitada por la precipitación de fases de alteración conteniendo los metales, y (4) la concentración de metales que pueden ser transportados en equilibrio con los minerales que limitan transporte. Los principales controles sobre los efectos (3) y (4) son estado Redox y pH de la solución.

En un sistema hidrotermal dinámico donde metales de mena son lixiviados o precipitados en su trayecto, la evolución química del sistema agua-roca a lo largo del canal de flujo resultará en una separación espacial de zonas de alteración de razones agua/roca correspondientes, y una consecuente evolución temporal del fluido en cualquier punto dado del sistema. El efecto total es una separación de metales a lo largo de canales de flujo en una serie de zonas de avance. En la medida que el sistema evoluciona, el fluido que llega a la trampa de mena evolucionará a través de una serie de concentraciones y razones cambiantes de metales. Estos efectos, en conjunto con los efectos superimpuestos de temperatura y presión, contribuyen a las complejas secuencias paragenéticas observadas en asociaciones de mena.



CAPITULO VIII: ALTERACIÓN HIDROERMAL EN AMBIENTE METAMÓRFICO

8.1. GENERALIDADES El metamorfismo es una modificación profunda de los rasgos mineralógicos y estructurales de una roca debido al efecto de elevadas temperaturas y presiones. Se reconoce un metamorfismo regional progrado, generado por una elevación sistemática de la temperatura y presión, que afecta fuertemente la mineralogía y estructura de las rocas. Este metamorfismo se origina durante los grandes procesos orogénicos. También existe el metamorfismo de contacto, de carácter térmico, generado por contacto con cuerpos magmáticos intrusivos, cuyos efectos son especialmente mineralógicos. Finalmente, hay un metamorfismo de bajo grado, cuyos efectos son similares a los de la alteración hidrotermal propilítica. Con respecto a este último, aunque en teoría el metamorfismo es isoquímico (vale decir, no implica intercambios importantes de materia con el medio externo), en la práctica está acompañado de metasomatismo y se entremezcla en parte con la alteración hidrotermal. Así por ejemplo en las rocas volcánicas mesozoicas de Chile es difícil distinguir el metamorfismo de bajo grado de la alteración hidrotermal propilítica regional (alteración regional). Este metamorfismo de bajo grado fue originalmente definido por D. Coombs en Nueva Zelanda el año 1954, mientras estudiaba la gran secuencia de 8 500 m de grauvacas y tobas en las colinas de Taringatura. Minerales ferromagnesianos (olivino, piroxenos, anfíboles), tales como los gabros, basaltos y andesitas basálticas. Las rocas máficas presentan colores oscuros, a diferencia de las félsicas, caracterizadas por colores gris claro. No obstante, el color es también función de la textura y en general texturas finas comunican a la roca un color más oscuro. La presencia de rocas máficas poco alteradas, o con alteración hidrotermal potásica o propilítica, constituye un factor favorable para neutralizar el drenaje ácido.

El metamorfismo se puede definir como el proceso de transformación mineralógica y estructural de las rocas, en estado sólido, cuando éstas se ven sometidas a condiciones físicas y químicas, siendo las fuerzas motivadoras del metamorfismo el calor, la presión y los fluidos o gases químicamente activos (H2O, CO2) distintas de las que prevalecieron en el momento de formación de las mismas. Se excluyen de esta definición las transformaciones que tienen lugar en el campo de la meteorización y la diagénesis y, lógicamente, aquellas trnasformaciones que sucede cuando la roca se encuentra ya total o parcialmente fundida.

Como consecuencia de esta definición, se puede decir que el metamorfismo comienza y la diagénesis termina cuando se forma la primera asociación mineral que no puede formarse en el



ambiente sedimentario. Otros autores consideran que el metamorfismo empieza cuando se destruye la conexión entre los poros de la roca.

El metamorfismo es, en esencia, un proceso isoquímico, esto es, que transcurre sin aporte externo o pérdida alguna de materia, si exceptuamos la progresiva expulsión del agua intersticial. Por tanto, los procesos metamórficos tienen lugar en un sistema cerrado. A). En base al factor del metamorfismo, se puede distinguir:

Metamorfismo térmico. La T es el factor dominante. P. ej.: Metamorfismo de contacto. Dinamometamorfismo. La P (litostática y/o dirigida) es el principal factor. Ejs.:

metamorfismo cataclástico (P dirigida) y metmorfismo de enterramiento (P litostática). Metamorfismo dinamotérmico. Intervienen T y P (generalmente P litostática y P

dirigida). B). En base al ambiente geológico, se puenden distinguir:

Metamorfismo de contacto. Tiene lugar en rocas que han sufrido un calentamiento en torno a intrusiones magmáticas. Es por tanto, un metamorfismo térmico, estático, de extensión reducida, que produce una aureola de rocs metamórficas carentes de esquistosidad, alrededor del cuerpo intrusivo (corneanas), que da preferentemente en zonas de intraplaca. El alto gradientre térmico, decreciente desde el contacto intrusivo hacia la roca encajante, inalterada, da lugar a zonas de rocas metamórficas marcadamente diferentes en cuanto a sus componentes minerales. Las dimensiones de la aureola de conacto dependen de: a) tamaño del cuerpo intrusivo, y b) de la diferencia de T entre la masa ígnea y la roca de caja.

Metamorfismo de impacto. Muy local, alrededor de dráteres de impacto. Condiciones de P y T extremas.

Metamorfismo cataclástico. En zonas de cizalla, en la que la P juega el papel fundamental.

Metamorfismo regional. Se puede distinguir: Metamorfismo de enterramiento. Tiene lugar en cuencas sedimentarias como

resultado de la compactación debida al enterramiento por los sedimentos suprayacentes. Puesto que la T aumenta con la profundidad, intervienen P y T. Es un metamorfismo anorogénico que se da en zonas de intraplaca y, probablemente, en cuencas sedimentarias marinas (geosinclinales).

Metamorfismo de dorsal oceánica. Se da en las zonas de dorsal oceánica, en respuesta a la extensión del fondo oceánico. Se produce por el alto flujo térmico y la circulación de fluidos que tiene lugar en las dorsales.

Metamorfismo orogénico. Es el tipo más frecuente de metamorfismo. Está también relacionado con fenómenos térmicos, pero éstos se producen en una extensión mucho mayor y como consecuencia de la energía térmica liberada en los procesos orogénicos. A diferencia con el metamorfismo de contacto, el metemorfismo regional tiene lugar en concomitancia con movimientos penetrativos, lo que va a dar origen a estructuras esquistosas en aquellas rocas con minerales de hábito laminar o fibroso. Es, por tanto, un metamorfismo dinamotérmico que se origina en márgenes



convergentes de placa (zonas de colisión continental, arcos-isla, zonas de subducción de corteza oceánica bajo corteza continental).

8.1.1. Factores del metamorfismo.- Los factores que modifican la composición mineralógica original de la roca que está siendo metamorfizada son la T, la P y la cantidad y composición de la fase fluida o gaseosa presente.

La variación en las condiciones de P y/o T durante el metamorfismo va a dar lugar a diferentes reacciones minerales que originarán la formación de una serie de rocas, caracterizadas por unas determinadas asociaciones minerales. Estas asociaciones mineralógicas constituyen lo que se denominan facies metamórficas, que originalmente fueron definidas para rocas de composición basáltica. Sin embargo, estas asociaciones van a variar en función de la composición original de la roca, por lo que una facies metamórfica va a tener diferente mineralogía según se haya formado a partir de una roca básica o una carbonatada o una arcillosa, por ejemplo. Por ello, se tiende a abandonar la división del metamorfismo en facies, adoptándose una subdivisión en grados, que considera esencialmente rangos de temperatura. Dentro de cada grado metamórfico pueden establecerse varias zonas metamórficas, que se basan, como los grados, en reacciones específicas en rocas corrientes y de composición variable. En las figuras se muestra la distribución de facies y grados metamórficos en función de las dos variables básicas del metamorfismo (T y P). 8.1.2. Dependencia de la composición inicial.- Se ha podido llegar a deducir que cómo la mineralogía de una roca metamórfica depende tanto de las condiciones de P y T alcanzadas durante el proceso metamórfico como de la naturaleza químico-mineralógica inicial de la roca.

De esta forma, es lógico pensar, ya que el metamrfismo es un proceso isoquímico, que una roca que inicialmente no contenga Fe, por ejemplo, no va a originar, independientemente de las condiciones de T y P a las que sea sometida, minerales con Fe en su composición. Así, en función de la composición original del material que se está metamorfizando, se pueden considerar cuatro grandes grupos composicionales: A. Rocas arcillosas.- Las rocas metamórficas derivadas de sedimentos arcillosos se caracterizan por la abundancia de micas, de minerales altamente alumínicos (nesosilicatos alumínicos), granate, estaurolita, cloritoide, feldespatos y cuarzo. Esto es consecuencia de los altos contenidos que presentan este tipo de rocas en SiO2, Al2O3 y K2O. B. Rocas cuarzo-feldespáticas.- En este grupo se incluyen areniscas y rocas ígneas ácidas. Presentarán un alto contenido en cuarzo, como resultado de su alto contenido en sílice (en torno al 70%) y una proporción relativamente baja de granates, micas, etc. C. Rocas calcáreas.- Si están constituidas exclusivamente por CaCO3 se transformarán en mármoles calcíticos. Sin embargo, y si como es normal, contienen impurezas o zonas dolomitizadas, originarán fundamentalmente inosilicatos cálcicos o cálcico magnésicos, además de pequeñas cantidades de epidota y feldespatos. D. Rocas básicas y ultrabásicas.- Dentro de este grupo se incluyen todas las rocas ígneas o sedimentarias (no calcáreas) con un porcentaje de SiO2 en torno al 50% y porcentajes relativamente elevados de MgO, FeO, CaO y Al2O3. Como consecuencia de esta composición química, en estadios metamórficos bajos, las metabasitas estarán constituidas por inosilicatos y filosilicatos ferromagnesianos, que en estadios más altos irán convirtiéndose en minerales anhidros de estos grupos (piroxenos) o de otros (plagioclasas).



Son clasificadas como rocas metamórficas aquellas que han sufrido cambios considerables en su carácter mineralógico o que han sufrido modificaciones en gran parte su estructura original. Por lo tanto, se encuentra una variación gradual completa de rocas metamórficas procedentes de las rocas sedimentarias e ígneas de las cuales se derivan.

Los cambios de temperatura son generalmente más eficaces que los cambios de presión en el favorecimiento del metamorfismo. Por ejemplo, una argilita tiene probabilidades de ser afectada más intensamente por una elevación de temperatura que por un aumento de presión. Al descender el punto de fusión de los minerales aumenta su solubilidad. La disolución tiene lugar en los puntos de máxima presión dentro de un cristal, con la precipitación concurrente en el área de mínima presión, dando lugar al mismo tiempo a las tramas foliadas de las rocas ya metamorfizadas conocidas como rocas exfoliadas.

La presión hidrostática, que se produce en todas direcciones, es determinada principalmente por la profundidad; conduce a cambio de volumen y da por resultado la formación de trama granular. Asimismo, la presión tiende a favorecer el desarrollo de minerales más densos y más anhidros en las rocas metamórficas; así por ejemplo el silicato de Al producido a gran profundidad es la cianita; la misma sustancia desarrollada por metamorfismo en los contactos ígneos a profundidades moderadas es la andalucita que es menos densa.

Los fluidos y gases químicamente activos que se percolan a través de la red cristalina e intergranular de una roca desempeñan un papel importante en el metamorfismo. El agua es el fluido activo principal, ayudado por el dióxido de carbono, los ácidos bórico, clorhídrico y fluorhídrico, y otras emanaciones de los plutones magmáticos.

Las rocas metamórficas son aquellas formadas a temperaturas comprendidas desde menos de 300ºC hasta los 700°C, y a consecuencia del metamorfismo de contacto y regional, como son el ortognéis, paragnéis, migmatitas, granulitos, pizarras, cloritoesquistos derivados de lavas, tobas y filones básicos.

8.2. AMBIENTE METASOMATICO Como ya se ha dicho, el metamorfismo es un proceso esencialmente isoquímico que transcurre

sin cambios importantes en la composición química global de la roca. En particular, el metamorfismo de contacto tenía lugar en rocas situadas en la periferia de intrusiones plutónicas, cuando éstas aún no habían culminado su consolidación. Por tanto, los efectos eran fundamentalmente térmicos y de extensión local. Sin embargo, un efecto adicional de la intrusión de cuerpos plutónicos puede ser la variación composicional de la roca encajante en la zona de contacto. Este proceso se conoce como metasomatismo y a las rocas formadas durante él se las denomina skarns.

Los efectos del metasomatismo son normalmente más acusados en aquellos casos en los que una masa granítica intruye en una roca caja carbonatada. Sin embargo, cualquier cuerpo plutónico que intruya en las últimas etapas de su consolidación, en la que todavía son activos procesos hidrotermales o neumatolíticos, independientemente de su composición, son susceptibles de producir reemplazamientos metasomáticos. Estos reemplazamientos son más importantes en la roca carbonatada, aunque también tienen cierta extensión dentro de la propia masa ígnea. De esta forma,



al skarn formado en la roca de caja se le denomina exoskarn y al situado dentro de la roca intrusiva, endoskarn.

Estos procesos metasomáticos son de reemplazamiento y están controlados por la difusión de los iones y por la naturaleza de los minerales y su estructura. La T tiene un papel decisivo en estos fenómenos de difusión, porque al debilitar las estructuras son mayores las posibilidades de migración de los cationes más pequeños y menos móviles. 8.2.1. Mecanismo de movimiento de los iones.- La formación de un skarn implica en todos los casos un complejo intercambio de materia entre dos sistemas geológicos en fuerte desequilibrio composicional y comunicados por un fluido que sirve de vehículo a los componentes químicos en movimiento. La naturaleza endógena del prceso se comprende dado que las variables cinéticas en juego (solubilidades de los minerales, difusividades intra e intergranulares, etc.), aumentan considerablemente al hacerlo la profundidad en la corteza terrestre y, por tanto, la T. Existen dos tipos principales de mecanismos por los que se produce el desplazamiento de los iones presentes en las soluciones metasomáticas:

Difusión (migración al estado sólido) Infiltración (a través de un medio acuoso)

Esto da lugar a una serie de zonas en equilibrio con los iones de la solución. Pero, puesto que puede haber distintas velocidades de migración de los iones, en función de la diferencia entre sus potenciales químicos químicos en el medio y en el sistema, estas zonas estarán en equilibrio con unos determinados iones.

Durante el proceso metamórfico suele haber un doble aporte de iones, tanto por parte de la roca intrusiva como de la carbonatada. La roca plutónica aportará, fundamentalmente, sílice, álcalis y volátiles. La roca carbonatada, según su naturaleza, aportará Ca (calizas) o Ca y Mg (dolomías). De todo ello se deduce que la mineralogía silicatada de un skarn estará formada mayoritariamente por silicatos cálcicos o cálcico-magnésicos. 8.2.2. Tipos de minerales metasomáticos.- Dado que los procesos metasomáticos ocurren mediante un reemplazamiento sin cambio de volumen en la roca y están causados por los iones contenidos en las soluciones hidrotermales procedentes de la roca plutónica, a la que se incorporan los elementos que se van disolviendo de la roca caja, van a existir tres tipos de minerales metasomáticos:

Minerales relictos. Son aquellos que ya estaban presentes en la composición original de la roca, tanto del exoskarn como del endoskarn. Son más abundantes en las zonas externas del exoskarn y en las más internas del endoskarn.

Minerales de reacción. Son los originados a partir de la transformación de minerales preexistentes debido a la acción de las soluciones metasomáticas. Estos minerales se forman, por tanto, como consecuencia de la reacción de los iones en solución con los iones movilizados por la disolución de los minerales originales.

Minerales de precipitación. Son aquellos formados a partir de la precipitación directa de los iones en la solución metasomática.

Los minerales de precipitación serán los primeros en aparecer cuando en la roca encajanonte existe ya una porosidad inicial. Si no existe esta porosidad original, se producirá la disolución de los minerales relicto, formándose en estos huecos bien minerales de precipitación directa o bien minerales de reacción.



En general, los silicatos formados van a ser minerales no muy ricos en sílice y con elevados contenidos en Mg y Ca, y con grupos (OH) o volátiles en su estructura. La reacción entre la roca de caja y el cuerpo intrusivo va a provocar la formación de una serie de zonas, caracterizadas cada una de ellas por la presencia de un mineral mayoritario. Desde la roca intrusiva hacia la carbonatada se observa un descenso progresivo en las cantidades de sílice y alúmina, manteniéndose con pequeñas variaciones las de Fe2+ y Fe3+. El Mg y el Ca van a ser aportados mayoritariamente por la roca carbonatada y van a mostrar un decrecimiento en sus concentraciones hacia el contacto con la roca ígnea.

8.3. ALTERACIONES HIDROTERMALES HIPÓGENASLas alteraciones hidrotermales producidas en ambientes metamórficos pueden ser recapituladas

como:A). Alteración Greissen.- Conocida también como greisenización, se refiere a un ensamble de grano grueso de cuarzo-moscovita (como también moscovita-feldespato-cuarzo-topacio-turmalina), con variaciones en las cantidades de topacio, turmalina, fluorita, óxidos (casiterita, hematita), wolframita, scheelita y sulfuros de Fe, Cu, Mo, Bi y sulfosales de Cu-Bi-Pb. Si bien la alteración greissen es común en sistemas porfiríticos continentales (rocas originadas por metamorfismo regional), el ambiente más favorable es un stock de gnéis asociado con mineralización de Sn y W. En esas situaciones la alteración a greissen usualmente precedida por un metasomatismo sódico (albita) durante el cual, los iones de H+ son producidos durante el proceso de greisenización. Esto incluye la desestabilización y destrucción de feldespatos y biotitas con la formación de un ensamble cuarzo + moscovita.

La silicificación puede acompañar a la greisenización durante y después, evidenciado por un abarrotamiento de cuarzo en la roca alterada a greissen. La moscovita preferentemente reemplaza a la biotita y durante este proceso los cationes observados en la red de la biotita son puestos en libertad dentro del sistema y son posiblemente responsables de la paragénesis finalmente asociada con la mineralización metálica.

El Greissen de cuarzo + moscovita puede estar seguido por un estado progresivo de metamorfismo de F y/o B y posteriormente el desarrollo de turmalina puede ser extensivo a un ensamble cuarzo-turmalina y ser totalmente dominante. Subsecuentemente la alteración a greissen, los tipos sericitización y argilización pueden ser incrementados por la actividad del metamorfismo del H+.

1. Características del afloramiento.- Las áreas greisenizadas son bastante visibles debido a la resistencia que presentan a agentes erosivos, de donde la alteración a greissen son formadores de afloramientos prominentes.

El estilo de alteración es el de penetrante selectivamente a raramente penetrante y mostrando una coloración que va de gris oscuro a parda, en estructura granoblástica de grano grueso a medio y masiva, además de vetas y venas. El ensamble de minerales está compuesto por zinnwaldita, lepidolita, moscovita, cuarzo, topacio y albita.



2. Depósitos minerales.- La greisenización se presenta en depósitos de casiterita, wolframita y depósitos relacionados a granitoberilo; en protolito común granitoides y sus rocas metamorfizadas, como son gnéis, migmatitas, granulitos relacionadas con la intrusión de los plutones graníticos. En estructuras de vetas, filones y cuerpos donde se produjo reemplazamientos de Sn y Be, asociados con alteraciones sericítica, turmalinización, potásica, argílica avanzada periférica que grada hacia adentro.B). Turmalinización.- La composición de las turmalinas puede ser indicativo de los ambientes en los cuales ellos se originaron. Por ejemplo, la relación Fe/Mg tiende a decrecer con el incremento de la distancia de un origen granítico. En general las turmalinas ricas en Fe están asociadas o tienen afinidad con depósitos de greissen de Sn-W, mientras que las turmalinas ricas en Mg son encontradas con depósitos de sulfuro masivo y depósitos estrato ligados de W.

En depósitos de Sn-W de afinidad al greissen, las rocas turmalinizadas son comunes. La turmalinización penetrante o penetrante selectivamente usualmente ocurre asociada con depósito de Sn-W. Los ensambles mineralógicos dominados por cuarzo-turmalina forman penetrantes reemplazos, así como venas y venillas. El reemplazo es en una escala muy fina, tal es así que los más íntimos rasgos y texturas son perfectamente preservados. Este tipo de alteración a turmalina es vinculado al emplazamiento y cristalización de los magmas graníticos ricos en boro, con la posibilidad de que el enriquecimiento de B pueda haber sido heredado en una región de origen de protolitos ricos en turmalina, donde al entrar en contacto con los magmas graníticos precisamente se produce la turmalinización provocada por las altas presiones volátiles que exceden a la presión litostática.

1. Características del afloramiento.- Las zonas turmalinizadas son visibles por cuanto constituyen afloramientos prominentes. El estilo de alteración está representado por vetas controladas, relleno de espacios abiertos, de carácter penetrante y penetrante selectivamente. El afloramiento es de color negro, blanco y negro manchado, o negro y rojo. Muestra una estructura porfiroblástica, mosaico, brechas, rosetas de turmalina, agregados radiales o del tipo de estallido solar. El ensamble de minerales está dado por turmalina, cuarzo, feldespato de potasio, clorita.

2. Asociación de depósitos minerales.- La turmalinización se manifiesta en depósitos filonianos de wolframita y casiterita, en brechas tubulares de calcopirita. En depósitos de sulfuros masivos de esfalerita-calcopirita, galena-esfalerita; depósitos de uranio. Asimismo, las turmalinas estratiformes están asociadas con depósitos de estaño, tungsteno, uranio y oro.

C). Otras alteraciones.- Además de las alteraciones ya descritas, entre otras alteraciones hidrotermales producidas en ambientes metamórficos, se pueden citar a aquellas poco frecuentes como la hematítica y la clorítica (subtipo de la argílica avanzada).

En la alteración hematítica, la hematita, carbonatos de Fe (ankerita, siderita), clorita rica en Fe y anfíboles ricos en Fe son por lo general productos de la alteración dominantes en un número de importantes tipos de depósitos minerales. Las impregnaciones de hematita, diseminaciones y venillas están relacionadas con los últimos estadios de la actividad hidrotermal en los sistemas de mineralización vinculados a greissen de Sn-W. La hematita y la clorita son importantes gangas y



minerales de alteración asociadas con la mineralización que contiene elementos tales como F, Cu, U, Au. Particularmente interesante es la asociación Fe-F (actinolita-fluorita, siderita-magnetita-cuarzo-fluorita-sulfuros), formando usualmente sistemas de mineralización relacionados a la fase ácida. Estos depósitos minerales están interpretados como productos distantes del centro de los sistemas hidrotermales relacionados al granito.

La caolinización es debida al intenso ataque ácido, y más o menos de completa lixiviación de los cationes alcalinos con la completa destrucción de los feldespatos y fases de silicato máfico. La alunita, baritina y diáspora son las fases minerales típicas de este tipo de alteración. Además pueden estar presentes sulfuros, topacio, turmalina y un rango de arcillas amorfas. Los minerales de sulfuros pueden contener covelina, digenita y enargita, acompañados por la caolinita, calcita, jarosita, pirita, baritina, hematita, calcedonia y ópalo. La caolinita ocurre en zonas más altas, más alejadas de la fuente y contiene mayor cantidad de agua. Esta alteración exhibe un afloramiento visible y pobre, de estilo penetrante, penetrante selectivamente, raramente control de vetas; de color blanco, gris oscuro a claro, rosado, usualmente manchada con goethita; en protolitos cuarzofeldespáticos. Es indicador de depósitos de pórfido de cobre y vetas de Sn-W, producidos por fluidos persilícicos.



CAPÍTUO IX MODELO DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL EN YACIMIENTOS DE COBRE

9.1. INTRODUCCIÓNLos sistemas hidrotermales relacionados a la actividad magmática somera son los principales

responsables del gran movimiento de fluidos en la corteza superior y de grandes convecciones de calor hacia la superficie terrestre. Asimismo, estos fluidos pueden transportar metales para dar origen a los yacimientos hidrotermales, considerados como el tipo más importante de los depósitos minerales. Esta importancia es fundamentalmente de tipo económico, ya que por ejemplo, los pórfidos de cobre aportan más del 50% de la producción de cobre y molibdeno.

Es muy bien conocida la relación genética entre los magmas y los yacimientos hidrotermales, principalmente de aquellas mineralizaciones indiscutiblemente vinculadas a intrusiones someras. Los modelos de estos tipos de yacimientos, juntamente con estudios experimentales, demuestran con toda claridad que los metales y los aniones que definen las ligas con ellos, se pudieron movilizar completamente desde los magmas asociados. No obstante, los flujos de metales medidos de algunas erupciones volcánicas evidencian que, dado suficiente tiempo y un mecanismo de concentración, la desgasificación del magma puede exsolver suficientes metales para generar un yacimiento mineral (Hedenquist y Lowensten, 1994).

Figura 10.1: Modelos de Yacimientos Hidrotermales.

La alteración hidrotermal consiste en un reemplazamiento químico de los minerales originales de una roca por nuevos minerales, provocado por fluidos hidrotermales que aportan los reactantes químicos y al mismo tiempo remueven los productos en la solución acuosa.

En los depósitos hidrotermales y en aquellos de tipo porfírico, las micas y otros filosilicatos son producto de procesos de alteración hidrotermal y conforman fajas de alteración cuyos diseños son ampliamente reconocidos (Jacobs y Parry 1979). El estudio de estos diseños, así como las



asociaciones de filosilicatos y sus composiciones, ha llevado a realizar predicciones útiles sobre los parámetros químicos de los fluidos hidrotermales.

En el caso de los minerales del grupo de las cloritas se ha reconocido la relación entre su composición y las características químicas y mineralógicas de la roca original. Son útiles además por indicar las condiciones de los sistemas hidrotermales (alcalinidad-acidez, fugacidad de oxígeno y azufre).

Figura 10.2: Zonamiento de Yacimientos de Pórfidos de Cobre.

Las alteraciones hidrotermales reflejan la interacción del fluido (comúnmente dominado por el H2O) con la roca encajonante, a temperaturas que varían de menos de 100ºC a más de 500ºC. La alteración en un rasgo ubicuo en y alrededor de los depósitos hidrotermales, que frecuentemente se dispone en halos mucho más grandes de los depósitos que encierran. En términos generales, la distribución y mineralogía de estas alteraciones se relaciona directamente al ambiente hidrotermal y por consiguiente, al tipo de yacimiento mineral. La mineralogía, y en algunos ambientes de composición química de la alteración, aportan evidencias acerca de la proximidad de la mineralización o en el caso ideal, pueden definir un vector o vectores hacia el cuerpo mineralizado o bien, pueden indicar determinados gradientes dentro de un sistema hidrotermal.

9.2. TIPOS DE ALTERACIÓN9.2.1. Potásica.- Sus minerales esenciales son muscovita, biorita y feldespato potásico, en especial estos dos últimos. Comúnmente se asocian magnetita o hematita, anhidrita y carbonatos con hierro



mientras que los minerlaes de las arcillas están ausentes. El feldespato potásico se presenta en diferentes ambientes, así bajo la forma de adularia se asocia a fuentes termales y depósitos epitermales. En cambio como ortosa (o microclina) se presenta en yacimentos de cobre diseminado. En este último tipo de depósito el feldespato está junto a biotita y anhidrita en venillas, a través de un reemplazo por difusión. La razón azufre/metal es moderada, siendo la proporción de pirita 3 a 1. Este sulfuro representa el principal mineral hipogénico y se distribuye a modo de diseminación. La mineralización está integrada además por calcopirita y molibdenita. Según el modelo establecido para este tipo de depósito, la mena se presenta en la interfase entre las zonas potásica y fílica. La zona en consideración es la que se localiza en la parte central y a mayor profundidad.

Figura 10.3: Tipos de Alteración Hidrotermal.

9.2.2. Sericítica.- Sus minerales predominantes son sericita, cuarzo y pirita. Esta denominación fue utilizada para designar en el campo un material (roca) micáceo de grano fino y coloración clara que se asocia a distintos yacimientos. Esta alteración también es descrita como cuarzo-sericita denominada fílica, y rpresenta uno de los tipos más difundidos. La sericitización de los silicatos da como resultado un mosaico de cuarzo y sericita, que a veces destruye la textura original de la roca. Para diferenciar esta mica potásica de la pirofilita [(Si4O10)Al2(OH)2], paragonita o flogopita se necesita efectuar análisis composicionales o difracción de rayos X.

Esta alteración ha sido encontrado también en depósitos de cobre diseminado, conformando un ensamble mineralógico integrado por: sericita, cuarzo, pirita, hidromica y a veces clorita y rutilo. Grada a potásica hacia la zona central y a propilítica o argílica hacia el protolito.En general este sector constituye parte del cuerpo mineralizado, en particular la zona de pirita. Este sulfuro se presenta como diseminado y fundamentalmente como venillas y representando un estado más avanzado de alteración y es más joven que el grupo silicio-potásico. La sericita también se presenta en greissenización, junto a cuarzo-topacio-fluorita-apatita-zinwaldita-berilo-casiterita, etc. Con minerales de Sn, W, Mo.



9.2.3. Argílica avanzada.- Se caracteriza por la siguiente asociación o ensamble mineral: dickita, pirofilita, frecuentemente sericita y cuarzo, y aveces alunita, pirita, turmalina, topacio, zunyita y arcillas amorfas. Se presenta como una zona interior o adyacente a muchas vetas de metales básicos, pipes o cobres diseminados (Cerro de Pasco-Perú). Químicamente representa una extrema lixiviación hidrolítica de bases de todas las fases alumínicos. Este tipo de alteración ocurre donde se han movilizado apreciablemente el alumino, removiéndose algo de sílice, hierro, potacio, sodio, calcio y magnesio.9.2.4. Argílica intermedia.- Predomina caolinita y montmorillonita, aunque algunas arcillas amorfas pueden localmente ser importantes. El feldespato potásico y la biotita, parcialmente recristalizada a clorita, están a veces presentes. La caolinita es inestable a temperaturas mayores a 400ºC y la montmorillonita probablemente a valores apenas superiores, por lo cual el límite superior para esta alteración sería de 400 a 480ºC. Zonalmente, grada a una alteración propilítica hacia la roca fresca y a sericítica en dirección de la mineralización, con predominio de montmorillonita en la franja externa y de caolinita en el sector interno. Dentro del grupo de la caolinita se detectan dickita, caolinita, haloisita y metahaloisita. En la franja externa de esta alteración se ha determinado la presencia de clorita, magnetita y pirita como producto de alteración de minerales máficos y plagioclasas cálcicas.9.2.5. Propilítica.- Involucra epidoto, albita, clorita, leucoxeno y carbonato (calcita), además sericita, pirita, arsenopirita y óxidos de hierro y menos frecuentemente zeolitas o montmorillonita. Esta denominación fue empleada por primera vez para describir la alteración metasomática débil de las andesitas de Comstocklode (Nevada, USA). En algunos trabajos esta alteración ha sido caracterizada por las siguientes asociaciones o ensambles: clorita-calcita-caolinita, clorita-calcita-talco, clorita-epidota-calcita, clorita-epidota. En las tres primeras es considerable la concentración de CO2. En aquellas áreas donde la alteración hidrotermal se observa una zonación, pasa gradualmente hacia rocas frescas. Los sulfuros asociados, principalmente pirita, tienen una relación azufre/metal baja a intermedia. Es un tipo común de alteración en depósitos de cuarzo aurífero y en otros presentes en rocas intrusivas y volcánicas básicas a intermedias.Durante la propilitización se introduce abundante agua, pudiendo haber también adición de CO2, S, As. Algo de sílice es generalmente extraida durante el proceso y puede haber también pérdida de Na, K y alcalinos térreos en algunos depósitos. Esta alteración puede penetrar grandes volúmenes de rocas y no estar directamente relacionada con los depósitos minerales epigenéticos. 9.2.6. Cloritización.- Es uno de los tipos más comunes de alteración. Puedde desarrollarse por la alteración de silicatos fémicos (máficos), con la introducción de agua y la remoción de algo de sílice. En otros casos Mg, Fe, Al y algo de SiO2 son aportados hacia la roca de caja, conformando un material rico en cloritas. Este grupo mineral puede presentarse solo o bien acompañado por sericita, turmalina y cuarzo, además de pequeñas cantidades de epidota, albita y carbonatos. Estas cloritas tienen composicones variables a diferentes distancias de los cuerpos de sulfuros, así el contenido de Fe es generalmente mayor en las proximidades de la mineralización. Los sulfuros asociados son pirita y pirrotina. Esta alteración está relacionada con la propilitización.9.2.7. Zeolitización.- Consiste en el desarrollo de zeolitas tales como estilbita, natrolita, heulandita, etc. Frecuentemente se trata de un proceso extenso y no asociado con depósitos minerales, sin embargo acompaña al Cu en basaltos amigdaloides y es relativamente importante en ambientes de



fuentes termales. Las zeolitas son acompañadas por calcita, prehnita [H2Ca2Al2(SiO4)3], etc. La razón azufre/metal es baja así como el cobre nativo, calcosina y bornita se asocian a óxidos de hierro en vez de pirita.9.2.8. Feldespatización.- Consiste en el desarrollo de feldespatos secundarios en la roca caja de depósitos minerlaes. La albitización es quizás la más común pero la formación de feldespatos potásicos (microclina, ortosa o adularia) también es habitual en cietos yacimientos. Químicamente el proceso puede incluir la introducción de K, Na y Al, aunque en algunos depósitos estos elementos se reordenan y el sistema es esencialmente isoquímico. De acuerdo a ciertos investigadores el término albitización se debe reservar para aquellos procesos en los que el Na es introducido metasomáticamente, provocando que casi todo el material aluminoso se convierta en albita o bien oligoclasa. Los sulfuros no son abundantes en esta alteración.9.2.9. Silicificación.- Involucra un aumento de sílice, con el desarrollo de cuarzo secundario, jaspe, calcedonia, chert, ópalo u otras variedades silíceas en las rocas de caja de depósitos epitermales. La química de esta alteración es variada y depende esencialmente del tipo de roca afectada. En materiales carbonáticos hay generalmente una mayor introducción de sílice y una gran remoción de Ca, Mg, Fe, CO2 entre otros constituyentes. En rocas silicatadas, la sílice puede ser redistribuida entre las rocas de caja. Se asocia a la depositación de sulfuros principalmente.

9.3. MAPEO DE ALTERACIONES HIDROTERMALESDeterminar el tipo y la distribución de los minerlaes de alteración es parte de la rutina de

exploración por depósitos de minerales hidrotermales y es útil en la evaluación de dichos yacimientos y en la construcción de modelos geológicos de depósitos. Típicamente los mapas de alteración están basados en observaciones macroscópicas de campo ayudados por algunos estudios petrográficos y/o de digracción de rayos X.

Estudios de alteración a la escala de yacimiento son limitados o basados en estudios detallados necesariamente restringidos a un número limitado de muestras. Geoquímica de rocas es usada en algunos medios para evaluar la alteración pero sólo funciona bien donde las litologías y su petrología son bastante conocidas. La geoquímica de roca es difícil de aplicar en áreas extensas de alteración con arcillas que son difíciles de identificar durante un programa de exploración.

Las alteraciones con minerales de grano fino comúnmente son agrupados como “argílicas” o “fílicas” (Thompson, 1979). Tales descripciones ignoran la mineralogía y pierden información importante referente a la naturaleza de la alteración. La importancia del uso de minerales y de esambles de minerlaes fue reconocida por Rose y Burt (1979) y autores posteriores, pero este enfoque no es siempre aplicado durante una exploración. La clasificación de alteraciones por mineralogía implica observaciones de campo que pueden ser ayudados por el espectrómetro SWIR.

El uso del espectrómetro SWIR en el campo permite que la mineralogía sea mapeada e interpretada en secciones geológicas. La interpretación resultante puede ser aplicada en tiempo real para guiar la perforación y puede ser integrada con otro tipo de datos para mejorar los abjetivos, modelos geológicos y guías regionales.

La observación de campo debe ser realizada de una manera cuidadosa y sistemática. Para determinar la relación entre los minerales es necesario examinarlos con mucho cuidado antes de asignarlos a un mismo ensamble mineralógico de alteración o interpretar su relación con otros tipos



de alteración. Se debe seguir una serie de etapas para hacer interpretaciones realistas de la alteración hidrotermal por analizar. Estos son:

Determinar los minerales presentes, mediante observaciones de campo, Determinar su distribución en los afloramientos mediante el estudio de muestras de

mano, Emplear el análisis SWIR cuidadosamente, analizando varios puntos en cada muestra y

usando técnicas sistemáticas de muestreo, Usar los datos anteriores para establecer las relaciones entre los principales minerales

encontrados, Trazar su distribución en un mapa, Usar petrografía en muestras seleccionadas para definir mejor las relaciones entre los

minerlaes, Incrementar el análisis con difracción de rayos X (XRD), si fuese necesario, Usar el microscopio electrónico escaneador (SEM) con sistemas de energía dispersa

(EDS) para determinar las variaciones de la composición de minerales individuales y ayudarse con la interpretación de minerlaes de grano fino,

Refinar y reevaluar continuamente la interpretación e integración de los resultados SWIR con otros datos geológicos, geoquímicos y geofísicos.

Los análisis SWIR ayudan en la exploración regional así como de prospectos. Por ejemplo, en zonas complejas de sistemas intrusivos la alteración mineralógica determinada de rutina durante el mapeo ayuda a definir zonamientos verticales y horizontales, así como los ambientes de mineralización relacionados con ellos. Dentro de cada ambiente su alteración y mineralogía puede definirse el zonamiento local y las direcciones que apuntan hacia la mejor mineralización. El espectrómetro SWIR es de mucha ayuda donde la alteración mineral no es fácil de identificar en muestras de mano por el tamaño del grano o por intemperismo. Aún donde el mapeo de campo de la alteración de minerales es efectivo, el espectrómetro SWIR permite su reconocimiento mineralógico, las variaciones sutiles de sus composiciones y la mineralogía, los que pueden ser importantes para ubicar cuerpos mineralizados.

Los geólogos que interpretan sensores remotos promovieron el desarrollo inicial de los espectrómetros SWIR portátiles de campo, los que fueron particularmente útiles para la exploración minera. La habilidad para obtener fácilmente en el campo datos de calidad de laboratorio, fue usada para la verificación de campo de imágenes Lansat (Thematic Mapper). Varios espectrómetros de campo son disponibles en el mercado. Estos incluyen al GER-IRIS de Geophysical Environmental Research, etc. el de Analytical Spectral Devices (ASD-Field Spec) y el de Integrated Spectronics Pty.Ltd. (PIMA). Los instrumentos GER y ASD proporcionan datos con longitudes de onda de la zona visible del espectro y de las zonas cercanas y dentro del infrarrojo de onda corta. Estos instrumentos son portátiles de campo pero requieren del uso de iluminación solar. Los primeros trabajos publicados incluyen documentación del instrumento GER (Marsh y Mckeon, 1983). El instrumento fue usado en el estudio de campo con un espectroradiómetro aéreo en el distrito de Oatman (vetas epitermales) Arizona, aplicaron el espectroscopio SWIR al mapeeo de alteración.El instrumento PIMA puede obtener resultados de una gran variedad de muestras, incluyendo “chips



rocks”, testigos, minerales pulverizados y líquidos. Un análisis típico demora menos de 30 segundos.Todos los instrumentos requieren de entrenamiento para su uso efectivo en la interpretación de resultados y en el manejo del instrumento. La falta de entrenamiento puede ocasionar daños, el mal funcionamiento, o lo que es peor, la mala interpretación de los datos obtenidos. Las limitaciones de la técnica deben de ser comprendidas para poder usar eficientemente el instrumento. La integración de los datos espectrográficos con datos geológicos, geoquímicos y geofísicos es muy importante y puede ser crítica.

9.4. APLICACIÓN DE IMÁGENES SATELITALESEn la actualidad, la importancia de imágenes satelitales en trabajos de carácter regional

generalmente es el de utilizar en la primera fase del estudio de un depósito mineral, ya que las primeras observaciones para una zona de interés geológico se hace en el laboratorio.

Para un eventual cartografiado geológico se debe tener en cuenta aspectos como: las formas de relieve, patrones de drenaje, vegetación, influencia climática y principalmente el carácter espectral de las rocas representadas en las imágenes como tonos de grises (áreas de alteración). Generalmente se utiliza una imagen satelital que permita observar una máxima discriminación de tipos de rocas, y da como resultado anomalías de color en áreas con alteración hidrotermal; estos colores varían de rojo a blanco grisáceo, el rojo pertenece a óxidos de hierro y el blanco a la presencia de arcilla o alunita.

Puede haber casos en donde se puede observar zonas con anomalías de color en la imagen satelital, el cual no necesariamente puede ser una zona con alteración hidrotermal, entonces se tiene que hacer un trabajo de descarte en el campo con un muestreo y mapeo necesariamente.Algunas rocas que no están alteradas y que tienen composición ácida como las riolitas, tufos y otras, a veces muestran colores anómalos por el contenido de sílice y oxidación de sulfuros en superficie. Este fenómeno geológico (alteración superficial o intemperismo) tiene ocurrencia en áreas con intemperismo químico relacionado a la presencia de cobertura glacial temporal.

9.5. ALTERACIONES HIDROTERMALES SUPERPUESTASLas alteraciones hidrotermales superpuestas son productos de fluidos de pH neutro y ácido, y

están relacionadas a las mineralizaciones epitermales de metales preciosos. Se han llegado a reconocer alteraciones producidas por fluidos de pH neutro sobre las que se sobrepone una alteración de fluidos de pH ácido. Los fluidos de pH neutro generan una alteración argílica caracterizada principalmente por illita con algunas intercalaciones de illita-montmorillonita y una propilítica con epidoto, calcita y clorita. Los fluidos de pH ácido generan una zona de cuarzo poroso u oqueroso (vuggy silica) y una alteración argílica avanzada con la asociación mineralógica de diásporo, pirofilita, dickita, illita, illita-montmorillonita, caolinita y cuarzo. La presencia de minerales que indican temperaturas del orden de 250ºC es atribuida a una actividad magmática tardía en el área.

En el caso de sistemas de pórfido cuprífero expuestos a procesos de alteración supérgena en ambientes áridos ocurren procesos de enriquecimiento secundario, superpuestos a la mineralización y alteración primaria (T).



El perfil de alteración/ mineralización descendente desde superficie corresponde a una zona lixiviada, con abundantes óxidos e hidróxidos de fierro, arcillas y cuarzo, con valores de Cu normalmente por debajo del 0.1-0.2%. Esta zona alcanza profundidades de 20 a 25 m, en algunos casos hasta 400 m.

Le sigue en profundidad una zona oxidada con óxidos e hidróxidos de fierro y mineralización oxidada de cobre (crisocola, malaquita, atacamita, antlerita, brochantita, etc.), con leyes que pueden superar el 1%. Esta zona ocurre normalmente entre los 25 a 50 m, bastante variable en todo caso. La zona más profunda corresponde a la de enriquecimiento secundario, con mineralización principalmente de calcosina y covelina, con leyes entre 1 y 2% Cu. Esta zona ocurre normalmente bajo los 50 metros, alcanzando espesores en algunos casos de hasta 200 m.

Los depósitos que presentan aquellas alteraciones son en forma de vetas y enjambre de vetas de cuarzo portadoras de Au y Ag relacionadas a distintos tipos de alteración hidrotermal, entre las que predominan la silicificación y en menor proporción las alteraciones argílica (caolinita, esmectitas e illita), sericítica y propilítica. En este caso, las zonas alteradas se extienden desde unos pocos metros a unas decenas de metros adyacentes a las vetas de cuarzo (Schalamuk et al., 1997). En estos depósitos donde se observan mineralizaciones de metales preciosos que, tanto por su localización como por sus características geológicas, es importante y necesaria agruparlos en dos o más zonas consignando nombres locales diferentes. El conocimiento del origen de las alteraciones por fluidos hidrotermales en los yacimientos epitermales es de vital importancia en los trabajos mineros, debido a que los mecanismos que las generan están relacionados genética y espacialmente con la depositación de metales preciosos.

9.6. MUESTREOEl estudio de las alteraciones hidrotermales se inicia con un levantamiento geológico detallado

(escala 1:1,000) y un muestreo sistemático de las distintas alteraciones y sus variaciones laterales y verticales, y posteriormente una revisión de los fragmentos de las perforaciones poco profundas realizadas, seleccionándose algunos tramos para estudios de laboratorio mediante secciones delgadas petrográficas y mineralógicas, y secciones pulidas en muestras que tienen perspectivas para contenido de metales valiosos, por ejemplo, el Au. Las zonas de alteración hidrotermal resultan ser blancos atractivos para las empresas mineras que prospectan o exploran un distrito metalogenético mediante campañas de perforaciones con el propósito de confirmar valores anómalos, por ejemplo, de Au en brechas y zonas silicificadas.

9.7. TIPOS DE MUESTREOPara la obtención (extracción) de muestras se utiliza generalmente el muestreo tipo Channel rock

(canal de roca) y Chip rock (astillas de roca). Estos estilos de muestreo son los más utilizados en la mayoría de los trabajos de prospección geológica para masas silicificadas. Los criterios de muestreo varían de acuerdo a los siguientes controles:

1. Litológico y permeabilidad de las rocas.2. Tipo de alteración.3. Presencia de óxidos.4. Minerales guía.



5. Textura (generalmente anhedrales en rocas alteradas).El mapeo geológico y la obtención de muestras o el muestreo propiamente dicho en

exploraciones es muy trascendental o de importancia geoquímica, pues de esta actividad depende la ubicación de un nuevo proyecto o yacimiento. Una técnica utilizada para la descripción de muestras de mano alteradas (sample hand) es la siguiente:

1. Se existe sílice o cualquier otro mineral secundario en la muestra.2. Qué minerales de alteración más abundantes se tienen o existen.3. Si la muestra tiene minerales oxidados.4. Finalmente si la muestra presenta sulfuros y/o sulfosales.

A. Muestreo Channel rock.- Este tipo es utilizado para un muestreo selectivo en estructuras mineralizadas como brechas hidrotermales-vetas, en afloramientos silicificados con fracturamiento intenso y en el muestreo de accesos (al principio) que se realizan durante la prospección y exploración. Fig.9.1.

B. Muestreo Chip rock.- Este tipo de muestreo es para afloramientos silicificados masivos principalmente (Stockworks) o sin mucha presencia de fracturamiento. Se debe aplicar para el muestreo del afloramiento un diámetro mínimo de 5m, con puntos de muestreo espaciados equidistantemente. Fig.9.2.

Fig.9.1: Muestreo por Channel Rock



Fig.9.2: Muestreo por Chip Rock



CAPÍTULO XPROSPECCIÓN Y MAPEO GEOLÓGICO

10.1. GENERALIDADESEn el campo de la geología, más específicamente cuando se trata de estudios geológicos con fines

de localizar depósitos de minerales metálicos y no metálicos es impostergable realizar trabajos de prospección, levantamientos de mapas geológicos de áreas que manifiestamente exhiben efectos o anomalías de alteraciones de origen hidrotermal de interés geoquímica y geoeconómico, con el objeto de determinar la ausencia o presencia de minerales de valor económico.

Para el trabajo de prospección geológico es necesario disponer de informaciones que nos pueden conducir a la ubicación de depósitos minerales que brinden bondades y señales de la existencia de yacimientos metalíferos, informaciones que se pueden obtener mediante el estudio e interpretación de las imágenes satelitales que en los momentos actuales son fáciles de adquirir, aunque son algo costosas; además, es necesario también contar con planos topográficos y geológicos que vienen a constituir planos base de primera mano, imprescindibles para realizar trabajos tanto de prospección como de mapeos geológicos.

Son necesarios identificar minerales primarios, secundarios, así como las concentraciones de minerales o background y los elementos o minerales indicadores de depósitos de mineral denominados pathfinder. Además, el proceso de metamorfismo (en término estricto metasomatismo), mediante el cual los minerales de las rocas se alteran por la acción de las soluciones hidrotermales a alta temperatura. Las alteraciones hidrotermales (tipos) son indicadores de la presencia de yacimientos minerales de origen hidrotermal por lo que en una prospección geoeconómica se deben considerar de suma importancia, localizando con precisi6n áreas alteradas y no alteradas corroboradas mediante estudios petrográficos de muestras de mano. Los minerales más comunes de alteración hidrotermal son la pirita, la sílice y la caolinita, donde la pirita que representa el azufre introducido que se combina con el hierro ya presente en la roca, y habitualmente también con hierro introducido al mismo tiempo que el azufre, mientras que la sílice está representada por cuarzo, calcedonia y ópalo principalmente. La silicificación es el tipo más común y mejor conocido de alteración hidrotermal, está representada por una fina diseminación de sílice en la roca caja; la caolinita (tipo argilización) está caracterizada por la formación de minerales arcillosos.

El reemplazo de minerales de la roca por aquellos minerales de alteración, conjuntamente, o por separado, puede producir una roca alterada tan conspicua que los mismos mineros la reconozcan como una guía de la mena. Alternativamente, la roca alterada puede ser escasamente distinguible a simple vista de su equivalente sin alterar (protolito), aunque siempre puede reconocerse con facilidad en secciones delgadas bajo el microscopio.

Una fase muy extensa de alteración, tal como la propilitización asociada con las venas de Au-Ag en ciertos distritos metalogenéticos puede estar tan extendida que sirva simplemente para llamar la atención sobre la posibilidad de existencia de mena en el distrito en general. En el otro extremo, la alteración confinada a unos pocos metros de las paredes de un filón no es apta para ser de mucho valor, sobre todo, en exploraciones, excepto, quizá, donde pueda servir para localizar afloramientos.

10.2. MINERALIZACIÓN



Es el proceso mediante el cual los minerales son introducidos en las rocas a través de los espacios vacíos (fracturamiento y/o porosidad secundaria), dando como resultado la formación de yacimientos minerales de rendimiento económico.A). Mineral primario.- Está constituido por los minerales formados conjuntamente con la solidificación o consolidación del magma o de las soluciones minera1izantes, estos minerales pueden ser lixiviados o alterados para formar nuevos minerales cuando son atacados por fluidos hidrotermales. B). Mineral oxidado.- Está constituido por los minerales que han sufrido alteración o modificaciones en su composición original, generalmente son óxidos, carbonatos, su1fatos, si1icatos, etc. y son considerados como minerales epigénicos.C).Minerales de alteración.- Denominados también como minerales secundarios, son aquellos originados por la acción de las soluciones hidrotermales que consisten en el intercambio químico ocurrido durante una interacción hidrotermal-roca, que conlleva a cambios químicos y minera1ógicos en la roca afectada producto de un desequilibrio termodinámico entre ambas fases, de donde una alteración hidroterma1 es considerada como un proceso de metasomatismo.10.3. APLICACIÓN DE LAS TEXTURAS DE MINERALIACIÓNEl estudio macroscópico se puede realizar en la misma estructura mineralizada en el campo, y bajo el microscopio en secciones pulidas de muestras, con luz reflejada para ver el orden de cristalización, que será de gran utilidad para elaborar la secuencia paragenética de las estructuras mineralizadas.

El tipo de textura da idea de la temperatura de formación de la estructura mineralizada. El estudio de la textura indica el tamaño de los granos de mineral, la relación de los minerales entre sí, con el fin de mostrar el grano de liberación por la molienda en el proceso metalúrgico de concentración de minerales, información muy útil para el Ingeniero Metalurgista.

10.4. GEOQUÍMICA La geoquímica es la ciencia que estudia la distribución de los elementos químicos en la Tierra y

en otros planetas, y elabora las leyes que describen dicha distribución y las hipótesis que la explican. Puesto que los yacimientos minerales constituyen concentraciones anómalas de elementos minerales o sustancias (como el carbón o el petróleo), la detección de las anomalías superficiales de estos permite la detección de yacimientos profundos ocultos o bien de depósitos superficiales situados a cierta distancia de las muestras analizadas. El segundo caso corresponde, por ejemplo, al de un yacimiento que aflora en el área de nacimiento de un río, cuyos contenidos metálicos contaminan sus aguas y sedimentos y permiten por lo tanto su detección a distancia. Los métodos geoquímicos de exploración minera se clasifican según el material muestreado y su origen. Tenemos así a) geoquímica de rocas, b) geoquímica de suelos, c) geoquímica de aguas y sedimentos (de la red de drenaje, de lagos, etc.), y d) biogeoquímica (normalmente de plantas). Un método asociado, que no es propiamente geoquímico es la geobotánica, basado en la observación de cambios de color o morfología en las plantas, que pueden ser interpretados en términos de altas concentraciones de metales o metaloides en los suelos. Los notables avances en las técnicas analíticas instrumentales para metales y metaloides permiten hoy trabajar con análisis de decenas de elementos químicos en cada muestra a costos (= costes) muy bajos. La exploración (= prospección) geoquímica ha sido



notablemente efectiva en el descubrimiento de nuevos yacimientos y es utilizada en todo tipo de exploraciones mineras. También tiene aplicaciones importantes en la exploración de hidrocarburos. Por otra parte, similares criterios y procedimientos son utilizados por la geoquímica ambiental, que investiga concentraciones anormales deelementos o sustancias que pueden tener efectos tóxicos, ya sea debidas a procesos naturales o a actividades humanas (mineras, industriales, agrícolas etc).

10.5. FLUIDOEl término se aplica a substancias líquidas o gaseosas, cuya baja coherencia intermolecular

permite su flujo. Los fluidos desempeñan un papel esencial en la segregación y transporte de los metales en las etapas pegmatítica, neumatolítica e hidrotermal que siguen a la cristalización de los magmas. También son esenciales en la formación de yacimientos de origen sedimentario y metamórfico.

10.6. ANOMALÍA GEOQUÍMICAUna anomalía es definida como una desviación o separación del valor normal. Desde el punto de

vista de la exploración geoquímica se define como un área donde las propiedades químicas de un material (roca) se originan naturalmente, indicando la presencia de un depósito mineral en la vecindad o cercanía. Para ser detectada una anomalía tiene que desviar claramente los valores del fondo regional.a). Background.- Es el parámetro conocido como el valor promedio normal que muestra la abundancia o la concentración de un elemento en un material rocoso no mineralizado. La naturaleza del ambiente por sí mismo puede influir la distribución, puesto que bajo distintas condiciones unos elementos pueden ser enriquecidos y otros pueden ser empobrecidos.b). Pathfinder.- Se denomina así a un elemento indicador usado para prospectar un elemento químico determinado fácilmente detectab1e, el cual puede ser usado como una guía para ubicar la presencia de un elemento económicamente más deseable. Como los elementos químicos muestran diferentes grados en movilidad controlada inicialmente por la estabilidad de los minerales que los contienen y posteriormente por el ambiente en el cual ellos están migrando.

El conocimiento de las asociaciones geoquímicas lleva al concepto de elementos indicadores, por cuanto es difícil de detectar debido a problemas analíticos, además de que su detección es costosa; asimismo, está ausente en el material que está siendo muestreado debido a la movilidad diferencial del elemento buscado; por ejemplo, el Au en cantidad pequeña (ppm) en depósitos, de tal forma que cualquier patrón de dispersión asociado contendrá muy baja cantidad de Au. Por otro lado, el Cu, As o Sb pueden estar asociados con depósitos de Au y pueden ocurrir en abundancia, por tanto el Cu, As y Sb son más fácilmente detectados.

La movilidad diferencial del Pb y Au son los mejores elementos para analizar en gossan desarrollados en depósitos complejos de metales base, puesto que, el Cu y Zn son elementos más apropiados en los patrones de dispersión hidromórfica generados en el mismo depósito.

Es necesario anotar que la existencia de asociaciones minera1ógicas y geoquímicas permiten el uso de minerales indicadores, tal como se hace con los elementos pathfinder. Por ejemplo, un método de prospección válido bien establecido para medios tipos de depósitos de Au ha sido la



búsqueda de vetas de cuarzo; igualmente, el piropo es usado para localizar Kimberlitas diamantíferos. La magnetita en depósitos de skarn, mientras que la pirita marcasita son minerales indicadores de depósitos de sulfuros.c). Alteración hidrotermal.- Los depósitos metálicos y no metálicos están ligados a procesos hidrotermales. La fuente, composición y características termodinámicas del fluido hidrotermal pueden ser bastante variables y dependen en gran medida de las características de su fuente de origen, de la distancia de transporte y su modificación durante la ocurrencia de éste, y de las propiedades de la roca encajonante.

Los efectos del proceso de alteración hidrotermal quedan evidenciados en ensambles de minerales de alteración y de mena, de los cuales se pueden deducir dentro de parámetros termodinámicos restringidos las condiciones del fluido hidrotermal en el pasado. Para una interpretación de los efectos de estos tipos es necesaria la clara identificación de asociaciones de minerales de alteración, minerales de mena y la secuencia paragenética entre ellas.

Una manera de clasificar alteraciones en el campo es mediante la utilización del mineral más abundante en la roca encajonante, para lo cual hay que tener en cuenta la asociación de minerales de alteración presentes en el afloramiento, por ejemplo, sílice-alunita, sílice-caolinita, caolinita, etc. Las asociaciones de minerales de alteración reflejan las condiciones de temperatura, presión, composición química del fluido hidrotermal, mineralogía del protolito (roca original) y el tiempo necesario para logar un equilibrio termodinámico entre el fluido y la roca. Para una interpretación correcta se requiere de una observación detallada de los minerales y sus texturas que permitirán identificar las asociaciones de minerales de cada tipo de alteración hidrotermal.

10.7. PROSPECCIÓN GEOQUÍMICALa prospección geoquímica inicia con la aplicación práctica de los principios geoquímicos, esto

para la exploración de depósitos minerales; su objetivo específico es encontrar nuevos depósitos metálicos y no metálicos utilizando métodos químicos, inicialmente en grandes zonas y posteriormente más pequeñas y dentro de un blanco de menos de 5 Km2 que puede ser definido por perforación diamantina. Como generalización, esto demanda, técnicas cada vez más detalladas y costosas. Un objetivo operacional es lograr el máximo de probabilidades de descubrir un “blanco”, al menor costo posible.

Por la enorme variedad de condiciones geológicas, no es posible muchas veces definir un programa invariable para su aplicación, en todas las situaciones, pero si es posible definir una secuencia generalizada de prospección. Un programa de prospección geoquímica debe constar de la siguiente metodología:

1. Conocimiento de la geología regional y local, personal experimentado en la zona de estudio y en bibliografía existente.

2. Observaciones geológicas en el campo con ayuda de imágenes satelitales, mapas topográficos, geológicos y fotografías aéreas que sean útiles.

3. Estudio piloto en un área (o áreas) representativa de la zona de interés para determinar la dispersión geoquímica de los elementos y el mejor tipo de muestreo a ser utilizado.

4. Colección y descripción en campo de las muestras geoquímicas y descripción geológica y geomorfológica de cada lugar del muestreo.



5. Análisis cualitativo y semicuantitativo en el campo, especialmente donde el acceso es difícil.

6. Análisis cuantitativo, en el laboratorio de muestras de mano, de acuerdo al menor costo de análisis y el factor tiempo o en el menor tiempo.

7. Determinación estadística de los valores background regional y local, y las llamadas anomalías.

8. Presentación de los resultados en mapas.9. Interpretación de los datos.10. Evaluación del proyecto.

10.8. CARACTERIZACIÓN DE ZONAS DE ALTERACIÓN HIDROTERMALLa caracterización de zonas de alteración hidrotermal se realiza mediante el procesamiento digital

de imágenes y aplicando la técnica de “Análisis de Componentes Principales” (PCA) a imágenes multibanda con el fin de detectar y caracterizar zonas hidrotermalmente alteradas en un sector conocido mediante las coordenadas UTM. En base a las propiedades espectrales de los minerales de alteración se efectúan operaciones entre dos, tres y cuatro bandas Landsat. Las imágenes de menor varianza resultantes de la transformación con las bandas se van delineando zonas con abundancia de minerales de alteración argílica y/o fílica y zonas silicificadas, así como las áreas con asociaciones de óxidos de hierro. En base a la similitud de los rasgos espectrales se puede llegar a diferenciar zonas, como por ejemplo:

a) zonas con predominio de minerales de alteración argílica y fílica (pixeles blancos);b) zonas de mezclas entre minerales de alteración argílica y fílica con óxidos de hierro (pixeles

grises); c) zonas silicificadas (pixeles oscuros). Las distintas clases de zonas deben ser corroboradas en el terreno y estudiadas con espectrometría

de ondas infrarrojas cortas, para posteriormente determinar proporciones variables de sericita/illita ± jarosita ± turmalina y alunita ± jarosita para las clases “a” y “b” y concentraciones anómalas de sílice y cantidades menores de caolinita, relacionadas a una alteración ácida para la clase “c”. La técnica PCA es de gran utilidad en exploración minera especialmente en zonas de difícil acceso y con escasa información geológica ya que, entre otras ventajas, disminuye el riesgo de trabajar sobre falsas anomalías.

Es de conocimiento también que los sistemas mineralizados de origen hidrotermal desarrollan zonas de alteración que contienen asociaciones minerales originadas por procesos metasomáticos en la roca de caja como consecuencia de la acción de fluidos hidrotermales magmáticos y/o meteóricos. La alteración hidrotermal es una parte integrada en los sistemas mineralizados y su detección temprana mediante técnicas de procesamiento de imágenes satelitales multibanda es muy importante en el contexto de un programa de exploración regional debido a que pueden ser vectores hacia las zonas mineralizadas. Los minerales de alteración de grano fino tales como alunita, caolinita, dickita, pirofilita, zunyita, montmorillonita, illita, sericita, sílice, clorita, carbonatos, etc., tienen rasgos de absorción espectral diagnóstico en la región de las ondas infrarrojas cortas del espectro



electromagnético (entre 1 300 µm y 2 500 µm), en el rango de las bandas TM 5 y 7. Los óxidos de hierro son mejor detectados dentro del espectro visible por las bandas TM 1, 2 y 3 (Loughlin, 1991; Nielsen et al. 1995). En el trabajo con aplicación de estas técnicas de transformación de bandas TM en imágenes de componentes principales permiten delimitar zonas con concentraciones anómalas en minerales de alteración arcillosa y fílica, sílice y óxidos de hierro. Finalmente es necesario realizar controles de campo consistentes en el mapeo de superficie y el estudio de los minerales de alteración mediante espectrometría de ondas infrarrojas cortas.

10.9. MODELOS DE DEPOSITOS Un modelo consiste en el intento de describir y explicar el comportamiento de un proceso natural

en terminos de parámetros medibles en su estado final. En el caso de geología lo que se observa y estudia es el resultado final. Por lo tanto un modelo puede ser visto como una función f (xn), donde xi…xn representan parámetros como temperatura, presión, litología, fuente de agua, permeabilidad, Eh, pH, CO2, SO2, ambiente tectónico, etc. Siendo la cantidad de parámetros involucrados extremadamente grandes y de compleja medición, muchas veces producto de interpretaciones subjetivas, el desarrollo de un modelo geológico de depósito es sujeto a una enorme gama de incertidumbres, sin mencionar la variablidad de los sistemas naturales que hacen de cada caso estudiado un caso particular.

Las variaciones y complicaciones a este modelo por cierto son muchas. El hecho de que estos sistemas están asociados a procesos magmáticos multifacéticos, implica que pueden repetirse varios eventos, uno sobre otro durante toda la vida magmática del sistema intrusivo, por cierto de mucho mayor duración que el caso de un pórfido cuprífero (ej. 10 Ma versus 0.2 a 0.5 Ma, respectivamente). Por otra parte, desarrollo de mega brechas hidrotermales, por ejemplo diatremas en ambiente volcánico, cambian las condiciones de permeabilidad en la zona de transición, sirviendo como canales de permeabilidad a los fluidos hidrotermales y permitiendo un ascenso a niveles más epizonales para desarrollo de alteración y mineralización. Estos son solo algunos ejemplos de casos particulares, pudiendo existir toda una gama de otros casos.

10.10. CARACTERÍSTICAS ESPECTRALES DE LOS MINERALES DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL

La interacción de fluidos hidrotermales formados por proporciones variables de líquidos magmáticos y meteóricos con la roca encajonante genera asociaciones de minerales de alteración dispuestos en diferentes zonas. Esta distribución está controlada principalmente por la temperatura y el pH de los fluidos hidrotermales (Corbett y Leach, 1998). La ocurrencia de minerales oxidados de hierro como hematita, goethita y jarosita es común en estos sistemas. Los minerales con uniones entre cationes y OH-, especialmente Al-OH, Mg-OH y Fe-OH tienen rasgos de absorción característicos en el rango de las ondas infrarrojas cortas entre los 1 300 µm y 2 500 µm (Hauff, 1994), son apropiadas para la detección de asociaciones de minerales de alteración arcillosa y fílica en diferentes ambientes hidrotermales. Por otra parte, los compuestos oxidados de hiero son mejor detectados dentro del espectro visible (400 µm – 700 µm) y presentan máximos de reflectancia espectral en la región correspondiente a la banda TM 3.



10.11. RESUMEN DE ALTERACIONES HIDROTERMALES MÁS COMUNESEn la mayoría de depósitos de origen hidrotermal se sabe hoy en día que los fluidos hidrotermales

participantes son en su mayoría de origen magmático, y que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones termodinámicas de éste. La pregunta obvia entonces es en que momento y por qué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática. A condiciones de alta presión y temperatura, un magma posee una alta solubilidad del agua, solubilidad que decrece con el descenso de temperatura y más fuertemente con el descenso de presión. Magmas máficos poseen mayor solubilidad que magmas félsicos. La pérdida de solubilidad de un magma y la consecuente partición de agua desde la fase magmática es denominada "primera ebullición", fenómeno gradual y de poca injerencia.

Se considera un fluido hidrotermal cuando el agua ya tiene unos 50° C. La alteración hidrotermal ocurre entre los 50 a 500° C. A una T° crítica del H2O (374°C para H2O pura) se habla de fase acuosa. Los minerales que se forman en un ambiente hidrotermal son el resultado de la precipitación de soluciones acuosas calientes.

Existen muchas situaciones dinámicas geológicas por las cuales las aguas frías se calientan: El agua atrapada en poros de acumulación de sedimentos y en capas de minerales

hidratados o hidróxilos comienzan a calentarse en la etapa de enterramiento. El agua subterránea fría puede calentarse en cierta profundidad por la vecindad de un

cuerpo de magma o por el enfriamiento lento de cuerpos magmáticos. Las soluciones hidrotermales también pueden generarse por la deshidratación de

minerales hidratados durante el metamorfismo. En la evolución de la cristalización de un magma se separa una fase acuosa ya que no toda

el H2O toma lugar en la formación de minerales hidratados como anfíbola y mica. Al final de la etapa los fluidos se pueden disipar a través de la roca magmática y localizarse en cavidades.

La fase acuosa que envuelve a los sistemas magmáticos contiene elementos que corrientemente no son aceptados en los minerales magmáticos, estos elementos no compatibles son Ag+, AS3+ , B3+, Ba2+, Be2+, Bi3+, Cu+, Cu2+, Hg2+, Li+, Mo4+, Pb2+, S2-, Sb3+, U4+, W6+, Zn2+ y algunas tierras raras. Estos elementos ya sea por su radio iónico o por su carga no son fácilmente aceptados en minerales tales como cuarzo, feldespatos, biotita, anfíbola, olivino y piroxenos. Por esta razón estos elementos terminan concentrándose en pegmatitas y en soluciones hidrotermales.

Para precipitar sulfuros desde una solución hidrotermal debe estar el azufre presente en la solución. El azufre ocurre en una serie de especies solubles incluyendo S2-, H2S, SO4 2-, y HSO4-.

EL azufre proviene de los magmas y una prueba de que los magmas contienen azufre son las fumarolas asociadas a los volcanes con contenido de azufre nativo en los alrededores de los orificios. La cristalización de sulfuros (calcopirita, bornita, pirita, pirrotina etc) a partir de un magma es una indicación directa del contenido de azufre en él.

Durante una prospección de depósitos minerales metálicos se presentan con frecuencia y en la mayoría de yacimientos metalíferos, los tipos de alteraciones hidrotermales, así como minerales productos de alteración hidrotermal, que se describen someramente a continuación:



10.11.1. Alteración Potásica: Es una alteración de origen hipógeno (hipogénico) y de alta temperatura (600º- 400ºC), que da lugar a la formación de minerales propios de las últimas etapas de la cristalización magmática, como feldespato potásico (ortoclasa = ortosa) y biotita, a expensas de plagioclasa y de piroxeno o anfíbol respectivamente. La relación K+/H+ es alta. A ella se asocia la principal mineralización hipógena de los pórfidos cupríferos. Normalmente está acompañada por el depósito de anhidrita (CaSO4).

10.11.2. Alteración Propilítica: Se caracteriza por minerales como clorita, epidota, albita, calcita y hematita. En los pórfidos cupríferos constituye una alteración contemporánea a la potásica, pero externa al sistema mineralizador, y contiene solamente pirita. En cambio, alberga la mineralización principal en yacimientos cupríferos tipo manto (en especial, en sus facies ricas en clorita albita, con transición a sericita). A mayor temperatura (450º-500ºC) grada a alteración calco-sódica, que acompaña la mineralización principal de los yacimientos ferríferos cretácicos del norte de Chile y sur del Perú.

10.11.3. Albitización: Proceso de alteración hidrotermal que implica un reemplazo del contenido de calcio de la plagioclasa por sodio. Si ese reemplazo ocurre en presencia de Fe, la albita formada puede presentar un color rosado (que puede llevar a confundirla con ortoclasa = ortosa). También se ha encontrado una “albita negra”, resultado de microinclusiones de magnetita. La albitización es un proceso importante de la alteración propilítica.

10.11.4. Silicificación: Alteración hidrotermal consistente en la adición de sílice (SiO2) a una roca. La sílice es un componente común de las soluciones hidrotermales. En su mayor parte se origina en la destrucción total de los silicatos por efecto de la acidez, por ejemplo: MgSiO3 + 2H+ → Mg2+ + H2O + SiO2. La solubilidad de la sílice se facilita si el pH es alcalino: SiO 2 + OH- → HSiO3

-. También se incrementa con la temperatura. El proceso de silicificación de una roca aumenta su dureza y resistencia a los esfuerzos, a diferencia de otras formas de alteración que tienden a debilitarlas.10.11.5. Alteración Argílica: Alteración hidrotermal, que destruye los feldespatos, dando lugar a la formación de caolinita y/o montmorillonita (según la mayor o menor intensidad del metasomatismo de H+). En los pórfidos cupríferos se desarrolla en una etapa hidrotermal tardía y de menor temperatura, junto con el depósito de pirita. También se la denomina alteración argílica intermedia. Los minerales de arcilla se forman también por efecto de la acidez que genera la oxidación de los minerales sulfurados, en especial de la pirita.

10.11.6. Alteración Argílica Avanzada: Es un tipo de alteración hidrotermal propio de niveles cercanos a la superficie o muy tardíos en la evolución de un pórfido cuprífero. Es propia de yacimientos epitermales de alta fugacidad de azufre y de oxígeno. Implica un elevado metasomatismo de H+, que destruye completamente los feldespatos y la sericita, dando lugar a la formación de alunita (sulfato de Al y K), acompañada por caolinita y sílice.



Esta alteración implica especiales riesgos de generación de drenaje ácido, dado que la roca pierde toda posibilidad de neutralizar la acidez (H+) a través de la hidrólisis de sus silicatos. Genera un importante blanqueo de las rocas, lo que facilita la exploración de los depósitos en los que está presente. La alteración argílica avanzada debilita mucho los macizos rocosos, lo cual puede dificultar su explotación, y en algunos casos dificulta las labores de sondeo (sondajes).

10.11.7. Alteración Calco-Sódica: Es la alteración hidrotermal característica de los yacimientos ferríferos del tipo Kiruna o Volcanic Hosted Magnetite. Incluye una fuerte albitización de las rocas presentes en los niveles basales del sistema (muy bien expuesta en el distrito de Great Bear Lake, Canadá), así como clinopiroxeno, actinolita, clorita, escapolita y epidota. En los yacimientos del norte de Chile, el depósito de la magnetita fue acompañado por el de actinolita y apatito, a unos 500º-450ºC de temperatura.

10.11.8. Alteración Fílica: También se denomina alteración cuarzo-sericítica. Es un tipo de alteración hidrotermal moderada, caracterizada por razones Metal/H+ intermedias. En ella los feldespatos se convierten en una variedad fina de muscovita, mientras se libera SiO2 que cristaliza como cuarzo. En los pórfidos cupríferos se desarrolla en una etapa intermedia de su evolución, cuando las aguas meteóricas penetran en el sistema hidrotermal y removilizan parte de su mineralización temprana. Es frecuente que sea acompañada por turmalina fina. En Chuquicamata, la zona fílica se sitúa próxima a la Falla Oeste y está acompañada de mineralización de Cu y Mo importante, pero rica en sulfosales de As-Sb. Es una alteración muy común en yacimientos tipo chimenea de brecha. Su temperatura se sitúa en torno a los 500ºC.

10.11.9. Greissenización: Tipo de alteración neumatolítica-hidrotermal típica de algunos yacimientos asociados a intrusiones graníticas como los de Sn-W. La mineralogía del greissen incluye muscovita, feldespato (de Na o K), cuarzo, topacio, turmalina y fluorita.

10.11.10. Lixiviación: Efecto de disolución ejercido por una solución sobre los materiales a través de los cuales circula. La lixiviación desempeña un papel muy importante en la formación de yacimientos metalíferos. Por ejemplo, los metales contenidos en secuencias sedimentarias pueden ser lixiviados por soluciones salinas durante su diagénesis, y depositados en contextos favorables. Otro tanto hacen las soluciones hidrotermales al atravesar secuencias volcánicas o sedimentarias. También la lixiviación desempeña un papel principal en la formación de sulfuros secundarios y de depósitos exóticos de cobre a expensas del metal lixiviado desde la zona de oxidación. La lixiviación es un proceso fundamental en las operaciones hidrometalúrgicos.

10.11.11. Gossan: Se denomina así a la cubierta oxidada y lixiviada desarrollada sobre un yacimiento sulfurado aflorante meteorizado. El estudio de los minerales oxidados de hierro presentes (goethita, hematita, jarosita) así como el de las celdillas residuales dejadas por la oxidación de los minerales sulfurados, constituyen criterios diagnósticos valiosos en la evaluación preliminar del yacimiento subyacente.



10.12. ALTERACIONES MÁS FRECUENTESA. Alunitas: Grupo de minerales característicos de la alteración argílica avanzada, pero que también pueden tener origen supérgeno (supergénico). La alunita es un sulfato de alumino y potasio [KAl3(SO4)2(OH)6] y el grupo de las alunitas tiene una composición general de AB3(SO4)2(OH)6, donde A puede ser K, Na, Ca, Pb, Ag, o NH4+, y B puede ser Al, Cu o Fe.

B. Sericita: Muscovita, mica blanca en finos cristales que se produce principalmente por alteración de feldespatos. Es un mineral principal de la alteración cuarzo-sericítica de la zona fílica de los pórfidos cupríferos y es especialmente abundante, junto con turmalina en aquellos de tipo chimenea de brecha. Se distingue por el carácter sedoso que presenta la roca alterada (si se la frota con la mano, se observa en ella el brillo de los finos cristales de sericita).

C. Arcillas: Grupo de minerales del grupo composicional de los alumino-silicatos, con estructura de filosilicatos. Generalmente se forman por meteorización o alteración hidrotermal de feldespatos o micas. Las arcillas están constituidas por capas de Si-O con coordinación tetraédrica (T) y capas Al-O con coordinación octaédrica (O). Existen dos tipos principales: el de la caolinita y el de la montmorillonita o esmectita. El primero presenta alternancia de capas T-O, las cuales se atraen fuertemente. En el segundo, se presenta una configuración TOT-TOT, siendo débiles los contactos T-T. Ello conlleva que las esmectitas presenten una gran superficie interna, que les permite intercambiar cationes, así como incorporar moléculas de agua y expandirse. Ambas características pueden tener graves consecuencias, tanto en la lixiviación en pilas de minerales de cobre (que se dificulta mucho por la pérdida de permeabilidad y por la incorporación del cobre a la arcilla), como en la estabilidad de obras de ingeniería (suelos expansivos). Sin embargo, tienen también aplicaciones útiles, como en el caso de los barros (lodos) utilizados en sondajes (sondeos). Las arcillas son importantes minerales industriales y tienen uso diagnóstico en exploración minera.

D. Esmectitas: Arcillas del tipo montmorillonita, en las que dos grupos tetraédricos Si-O rodean a un grupo octaédrico Al-O, repitiéndose indefinidamente esta estructura. Ello implica que dos capas tetraédricas quedan en contacto, generando un enlace débil. En esa posición se producen cambio de bases (por ejemplo de H+ por Mg+ o Mg2+. En la mina Radomiro Tomic (RT; distrito Chuquicamata, norte de Chile), se ha encontrado una esmectita rica en Cu. Aparte de este fenómeno, que puede dificultar la lixiviación en pilas de minerales de cobre, se agrega la incorporación de H2O, que genera una expansión del volumen de la arcilla, lo cual también es causa de problemas (suelos expansivos).

E. Alcalino Térreos: Elementos químicos del Grupo 2A, al que pertenecen Be, Mg, Ca, Sr, Ba y Ra. Su reactividad es menor que la de los elementos del Grupo 1A, pero de todas maneras considerable. Al igual que los elementos del Grupo 1, forma cloruros solubles, y las inclusiones fluidas salinas de los minerales (p.ej. cuarzo, calcita, y otros) pueden contener cloruros de Na, Ca y Mg.



F. Alteración Potásica: Caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita. La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800°C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrante.Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350°-400°C.Feldespato potásico en vetillas en el rango 300°-350°C. Biotita y felsdespato están comunmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.

G. Alteración Propilítica: Caracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita. La alteración propilítica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de una alteración potásica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la zona potásica a actinolita-epidota en la zona propilítica.En zonas más distales se observan asociaciones de epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente más ricas en clorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo (200°-250°C).

H. Alteración Cuarzo-Sericita (Fílica): Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. Ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250°C. A temperaturas más bajas se da illita (200°-250°C) o illita-smectita (100°-200°C). A temperaturas sobre los 450°C, corindón aparece en asociación con sericita y andalusita. En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante Hidrotermalismo y Formación de yacimientos Fuente de Fluidos Hidrotermales.

I. Alteración Argílica Moderada: Caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo. Ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede coexistir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4. La caolinita se forma a temperaturas bajo 300°C, típicamente en el rango<150°-200°C. Sobre los 300°C la fase estable es pirofilita.

J. Alteración Argílica Avanzada: Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy sílica”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita.Ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre 1 y 3.5. A alta temperatura (sobre 350°C) puede ocurrir con andalusita además de cuarzo.Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2.

K. Alteración Calco-silicicatada: Caracterizado por silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita. Caliza: granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota, diopsido, idocrasa, clorita, actinolita. Dolomita: forsterita, serpentinita, talco, tremolita, clorita.

La alteración calco-silicatada ocurre bajo condiciones de pH neutro a alcalino a distintos rangos de temperatura. La asociación zeolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y epidota, seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores



ANEXOS.Abreviaturas

Abreviaturas de los Principales Minerales (INGEMMET, 2008). Abreviaturas de Minerales (Corbett y Leach, 1998).

Cuadros 4.2: Comportamiento típico de elementos mayores durante la Alteración Hidrotermal. 4.5: Alteraciones hidrotermales hipógenas y sus principales ensambles mineralógicos.COLORES UTILIZADOS EN PROSPECCIÓN GEOLÓGICA.

9.1: Colores por edad geocronológica. 9.2: Colores litológicos.

SIMBOLOGÍAS UTILIZADAS EN EXPLORACIÓN MINERA. 9.3: Simbologías de minerales secundarios. 9.4: Simbologías para alteraciones hidrotermales. 9.5: Simbologías para cuantificar el contenido de minerales. 9.6: Simbologías para tipos de roca.

Figuras 6.4: Modelo generalizado de los depósitos de pórfidos de Cu. 6.5: Modelo generalizado de los depósitos de skarn de Cu y Pb-Zn.Tablas 1.2: Minerales Normativos. 1.3: Movilidad relativa de elementos químicos comunes. 4.1: Tipos, Subtipos e Intensidades de Alteración de rocas encajonantes y Metasomatismo. 4.3: Minerales Primarios comunes y sus productos de Alteración Hidrotermal comunes.

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