INTRODUCCIÓN

En la naturaleza la gran mayoría de depósitos 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 huésped.

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 términos de condiciones termodinámicas asociadas como en términos de asociaciones de minerales de alteración y mineralización producto de una interacción agua-roca.

Aspectos fundamentales del hidrotermalismo :

Fuente de fluidos hidrotermales y metales, Alteración hidrotermal, Estabilidad de sulfuros Transporte y precipitación de metales.

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

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 cómo 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 (Fig. 1). 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).

PROCESOS HIDROTERMALES

Nombre dado a cualquiera de Ios procesos asociados a la actividad ígnea que implican agua caliente o sobrecalentada. (Cf. neumatóIisis). El agua, a altas temperaturas, es una sustancia muy activa, capaz de desintegrar los silicatos y de disolver muchas sustancias que normalmente se consideran insolubles. Puede considerarse que los dos tipos principales de actividad hidrotermal son:

1. Procesos de alteración. Comprenden la serpentinización del olivino y de los piroxenos rómbicos, la cloritización de los minerales ferromagnesianos (grupo de la clorita), la saussuritización, la uralitización y la propilitización. La caolinización es el proceso hidrotermal más importante, cuyo resultado es la producción del mineral arcilloso caolín, a partir de los feldespatos existentes en un granito. Una reacción típica puede ser expresada como sigue:

K2O.Al2O3.6SiO2+CO2+2H2O → K2CO3+Al3O2.2SiO2.2H2O+4SiO2

Feldespato (soluble) Caolín Sílice

Esta forma no difiere en nada del ejemplo propuesto para la meteorización química de los feldespatos por procesos subaéreos, pero no cabe duda de que la acción hidrotermal es responsable de algunos de los depósitos de caolín; p. ej., los de Devon y Cornwall.

2. Deposición. Se suele sostener que muchos criaderos son depósitos de soluciones hidrotermales; p. ej., Cu, Pb .y Zn. Estos depósitos pueden rellenar fisuras (veta, yacimiento) o puede sustituir a rocas preexistentes. Se ha objetado que los sulfuros de algunos metales, como los de Cu, Pb y Zn, son tan insolubles en agua que su transporte en disolución es improbable. Sin embargo. no ha sido propuesta ninguna otra alternativa aceptable y parece posible que la presencia de otras sustancias volátiles en asociación con el agua (F, CO2), junto con el conocido incremento en la actividad del agua a altas temperaturas, pueda dar cuenta de la mayor parte de las dificultades suscitadas. La temperatura y la presión de formación de un yacimiento hidrotermal determina la forma y mineralogía del depósito. (hipotermal; mesotermal; epitermal).

Los yacimientos hidrotermales suelen encontrarse en disposición concéntrica alrededor de una masa ígnea, estando los minerales de alta temperatura (hipotermales) más cerca de la roca ígnea, o incluso dentro de ella, mientras que los de baja temperatura (epitermales) se forman a mayor distancia. En el caso de un contacto inclinado de roca ígnea con roca encajante, puede aparecer una disposición zonal en profundidad. Los depósitos hidrotermales tienden a concentrarse en la parte más superior de una masa ígnea, y muchos sistemas de filones están asociados con pequeñas proyecciones (cúpulas) que sobresalen en la superficie superior de estos cuerpos ígneos.

ALTERACION HIDROTERMAL

La alteración hidrotermal es un término general que incluye la respuesta mineralógica, textural y química de las rocas a un cambio ambiental, en térmicos químicos y termales, en la presencia de agua caliente, vapor o gas. La alteración hidrotermal ocurre a través de la transformación de fases minerales, crecimiento de nuevos minerales, disolución de minerales y/o precipitación, 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 él 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. Ej., La asociación mineralógica: cuarzo, albita, feldespato-K, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se ha encontrado en basaltos en Islandia, areniscas en Imperial Valley, riolitas en Nueva Zelanda y andesitas en Indonesia. Esa asociación de minerales de alteración 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 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 = plagioclasa

El 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.

La característica esencial de la alteración hidrotermal es la conversión de un conjunto mineral inicial en una nueva asociación de minerales más estable bajo las condiciones hidrotermales de temperatura, presión y sobre todo de composición de fluidos. La textura original de la roca puede ser modificada ligeramente o completamente obliterada por la alteración hidrotermal.

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.

Factores que controlan a la alteración hidrotermal de las rocas.

a) Temperatura y la diferencia de temperatura (Δtº) 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 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 lejos 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.

Sin embargo, se han propuesto los términos pervasividad para indicar la intensidad de la alteración y extensividad para indicar la distribución espacial de la alteración hidrotermal.

Estos últimos términos fueron propuestos para cuantificar porcentualmente la intensidad y extensión de alteración hidrotermal. Sin embargo, en la práctica nunca se generalizó su uso en tal sentido, pero el término pervasivo se utiliza corrientemente para referirse a que tan penetrativa es la alteración de las rocas. Una alteración pervasiva se refiere a aquella en que una roca está completamente alterada en todo su volumen, en contraposición a alteraciones poco pervasivas donde la alteración se limita a las vecindades de las fracturas por donde circuló el fluido, pero las partes masivas de las rocas están inalteradas. Productos típicos de reemplazo por alteración

Aunque 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:

Procesos debidos a la alteración hidrotermal

Depositación directa: muchos minerales se depositan directamente a partir de soluciones hidrotermales. Para poder hacerlo es obvio que la roca debe tener pasajes para que el fluido pueda moverse dentro de ellas. Ej. diaclasas, fallas, fracturas hidráulicas, discordancias, zonas brechosas, huecos, poros y fisuras.

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, pirrotina, hematita, wairakita, fluorita, laumontita, mordenita, prehnita y epidota que deben haberse depositado directamente de un fluido hidrotermal.

Reemplazo: Muchos minerales de las rocas son inestables en un ambiente hidrotermal y estos tienden a ser reemplazados por nuevos minerales que son estables o al menos metaestables en las nuevas condiciones. La velocidad del reemplazo es muy variable y depende de la permeabilidad de la roca.

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. 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 porosa 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 componentes 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). 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, a saber:

Ganancia o pérdida de

Hidratación / deshidratación H2OCarbonatación / 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 procesos en un sentido y el parámetro controlador es la solubilidad.

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.

El comportamiento típico de los elementos mayores durante la alteración hidrotermal en rocas volcánicas reaccionando con un fluido caliente son los siguientes:

Clasificación de Alteración Hidrotermal

La 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 ahí derivan denominaciones como:

Denominación Presencia dominante de

Silicificación sílice o cuarzoSericitización sericitaArgilización minerales de arcillaCloritización cloritaEpidotización epidotaActinolitización actinolitaEtc.

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.

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 portásico o metasomatísmo de flúor. 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 clasifica las alteraciones hidrotermales por la asociación de minerales 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 asociación de minerales correcta. Por otra parte, existe una variedad de términos para designar tipos de alteración basados en este criterio que han usado diferentes autores. Ej. alteración argílica intermedia y avanzada, propilítica, biotita-ortoclasa.

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 originalemente propuesto por Burnham (1962) para incluir alteraciones que produzcan filisilicatos, tanto alteraciones sericíticas, como biotíticas. Sin embargo, Lowell y Gilbert (1970) y otros autores en adelante han usado el término alteración fílica a rocas con alteración serícítica o cuarzo-sericítica.

YACIMIENTOS HIDROTERMALES

A medida que Un magma se solidifica se van formando los minerales propios de las rocas ígneas (silicatos y óxidos) mientras las fases liquida y gaseosa de la mezcla se van enriqueciendo en agua con ciertos elementos y sustancias en solución (F, Cl, B, CO2, S, Fe, Cu, Pb, Zn, Au, Ag, Sb, Ba, Ca, etc.

Estas fases son expulsadas del magma, principalmente durante su solidificación, a temperaturas de 400 a 800ºC y a considerable presión, produciendo efectos de metasomatismo y relleno en las rocas de caja.

El agua expulsada de su fuente magmática se desplaza, lateral o verticalmente, para llegar finalmente a la superficie donde aflora como fuente o manantial de agua termal.

Desde la profundidad magmática hasta la superficie el agua pierde temperatura y presión, perdiendo en consecuencia La mayor parte de su poder disolvente. Por ello, casi todas las sustancias disueltas en el agua precipitan “en el camino” originando concentraciones o depósitos minerales.

Los conductos por los cuales el agua se moviliza son, fundamentalmente, fallas y diaclasas, aunque localmente pueden tener importancia otros espacios abiertos como vesículas de lava, intersticios de sedimentos, cuevas de disolución y brechas de colapso y de explosión.

Las fallas y diaclasas no solamente sirven como conductos sino que, a medida que transcurre el proceso, se van rellenando con las sustancias que precipitan. Podría compararse este relleno con la forma como se deposita el sarro en una cañería, desde las paredes hacia el centro, hasta a obstrucción total.Los depósitos minerales que se producen por este mecanismo de relleno tienen la forma dcl conducto y, como la mayoría de los conductos son fallas y diaclasas, las formas más comunes son las vetas (cuerpos groseramente tabulares).

En ciertas condiciones, y en especial cerca de la fuente magmática, las aguas calientes también pueden atacar a las rocas de caja, produciendo alteración, disolución y precipitación de nuevas sustancias en lugar de las disueltas (metasomatismo).

Cuando la mineralización ocurre en el inmediato contacto con la masa magmática. La concentración resultante se llama yacimiento "metasomático de contacto" o "piro- metasomático".

Si la mineralización se produce fuera de a zona de contacto, a medida que aumenta la distancia y disminuye la temperatura, los yacimientos resultantes se llaman "hipotermales", cuando se forman a más de 300'C, mesotermales, cuando lo hacen entre 150 y 300ºC, y epitermales a menor temperatura.

Dejando de lado, por el momento, la influencia de presión, puede decirse, de manera general, que cada mineral tiene un determinado rango de temperaturas de formación dentro del cual se produce su precipitación. Por eso, el hidrotermalismo tiene a particularidad de presentar una “Zonación”, es decir una distribución en zonas con distintas mineralizaciones de acuerdo a la temperatura. Por ejemplo: (Fig.: 1)

Este ordenamiento se cumple en muchos casos pero no agota las posibilidades ni representa un esquema rígido. Más aún, si se agrega la influencia de la presión, la re-actividad de las cajas y la repetición de los aportes de agua, el cuadro general del hidrotermalismo se complica de tal manera que pueden darse mezclas que no guarden relación con las temperaturas de precipitación.Los procesos hidrotermales han dado lugar a una gran cantidad de yacimientos de variados minerales. En Argentina, los grandes yacimientos de cobre diseminado Pachón y Alumbrera, todos los de plata, plomo, zinc, fluorita, estaño, wolframio, antimonio, bismuto, y gran parte de los de oro y baritina son yacimientos de ese origen.

Hidrotermalismo submarino

En ciertas zonas de separación de placas corticales, como ocurre actualmente en el mar Rojo, junto con los fenómenos volcánicos submarinos, se produce la salida de aguas calientes del mismo tipo de las descriptas. Las sustancias disueltas precipitan en el fondo del mar, originando depósitos estratificados de los cuales los más interesantes son los de “sulfuros masivos”, compuestos por una gran cantidad de pirita o pirrotina, con pequeñas proporciones de galena, blenda, calcopirita, plata y oro.

Principios de los yacimientos hidrotermales.

Los geólogos atribuyen a los procesos hidrotermales la gran variedad de depósitos minerales metálicos que proporcionan la mayoría de nuestros útiles metales y minerales. De dichos depósitos se obtienen la mayor parte del oro, plata, cobre, plomo y zinc, mercurio, antimonio y molibdeno, la mayoría de los metales menores y muchos minerales no metálicos. Por consiguiente, estos depósitos han sido explotados, investigados y estudiados mucho más que los de ningún otro grupo. Ellos han dado origen a muchos de los grandes distritos mineros del mundo; la ciencia de la minería surgió de ellos.Factores esenciales para la formación de depósitos hidrotermales son:

Disponibilidad de soluciones mineralizadoras susceptibles de disolver y transportar materia mineral

Presencia de aberturas en las rocas las cuales puedan canalizarse las soluciones

Presencia de lugares emplazamiento para la deposición del contenido mineral

Reacción química cuyo resultado sea la deposición Suficiente concentración de materia mineral depositada para llegar a

constituir depósitos explotatables.

Carácter de las soluciones

La naturaleza de las soluciones hidrotermales debe interpretarse por deducción y por analogía con ciertos tipos de manantiales termales. Su acción es visible sólo en la forma de depósitos minerales o como una alteración de la pared rocosa. Como implica la palabra hidrotermal, son aguas calientes cuya temperatura oscila probablemente entre los 500ºC y 50ºC. Las de temperatura elevada están también a presión elevada

En un filón epitermal, la zona alterada visible es generalmente estrecha, y la alteración se descubre difícilmente, pero en uno mesotermal la zona será probablemente ancha e intensa, y se confundirá gradualmente con la roca nueva partiendo de la veta. En condiciones hipotermales, pueden formarse en las paredes rocosas minerales de alta temperatura tales como la turmalina, topacio, piroxenos y anfíboles.

Para que se forme un yacimiento mineral debe existir:

La fuente de los metales Transporte o migración Entrampamiento Preservación.

DEPOSITOS HIDROTERMALES

Los depósitos hidrotermales se pueden describir en términos de la profundidad y la temperatura de formación en:

Hipotermales Mesotermales Epitermales

Depósitos hipotermales son los que se forman en profundidad, a temperaturas de entre 300 y 500 °C. Los minerales de mena que comunmente se encuentran en depósitos hipotermales son oro, wolframita, schelita, pirrotina, pentlandita, pirita, arsenopirita, calcopirita, esfalerita, galena casiterita, bismutinita, uraninita y arseniuros de cobalto y níquel. Debido a que estos se forman a gran profundidad deben ser expuestos en la superficie sólo a través de profunda erosión. Ej. Distrito Broken Hill en Australia (Pb, Zn, Ag).

Los depósitos mesotermales son los que se forman a temperaturas de entre 200 y 300°C y a profundidades menores a 2 km (1 y 2 Km). Estos depósitos toman diversas formas entre las que incluyen vetas, menas diseminadas, pipas y masas de reemplazo irregular.

Las menas más abundantes encontradas son cobre, plomo, zinc, plata y oro con gangas de cuarzo, pirita, y minerales de carbonatos.

Existe una extensiva variedad de depósitos mesotermales por lo que es difícil caracterizarlos con un ejemplo simple pero un depósito típico es el de los pórfidos en zonas de subducción.

Los fluidos reaccionan con los cristales formados y causan una alteración extensa (Ej: Alteración potásica (feldespato K, biotita, cuarzo), alteración fílica (cuarzo + sericita), alteración propilítica: calcita + epidota + clorita. La circulación de aguas subterráneas en profundidad es modificada por la cercanía del cuerpo intrusivo.

Ej. Chuquicamata y otros pórfidos chilenos, Además de Bringham Canyon, Utah; Cerro Colorado, Canadá.

También en pórfidos ocurre el molibdeno y puede estar como mena secundaria de pórfidos de cobre.

Los depósitos epitermales se forman a profundidades menores de 1 Km, temperaturas entre 50 y 200 ° C y estos son característicos de regiones de actividad ígnea reciente donde la erosión no los ha removido. Los depósitos son en general en forma de vetas, fisuras irregulares o pipas de brechas.

Los depósitos epitermales incluyen sulfosales de plata, teluluros de plata y oro, estibnita, cinabrio y cobre nativo. La alteración de las rocas de caja son a menudo extensivas e incluyen muscovita, clorita, alunita, ceolitas, adularia, silice y pirita.

Ej. Goldfield, Nevada, Cripple Greek, Colorado; El Indio y Pascua, IV Región, Chile.

Muchos depósitos de sulfuros masivos también son causa de mineralización hidrotermal. Estos son cuerpos lenticulares extensos de sulfuros inter estratificados entre rocas volcánicas marinas. El origen parece ser la acumulación de barros ricos en metales o cerca de “hot springs” submarinos donde aguas meteóricas circulantes fueron exaladas entre periódos de actividad volcánica.

Localización de la mineralización hidrotermal.

La causa de la localización de los yacimientos hidrotermales tiene, a la vez, interés científico e importancia práctica. Naturalmente, varía en cada distrito, y puede ser debida a uno o más factores que hayan actuado conjuntamente. Las más de las veces dependen del carácter químico y físico de la roca huésped, de los rasgos estructurales, de la intrusión, de la profundidad de la formación, de los cambios que experimenten las aberturas de las rocas o de una combinación de todos estos factores. En algunos casos se ve claramente definida la causa de la localización; en otros, es enigma.

Intrusiones. - Como la mayoría de soluciones hidrotermales son de procedencia magmática, la situación de la intrusión madre puede determinar la localización del mineral. Las cúpulas o las apófisis en las intrusiones pueden localizar el mineral en sus proximidades; los volcanes pueden hacer lo mismo

Carácter de la roca huésped.- Los depósitos hidrotermales pueden formarse en cualquier clase de roca huésped, pero algunas de ellas influyen en la deposición más que otras. En el caso de depósitos de relleno de cavidades, la localización de la abertura, más que el carácter de la roca contenedora, es lo que localiza el mineral, si bien la naturaleza física y química de la roca huésped puede determinar el emplazamiento y forma de la cavidad. Por ejemplo, las rocas quebradizas se desmenuzan más fácilmente que las no quebradizas, y por consiguiente localizan las fracturas y brechas; las rocas carbonatadas permiten la formación de aberturas para la solución. Prescindiendo de que una roca pueda ser químicamente favorable, la deposición de mineral no puede producirse a menos que existan aberturas en la roca que ofrezcan emplazamientos para el relleno de cavidades o que permitan la entrada de soluciones para la substitución. Es necesaria la permeabilidad, y ésta le puede proporcionar el espacio poroso originario, la fusibilidad, los planos de exfoliación de los minerales, las brechas, las junturas, las pequeñas fracturas y otros factores. La influencia de la roca huésped en la localización del mineral puede ser, por lo tanto, química o física, o ambas cosas a la vez. También la superficie específica es un factor importante.

Rasgos estructurales. - Los rasgos estructurales son importantes localiza-dores de depósitos hidrotermales. Las fisuras sirven por, sí solas como emplazamientos, así como de conductos para el desplazamiento de los fluidos minerales hasta las rocas susceptibles de substitución. La intersección de fisuras con rocas favorables se utiliza en la búsqueda de depósitos de substitución. Ambas son necesarias. Puede existir una caliza favorable a la substitución, pero no podrá producirse substitución alguna en ella si las soluciones no pueden llegar a la misma, y al revés: puede existir un excelente conducto de fisura, pero si sus paredes son desfavorables, no se producirá ninguna substitución. Es necesaria la coincidencia de ambas cosas. Así, en muchos distritos mineros, hasta las más pequeñas fisuras son seguidas con taladros hasta llegar a capas favorables ya conocidas, con la esperanza de descubrir depósitos explotables en tales emplazamientos.Las fisuras múltiples y las zonas de cizallamiento localizan los depósitos minerales de un modo parecido a las fisuras.

Las intersecciones fisurales son emplazamientos particularmente favorables a la deposición de mineral. Los plegamientos juntos e inclinados y os plegamientos de arrastre fueron importantes localizadores para depósitos de substitución. Las brechas son emplazamientos muy favorables, tanto para los depósitos de relleno de cavidades como para los de substitución. Los rasgos debidos a sedimentación, como planos de estratificación, laminación o capas permeables continuas, irregularidades del terreno o capas impermeables superyacentes, pueden influir en la localización de depósitos, proporcionando conductos para las soluciones mineralizadoras.

Meyer y Hemley (1967) clasificaron la alteración hidrotermal en los tipos: propilítica, argílica intermedia, argílica avanzada, sericítica y potásica.

Propilítica: Presencia de epidota y/o clorita y ausencia de un apreciable metasomatismo catiónico o lixiviación de alcalis o tierras alcalinas; H2O, CO2 y S pueden agregarse a la roca y comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. 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.

Argílica Intermedia: Importantes cantidades de caolinita, montmorillonita, smectita o arcillas amorfas, principalmente reemplazando a plagioclasas; puede haber sericita acompañando a las arcillas; el feldespato potásico de las rocas puede estar fresco o también argilizado. 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.

Sericítica o cuarzo-sericítica: Ambos feldespatos (plagioclasas y feldespato potásico) transformados a sericita y cuarzo, con cantidades menores de caolinita. Normalmente los minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración.

Argílica avanzada: gran parte de los minerales de las rocas transformados a dickita, caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo. Este tipo de alteración

representa un ataque hidrolítico extremo de las rocas en que incluso se rompen los fuertes enlaces del aluminio en los silicatos originando sulfato de Al (alunita) y óxidos de Al (diásporo). En casos extremos la roca puede ser transformada a una masa de sílice oquerosa residual (“vuggy silica” en inglés).

Potásica: Alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita. Esta alteración corresponde a un intercambio catiónico (cambio de base) con la adición de K a las rocas. A diferencia de las anteriores este tipo de alteración no implica hidrólisis y ocurre en condiciones de pH neutro o alcalino a altas temperaturas (principalmente en el rango 350°-550°C. Por esta razón, frecuentemente se refiere a la alteración potásica como tardimagmática y se presenta en la porción central o núcleo de zonas alteradas ligadas al emplazamiento de plutones intrusivos.

Corbett y Leach (1998) publicaron un diagrama de clasificación de tipo de alteración hidrotermal en que se incluyen los principales tipos clásicos de tipos de alteración ordenados en función del pH del fluido y de la temperatura. Estos autores separaron además grupos caracterizados por ciertos minerales a saber:

Grupo de la Sílice: estos son los únicos minerales estables en forma significativa en fluidos de pH bajo (<pH 2; Stoffregen, 1987).

Sílice opalina, cristobalita y tridimita ocurren en ambiente superficial de un sistema hidrotermal. Típicamente a tº<100ºC.

Cuarzo es el mineral principal a mayores temperaturas.

A pH más altos se forma sílice amorfa a tº<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

Grupo de la Alunita: Un fluido con un pH ligeramente superior a 2, forma alunita en un amplio rango de tº (Stoffregen, 1987). Esta se presenta con andalusita a altas tº (típicamente >350º-400º) y con corindón a temperaturas aún mayores (>400-450ºC).

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.

Alunita calentada por vapor (“steam-heated”) 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.

Alunita supergena: 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 supergenos como hematita y jarosita).

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.

Alunita de veta/brecha magmática: la alunita se presenta en vetas y brechas que se ha inferido que se han 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.

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 supergena, aunque hay evidencias que se forma en condiciones hidrotermales de muy baja tº. En los sistemas geotermales filipinos se ha identificado una zonación de caolín hidrotermal. La caolinita se forma a profundidades someras en condiciones de baja tº (<150-200ºC), y 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 este se forma a expensas de pirofilita por la reacción:

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

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/tº del grupo de la illita están bien documentadas tanto de cuencas sedimentarias como de campos geotermales activos. A baja tº se presenta smectita (<100-150º), illita-smectita interlaminada a alrededor de 100- 200ºC, illita a aprox. 200-250ºC, y muscovita >250ºC. La sericita es una muscovita de grano fino que puede contener alguna illita y es transicional entre la illita y muscovita bien cristalizada.

El contenido de smectita dentro de las arcillas interlaminadas de illita-smectita decrece progresivamente al aumentar la temperatura sobre el rango 100-200ºC. La cristalinidad de la illita y sericita aumentan con el aumento de la tº y pueden monitorearse con análisis de XRD. Los cambios de cristalinidad de la muscovita también pueden ser monitoreados con XRD; al aumentar la tº hay un cambio progresivo desde una mica 1M desordenada a una muscovita bien cristalizada 2M. En algunos sistemas se presenta 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.

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 tº gradando a clorita a mayor tº.

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 (princ. Actinolita) se desarrollan progresivamente a mayores temperaturas. Las zeolitas son particularmente sensitivas a la tº. Zeolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan en condiciones frías (150-200ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita (150- 200ºC) 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.

La 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 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- ankeritakutnahorita- 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 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 aNa+/aK+ y feldespato potásico a bajas razones aNa+/aK+. Adularia se presenta como especie de feldespato secundario de baja tº en sistemas epitermales, mientras la ortoclasa en alta tº 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 sulfatos se encuentran en amplios rangos de tº 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 tº >100-150ºC, y el yeso en ambientes más fríos. La jarosita es común como mineral supergeno, pero también se presenta en ambientes ácidos someros en sistemas geotérmicos activos.