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ALTERACION HIDROTERMAL Autor : Franco Pirajno Traducido por : Alberto Aranda Vercelli.

Introducción.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 constituyen 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), Henley 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 250 a 280°c, similares ensambles mineralógicos (Cuarzo-Albita-FPKs-Epidota-Illita-Calcita-Pirita), son formados en los basaltos, areniscas, riolitas y andesitas. Otros autores, sin embargo, dan énfasis al rol fundamental jugado por la naturaleza y composición de la roca caja en los procesos de alteración hidrotermal, particularmente en los sistemas porfiríticos. La acción de los fluidos hidrotermales sobre la roca caja es por infiltración y/o difusión de elementos químicos (Rose y Burt 1979). La circulación hidrotermal y la alteración relacionada, generalmente envuelve grandes cantidades de fluidos que pasan a través de un volumen de roca, especialmente si tiene una considerable permeabilidad en forma de fracturas o espacios porosos conectados. Pequeñas cantidades de fluidos tienen menos o insignificantes efectos, como ocurre en los sistemas hidrotermales metamórficos, donde la cantidad de fluidos en relación con la roca, donde por ejemplo el ratio entre agua/roca (w/r) es pequeña y los depósitos minerales resultantes son pequeños, con una mínima alteración en la roca caja. La interacción entre el agua y la roca así como la intensidad de alteración es, entre otros, una función del ratio agua/roca. Este ratio es un parámetro importante porque ello afecta el grado de intercambio con la roca caja. En los sistemas hidrotermales el ratio entre agua/roca, tiene un rango entre 0.1 a 4, con un bajo límite obtenido cuando toda el agua libre es absorbida por los minerales hidratados (Henley ad Ellis 1983). El intercambio de los isótopos de oxigeno durante la interacción agua/roca permite poder calcular el radio w/r, lo que fue discutido por Taylor (1974) para varias rocas graníticas con circulación de aguas meteóricas las mismas que circulaban dentro de un gran volumen de rocas. Cuando el ratio w/r de este volumen es calculado entre 0.1 a 3.0, Henley and Ellis (1983) reportan valores de 0.7 a

2.0 w/r para los campos geotermales de Nueva Zelandia.

Metasomatismo del Ion Hidrogeno e Intercambio de Base Hidrólisis e hidratación son términos definidos en el contexto de los procesos de alteración hidrotermal. Hidrólisis o metasomatismo del Ion Hidrogeno es un importante fenómeno que involucra la descomposición ionica del agua como H+ y OH-. En la alteración hidrotermal el H+ (ó OH-) es consumido durante la reacción de los minerales silicatados con cambios en el ratio H+ / OH-. El origen de los iones de H+ puede estar en las reacciones subsólidas durante el metasomatismo alcalino, agua o ácidos en la solución hidrotermal. La conversión de silicatos anhidros a hidratados (como las micas y arcillas) es una reacción que consume H+ y pone en libertad iones metálicos en el interior de la solución. Este cambio afecta el pH de la solución y puede así, disolver o conservar los cationes en solución. Esto está relacionado a la disociación de complejos conteniendo H+, el grado de asociación de componentes como el NaCl y consecuentemente la formación de cloruros complejos y la solubilidad de los elementos metálicos (Guilbert and Park 1986). Un típico ejemplo del metasomatismo del Ion Hidrogeno o descomposición hidrolítica del feldespato, está dado por: 1.5 KAlSi3O8 + H2O = 0.5 KAl3Si3O10(OH)2 + K+ + 3SiO2 + OH-; Feldespato K Mica-K Cuarzo H+ + OH- = H2O La suma de la primera y segunda reacción dan por resultado: 1.5 KAlSi3O8 + H2O = 0.5 KAl3Si3O10(OH)2 + K+ + 3SiO2 Como puede verse en la reacción, se tiene que K+ es liberado y H+ es consumido. La hidratación transfiere agua molecular de la solución al mineral y a menudo acompaña a la hidrólisis. Un típico ejemplo es la conversión de olivino a serpentina, de acuerdo a : 2 Mg2SiO4 + H2O + 2H+ = Mg3Si2O3(OH)4 + Mg2+ Olivino Serpentina La reacción donde un cation es reemplazado por otro en un mineral es llamada cambio de base, como por ejemplo en la conversión de microclina a albita, donde el Na reemplaza al K con la siguiente reacción: KalSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+ Microclina Albita En suma, en el metasomatismo del Ion hidrogeno, la hidratación y el cambio de base controlan la estabilidad de los minerales silicatados, el pH de la solución y la transferencia de cationes en la solución. Ellos son responsables de los ensambles mineralógicos en las alteraciones propilítica, argílica, sericítica o fílica y potásica; con sus típicos ensambles mineralógicos en los depósitos hidrotermales. En las áreas de una intensa descomposición hidrolítica o metasomatismo del Ion Hidrogeno, de silicatos, están generalmente rodeados por una alteración propilítica donde los fenómenos de hidratación (adición de agua y CO2) son dominantes.

Proceso Químico relacionado con el Metasomatismo del Ion Hidrogeno El metasomatismo del Ion Hidrogeno y la reacción de intercambio de base es considerado para 1) rocas con feldespatos dominantes; 2) rocas de composición máfica y 3) rocas ricas en calcio y carbonatos.

Reacciones en feldespatos y Mica-K Las reacciones que ocurren en los feldespatos durante el metasomatismo del Ion Hidrogeno son detalladas por Hamley y Jones (1964) en sus estudios experimentales con soluciones clorhídricas acuosas. Las reacciones experimentales determinadas para los sistemas que contienen K y Na de Hamley y Jones (1964) son consideradas a continuación: a) Sistemas K2O-Al2O3-SiO2-H2O La formación de sericita, por ejemplo, puede ser expresada de la siguiente manera: 3KAlSi3O8 + 2H+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 2K+ + 6SiO2 Microclina Mica – K Cuarzo 0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5Na+ + 0.75Ca2 + 3SiO2 Andesina Sericita Otras reacciones son: KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 1.5H2O = 1.5Al2Si2O5(OH)4 + K+; K – Mica Kaolinita KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5Al2Si4O10(OH)2 + K+ K – Mica Pirofilita

Curvas experimentales de equilibrio para un sistema como el mostrado en la fig. 4.I.a, en el cual se observa la evolución de la kaolinita es favorecida por la baja temperatura y un cation de bajo radio (cation/H+). b) Sistema Na2O-Al2O3-SiO2-H2O: 1.5NaAlSi3O8 + H+ = 0.5NaAl3Si3O10(OH)2 + 3SiO2 + Na+ Albita Paragonita NaAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5Al2Si4O10 + Na+ Paragonita Cuarzo Pirofilita 1.17NaAlSi3O8 + H+ = 0.5Na.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+ Albita Na - Montmorillonita 3Na.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5H2O = 3.5Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+ Na - Montmorillonita Kaolinita

Las curvas experimentales corresponden a las reacciones mostradas en la figura 4.1.b, Todas esas reacciones consumen H+ y liberan cationes como el Na+ y K+, como también otros elementos metálicos pueden ser sustituidos en las redes por ellos por los silicatos de alteración. Esas reacciones son sensitivas a los cambios de presión y temperatura en los radios de los componentes activos, como se puede observar en la figura 4.1.a, b. Los sistemas combinados ilustran la estabilidad de las relaciones minerales en el sistema K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O como se muestra en la figura 4.1.c donde los límites de ambos representan los cambios del metasomatismo del ion hidrogeno y reacciones de cambios de base, como por ejemplo en el límite albitamuscovita, donde: 3NaAlSi3O8 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 3Na+ Albita Muscovita

Las normas de alteración de rocas contienen feldespato dominante y alto cuarzo se observa en la fig. 4.2. La silica derivada de los silicatos por el metasomatismo del hidrógeno no cristalizan en la zona de alteración, pero se difunden a través de los canales, donde parte de ella puede quedar como remanente en la zona de desarrollo de la sericita c) Sistema : K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O Los trabajos de Hemley y Jones, no incluyen sistemas conteniendo sulfuros; en ellos, la oxidación del H2S se dirige a la formación del ácido sulfúrico (H2SO4), donde actúa como un poderoso agente de lixiviación activo en bajas temperaturas en un ambiente volcánico a subvolcánico, como el incluido en el croquis del capitulo 3. La lixiviación ácida es responsable de la alteración argílica comúnmente vista en los depósitos minerales epitermales y muchos sistemas porfiríticos.

Hemley et al, (1969) realizó estudios experimentales en un sistema de cinco componentes, incluyendo las relaciones de estabilidad del feldespato potásico, muscovita, kaolinita y alunita en función de la actividad del H2SO4 y K2SO4. La alunita es un mineral clave en el sistema considerado, siendo así un importante componente común buscado en los depósitos epitermales de Oro y Plata ricos en sulfuros. La alunita es en consecuencia comúnmente buscado como mineral asociado a los depósitos Hot Springs, lagunares y de fumarolas en terrenos volcánicos, donde se forman venas, cuerpos lenticulares y masas de rocas casi completamente reemplazado por ellos. Un ejemplo espectacular de la formación de alunita puede ser visto en los campos de Phlegrean (Phlegrean fields), cerca de Naples y en La Tolfa al norte de Roma (Italia). La alunita es generalmente asociada con el opalo, kaolinita, dickita, sericita, pirofilita y diáspora. Porque en una intensa lixiviación, asociada con la presencia de alunita, la zona de lixiviación es típicamente porosa y silicosa. Esta sílice sin embargo, es residual y no debe ser confundida con el material Sinter (sección 3.4.2). Las reacciones relacionadas a Hemley et al; en sus trabajos experimentales son: KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO42- = KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2; Mica – K Alunita 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K + 6H+ + 4SO42- = 2KAl3(SO4)2(OH)6 + 6SiO2 + 3H2O Kaolinita Alunita 2KAl3Si3O10(OH)2 + 2H+ + 3H2O = 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ Mica – K Kaolinita La estabilidad relacionada con las reacciones es mostrada en la fig. 4.3. En ellas

podemos ver que el feldespato potásico-muscovita-alunita, tiene puntos invariables por su alto contenido de potasio y por consiguiente solo raramente ocurren en los sistemas naturales (Hemley et al. 1969). La alunita es buscada como un factor típico en rocas que han sido sujetas a un extenso metasomatismo del ion hidrógeno, donde la destrucción de cada feldespato es seguida por la formación de mica–K, minerales de arcillas y pirofilita. La reacción que envuelve al feldespato-K es : 3KAlSi3O8 + 6H+ + 2SO42- = KAl3(SO4)2(OH)6 + 2K+ + 9SiO2

Reacciones en Silicatos de Fe-Mg y Alumino-Silicatos. La actividad hidrotermal en un ambiente de piso submarino involucra la penetración de agua de mar a través de las fracturas de la costra oceánica. Esta agua se torna caliente, produciendo una serie de reacciones que envuelven al metasomatismo de hidrógeno, causando que los fluidos avancen progresivamente, reducido y enriquecido por los metales removidos de la roca. Estos metales ingresan generalmente como una solución de complejos clorurados. La permeabilidad de la costra oceánica facilita la penetración de agua de mar en vastas áreas, tal que, aparte del actual sistema de mineralización de reacción de baja intensidad (especialmente hidratación) resulta en un progresivo metamorfismo del piso oceánico (Spooner and Fyfe 1973), fluctuando de zeolitas a un ensamble de facies esquistos verdes conteniendo cloritas, smectitas, actinolita, serpentina, etc. En el interior de esta zona de metamorfismo está superpuesta la alteración hidrotermal sensu strictu, o sistema metamorfico geotermal de Spooner y Fife, el cual es parte de una porción de la mineralización. La solución metalífera es descargada sobre el piso oceánico en fracturas continuas y venas. En esta vía, cuerpos de sulfuros masivos y diseminados son formados siguiendo las fracturas de las rocas de la costra oceánica, donde variadas reacciones tienen lugar, o en espacios cerrados donde la interfase agua marina - roca, produzca otras variadas reacciones, depositando en adición a los sulfuros, óxidos de Fe y Mn en respuesta al contacto de los fluidos hidrotermales con aguas de mar oxigenadas y frías. Este es el caso de las salmueras como las del Mar Rojo donde la precipitación de sulfuros dominantes, ocurre

parcialmente causada por la deficiencia en oxigeno en la depresión del piso marino (Bonatti 1978), y parcialmente por el contraste de densidad entre la salmuera sulfurosa y el agua de mar. Un esquema de las reacciones hidrotermales en el ambiente del piso submarino y sus productos es ilustrado en la fig. 4.4, tomado de un excelente artículo en American Scientific por Edmond and Von Damm (1983). En esta figura el agua marina contiene los iones indicados en el punto 1, penetrando la costra oceánica para formar los sulfatos (CaSO4) en el punto 2. Luego en el punto 3, algunos kilómetros bajo el piso marino, ocurren reacciones con las rocas máficas calientes. Esto implica una adición de Mg a las rocas máficas y la hidratación forma minerales de serpentina. En el curso de estas reacciones H+ es producido y el metasomatismo del ion hidrógeno de las rocas basálticas ahora toma lugar, en cada H+ desplazado los cationes (Fe2+, Mn2+, Cu2+, Zn2+ etc.), desde las rocas formadoras de minerales de Fe, Mg y alumino-silicatos, con el consiguiente cambio a cloritas, minerales de los grupos de arcillas y zeolitas. El agua marina en el esquema de Edmond an Von Damm, está inicialmente como una solución electrolítica oxigenada conteniendo los aniones de Cl, Br, CO32, SO42 etc. Durante el descenso se torna más y más reductora y reacciona con la roca formadora de silicatos. Una típica reacción es : HFe2SiO4 + 2SO42 + 4H+ = 7Fe3O4 + FeS2 + HSiO2 + 2H2O; Fayalita Magnetita Pirita 2Fe2SiO4 + 3H2O = Fe3Si2O6(OH)4 + Fe2+ + OH + H+ Serpentina o talco Otras reacciones entre el ion H+, SO42 y silicatos de Fe productores de pirita y magnetita (punto 4) y soluciones subsecuentemente desarrolladas, calientes, ácidas y conteniendo metales (punto 5). La solución así formada, se levanta hacia el piso marino, donde sale al encuentro de aguas marinas frías y oxigenadas, ocurriendo la precipitación de sulfuros y sulfatos, con la formación de la llamada chimenea (Chimneys) (punto 7). Algunos de los sulfuros de Fe, son portadores que ascienden como humo negro (black smoke), haciendo que los remanentes de Mn2+ y Fe2+ en solución, se tornen oxidantes y precipiten lateralmente lejos de la fumarola, formando eventualmente sedimentos metalíferos. REACCIONES EN AMBIENTES RICOS EN CALCIO. El metasomatismo del ion hidrógeno de rocas carbonatadas puede ser expresado por la siguiente reacción: CaCO3 + 2H+ = Ca2+ + CO2 + H2O En presencia de sílice : 2CaCO3 + SiO2 + 4H+ = 2Ca2+ + 2CO2 + SiO2 + 2H2O En sistemas donde el CO2 está presente, el ácido carbónico es formado (H2CO3) y la disociación de los silicatos por hidrólisis, forma arcillas (Kaolinita) y libera sílice y iones metálicos (Na+, K+, Ca2+, etc.) 4.3 ESTILOS Y TIPOS DE ALTERACION HIDROTERMAL.

Los términos usados para describir y clasificar las alteraciones hidrotermales pueden ser expresadas en función de: el reconocimiento del (los) ensamble(s) mineralógico(s); y los cambios químicos. Los cambios químicos indican la química de los fluidos envueltos en el proceso de alteración incluyendo el metasomatismo del ion hidrógeno, metasomatismo alcalino y el metasomatismo de Boro y Fluor, etc. En adición a lo anteriormente dicho, los estilos de alteración adquiridos dentro, consideran la intensidad, forma y características del fenómeno. Los términos como débil, moderado, fuerte, penetrante, extenso, no penetrante, son bien conocidos y frecuentemente usados. Estos términos generalmente usados se refieren al estado de conservación de la roca original, ahora lejos de un proceso de alteración avanzado, ambos en escala de un simple mineral o a escala regional. Guilbert y Park (1986) proponen usar los siguientes símbolos para caracterizar los tipos de alteración :

Un método empírico es usado por Moore y Nash (1974), para determinar la alteración a sericita de las plagioclasas especificando los rangos del 1 al 5 para rocas no alteradas y completamente alteradas respectivamente.

4.3.1 Estilos de alteración. Los principales estilos de alteración son : penetrantes, selectivamente penetrantes y no penetrantes. La alteración penetrante es caracterizada por el reemplazamiento de la mayoría o todos los minerales originales formadores de la roca. Esto resulta de la total o parcial obliteración de la textura original. La alteración tipo penetración selectiva se refiere al reemplazamiento minerales específicos, por ejemplo la clorita reemplazando a la biotita, o sericita reemplazando a las plagioclasas. En este caso la textura original es preservada. En la alteración de tipo no penetrante, solamente pequeñas porciones del total del volumen de la roca ha sido afectada por los fluidos de alteración. Evidentemente, la alteración de penetración selectiva, disminuye en esta categoría, como son fracturas o venillas que controlan la alteración. Finalmente como su nombre implica, los minerales de alteración son confinados dentro de una distancia frente a venillas o fracturas. El estilo de alteración alrededor de venillas o fracturas puede ser controlada por una penetración o penetración selectiva. Ejemplos de esos estilos de alteración son mostrados en los gráficos 4.9 y 4.10. La intensidad de la alteración, continúa siendo más subjetiva, es generalmente usada como un término de campo conveniente. Pudiendo ser usado como débil, moderada o fuerte. Referente al estado de intensidad del reemplazamiento de las fases minerales en una roca y al estado de destrucción de las texturas de la roca en cuestión. Débil a baja intensidad pueden ser usados cuando pocos de los minerales originales han sido reemplazados por pequeñas o

no, modificaciones de la textura original (Siems 1984).

4.3.2 Tipos de Alteración. En esta sección vamos a seguir con la discusión de los tipos esenciales de alteración basados sobre reconocimientos y reportes de Meyer y Hemley (1967) y Rose y Burt (1979). Nosotros no podemos concentrarnos en éste tipo de alteración y reglas, de depósitos hidrotermales específicos, pues los veremos posteriormente en otros capítulos. Aquí vamos a generalizar en una vía, los tipos de alteración resultantes de la interacción de soluciones hidrotermales con la roca caja como algo revelado y sobreentendido, de una gran variedad de depósitos minerales hidrotermales y entonces cada tipo discutido puede ser aplicable solo si el ambiente es conveniente y relacionado al tipo de depósito considerado.

Para comenzar, es importante reiterar que las alteraciones hidrotermales envuelven una serie de procesos metasomáticos y reacciones de cambio de base, por cuya razón los álcalis y el metasomatismo del H+, es de particular importancia, especialmente en los sistemas hidrotermales relacionados a rocas ígneas. La mayoría de

los procesos hidrotermales pueden ser relacionados a las actividades de los álcalis e hidrógeno. La conexión entre las soluciones hidrotermales y los modelos de cuerpos ígneos fueron introducidos en el capítulo 3. Aquí vamos a tratar lo concerniente a los efectos producidos sobre la roca caja por los cambios químicos y las soluciones hidrotermales como resultado de las variaciones del aK+/aH+ ratio; por ejemplo las actividades de los iones de potasio K+ e H+ en el sistema. Este ratio decrece como un sistema que involucra bajas temperaturas y presiones. En otras palabras, con el incremento del H+ los procesos de alteración metasomática aspiran a mover los álcalis hacia la argilización en un teórico desarrollo continuo del sistema. Este concepto se muestra en el esquema de la figura 4.5.a,b. Consecuentemente, los tipos de alteración discutidos se encuentran en orden de decrecimiento del ratio aK+/aH+ (incremento del metasomatismo de H+) y son (1) metasomatismo alcalino y alteración a silicato potásico en particular; (2) Propilítica; (3) Fílica, o alteración a sericita y greisenización; (4) argílica intermedia; (5) argílica avanzada.

Metasomatismo Alcalino, Alteración a Silicato de Potasio. La interacción que involucra una fase líquida residual desarrollada desde una masa ígnea cercanamente consolidada; resulta en una serie de cambios postmagmáticos o subsólidos, cambios desarrollados a partir del cuerpo ígneo y las rocas circundantes, debido al fracturamiento (sistema abierto). Los fluidos se encuentran tempranamente a altas temperaturas, en un rango alrededor de 600 a 800 C°, siendo derivados desde la fusión en un estadío tardío de cristalización y de ello resulta el desarrollo subsólido de nuevos minerales y reacciones de intercambio. El proceso subsólido incluye (1) reacciones de intercambio de base en los feldespatos, específicamente de Na por K o K por Na, (2) cambio en el estado estructural de los feldespatos; (3) albitización; (4) microclinización; (5) desarrollo de micas Tri-octahédricas. En un medio tectónico anorogénico circundante, los cambios mineralógicos pueden incluir una serie de anfíboles ricos en Na y ensambles ricos en F y B. Aquí diremos que los fluidos alcalinos y altamente salinos desarrollados durante el estadio final de consolidación de una masa ígnea, resulta en una difusa alteración sódica o potásica. Característicamente el metasomatismo alcalino envuelve el reemplazamiento del feldespato y cuarzo por feldespato potásico (microclinización) o albita (albitización). Esos rasgos pueden ser fácilmente identificados bajo el microscopio, por ejemplo, la presencia de relíctos de plagioclasas rodeadas por feldespato potásico o por el entrecruzamiento de venillas de feldespato potásico en plagioclasas. En el caso de la albitización, la albita como tablero de ajedrez en el feldespato potásico, la albita rellenando intersticios, la albita en venillas, etc, todos ellos comunes. La albitización del feldespato en muchos casos estar acompañada por la muscovitización de las biotitas. La alteración potásica es especialmente común e importante en los pórfidos y sistemas de mineralización epitermal, donde ocurren en la zona de alta temperatura. Los minerales característicos de esta alteración son feldespato potásico y biotita en los pórfidos y adularia en los sistemas epitermales. La alteración potásica está usualmente acompañada por sulfuros (calcopirita, pirita, molibdenita). La anhidrita en un mineral común, asociado al ambiente porfirítico. La biotita es frecuentemente de color verde y rico en Fe. La alteración a silicato de potasio esta formada como un reemplazamiento de las plagioclasas y minerales silicatados máficos a temperaturas en la región de 450 a

600 C°. Los ensambles comunes son feldespato potásico-biotita-cuarzo; feldespato potásico-cloritas; feldespato potásico-biotita-magnetita; acompañados por cantidades variables de otros minerales como albita-sericita-anhidrita-apatito y también ocasionalmente rutilo, derivado de la descomposición de la biotita. El feldespato potásico de la zona potásica es característicamente de color rojizo debido a diminutas inclusiones de hematita. La figura 4.1 y 4.2 ilustran ejemplos de la alteración potásica. La figura 4.6a, sumariza la asociación mineralógica potásica sobre un diagrama de fases ACF-AKF publicado por Meyer y Hemley (1967).

En la foto se aprecia un cristal de hornblenda reemplazado por diminutos cristales de biotita secundaria. Están acompañados por cuarzo, cloritas y biotita primaria.

Alteración Propilítica.

Propilita es un antiguo término usado para describir a rocas volcánicas alteradas. La alteración propilítica está caracterizada por la adición de H2O y CO2 y localmente azufre, con un apreciable metasomatismo de H+. Los minerales típicos son: cloritas, epidota, carbonatos, albita, feldespato potásico y pirita. En lugar de sericita, se tiene los óxidos de Fe, montmorillonita y zeolitas son también comunes. La presión bien definida y campos de temperatura estables de los minerales de zeolitas marcan un importante monitoreo de temperaturas y profundidades. Este rasgo es particularmente importante en sistemas epitermales, siendo posible la exploración por los geólogos a fin de medir la proximidad de la fuente caliente y zona de ebullición donde altos contenidos de mineralización de Oro pueden ser encontrados. Los siguientes minerales han sido tomados de la tabla PIMA SPECTRA para los Sistemas Minerales de Alteración Hidrotermal (1994): Las arcillas (filosilicatos) incluyen los siguientes grupos: -

Grupo de la Kandita: - Kaolinita Al2O3.2SiO2.2H2O - Anauxita Al2O3.3 + SiO2.2H2O - Dickita Al2O3.2SiO2.2H2O - Nacrita Al2O3.2SiO2.2H2O - Halloysita Al2O3.2 + SiO2.2 + H2O - Hidrohalloysita Al2O3.2 + SiO2.4 + H2O - Alofana Al2O3.xSiO2.nH2O

-

Grupo de la Illita - Illita

KAl2(OH)2{AlSi3(O,OH)10}

-

Grupo de las Esmectitas: - Montmorillonita (Mg, Ca)O.Al2O3.5H2O2.nH2O - Beidelita Al2O3. 3SiO2.nH2O - Nontronita Fe2O3. 3SiO2.nH2O - Saponita 2MgO. 3SiO2.nH2O - Hectorita NaO.33(Li,Mg) 3Si4O10 (F,OH)2

-

Grupo de la Vermiculita: - Vermiculita (Mg, Fe+2, Al)3(Al,Si)4O10(OH)2.4H2O

-

Grupo de la Palygorsquita: - Paligorsquita 2MgO.3SiO2.4H2O - Attapulgita Al2O3.5SiO2.6H2O - Sepiolita 2MgO.3SiO2.nH2O

Las Zeolitas incluyen los siguientes minerales: - Analcima - Heulandita - Estilbita - Chabasita - Natrolita - Mesolita - Thomsonita - Escolectita

NaAl(SiO3)2.H2O H4Ca,Al2(SiO3)6.3H2O H4(Ca,Na2)Al2(SiO3)6.4H2O (Ca,Na2)Al2(SiO3)6.6H2O Na2Al2Si3O10.2H2O Na2Ca2Al6(Si3O10)3.8H2O Na,Ca2Al5(SiO4)5.6H2O Ca,Al2Si3O10.3H2O

Las zeolitas de los sistemas hidrotermales son las menos estudiadas, pero se sabe que la chabasita cristaliza a T y P más baja que el resto de las zeolitas (Walker 1960). Los sistemas geotérmicos centrados de Islandia son los más conocidos en relación con la formación de zeolitas (Kristmanndottir y Thomasson 1978). En este caso se produce la circulación de aguas salinas de origen marino con pH alto. La temperatura a la que están sometidos los sistemas agua/roca en profundidad ha sido establecida en base a sondeos y se ha podido confeccionar una secuencia de distribución de zeolitas en función de profundidades y temperaturas. Por tanto, conocida la asociación de zeolita, se puede utilizar como geotermómetros para determinar la entalpía del agua en zonas geotérmicas. Zeng y Liou (1982) centran su estudio en el equilibrio yugawaralita-wairakita en sistemas geotermales. En el se justifica la diferente zonación de zeolitas dentro de un mismo complejo geotérmico. En algunas situaciones, una intensa albitización, cloritización o carbonatación, que Meyer y Hemley (1967), prefieren considerar por separado, reservan la propilitización para un débil efecto del metasomatismo del H+. La alteración propilítica tiende a ser más penetrante hacia la zona interior de un depósito hidrotermal, o, en otras palabras, alrededor de una fuente hidrotermal caliente. La alteración propilítica grada hacia el exterior a una roca no alterada, o, donde el metamorfismo está presente hacia el interior, como las rocas de facies esquistos verdes siendo ambos ensambles mineralógicos equivalentes con un ensamble propilítico. La figura 4.6.b muestra el ensamble mineralógico propilítico en un diagrama ACF-AKF de Meyer y Hemley. La placa 4.3 y 4.4 ilustran ejemplos de alteración propilítica.

Alteración propilítica.- Feldespatos alterados por epidota y biotitas alteradas por cloritas, se nota además una débil alteración de los feldespatos por arcillas y la matriz alterada por cloritas con una débil silicificación.

Alteración Fílica (Sericita) y greisenización. La alteración fílica o sericitización es típica de un ensamble cuarzo-sericita-pirita (QSP). Las fases minerales usualmente asociadas con la alteración QSP son el feldespato potásico, Kaolinita, calcita, biotita, rutilo, anhidrita y apatito. Esta

alteración grada hacia el interior hacia el tipo potásico, por incremento del feldespato potásico y/o biotita, y hacia el interior tiende a una alteración de tipo argílico por incremento en las cantidades de minerales de arcillas. El incremento en la cantidad de topacio, turmalina, cuarzo y zunyita es precursor de una alteración tipo greisen. La alteración. La alteración QSP es uno de los más comunes tipos de alteración hidrotermal. Ellos están presentes en mayores cantidades en todos los depósitos hidrotermales, procedentes de Arcos Volcánicos, Sulfuros masivos y filones de cuarzo-Oro en sistemas epitermales recientes. La referida sericita en granos finos dioctahedrales de micas blancas (Muscovita, paragonita, fengita, fuchsita, roscoelita). Aún cuando las sericitas no son marcadamente diferentes de la muscovita, ellos son reportados por los altos contenidos en SiO2, MgO y H2O y bajo contenido en K2O (Deer et al. 1967). Bajo el microscopio la sericita puede ser confundida con la pirofilita o con similar flogopita y la difracción de rayos X y los análisis con Microsonda pueden ser necesarios para una marcada identificación positiva. Las hidromuscovitas e illita son también asociadas con

este tipo de alteración, ya que en su formación altos contenidos de H2O y K2O están presentes, considerando que finalmente son micas intercrecidas con minerales de arcillas (Deer et al 1967). La alteración sericítica es esencialmente ocasionada por la desestabilización de los feldespatos en presencia de H+, OH-, K y S para formar cuarzo, mica blanca, pirita y algunos granos de calcopirita (los sulfuros pueden contener hasta un 20 % por volumen). En el proceso Na, Mg, Ti, Fe y algo de K son lixiviados fuera. Un esquema de la alteración QSP se muestra en la figura 4.7, si bien el ensamble mineral en relación al diagrama de fases ternario ACF-AKF se muestra en la figura 4.6c. Nuevos Minerales Formados H+

Cuarzo

K Mica Blanca

Feldespato K Cuarzo H+ + OH-

K, C

Ca Na

Mica Blanca

Plagioclasa Calcita H+, S

K, Mg, Ti, Fe y Otros metales+

Cuarzo Mica Blanca o Clorita

Biotita

Cuarzo ¿ Fe, S Mo, S

¿ Pirita Molibdenita

Agentes complejos Cu, Fe, S

Calcopirita

Fig. 4.7- Esquema de cuarzo-sericita-pirita (QSP) de un avanzado metasomatismo del H+ y el rompimiento de las rocas formadoras de silicatos. Las flechas hacia abajo indican los elementos adicionados y las flechas hacia arriba indican los elementos que salen. Se asume que el aluminio es inmóvil (Después de MacKenzie 1983) .

Greisen como el antiguo término mineral Cornualles, se refieren a un ensamble de grano grueso de cuarzo-muscovita con variaciones en las cantidades de topacio, turmalina, fluorita, óxidos (casiterita, hematita), wolframita, schelita y sulfuros de Fe, Cu, Mo, Bi y sulfosales de Cu-Bi-Pb. Si bien la alteración a greisen es común en sistemas porfiríticos continentales, el ambiente más favorable es un stock de granito o capas emplazadas dentro de una secuencia rocosa arenacea-argilácea y asociada con mineralización de Sn y W. En esas situaciones la alteración a greisen 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 + muscovita como son mostrados en la figura 4.8. este proceso puede ser más complicado en sistemas mineralizados con la introducción de B. F, Li. Esto da por resultado una nueva serie de reacción con la formación de topacio, turmalina, y óxidos de minerales. La silicificación puede acompañar a la alteración a greisen durante y después, evidenciado por un abarrotamiento de cuarzo en la roca alterada a greisen. La muscovita 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 (Plimer y Kleeman 1986). El greisen de cuarzo + muscovita puede estar seguido por un estado progresivo de metasomatismo de F y/o B y posteriormente el desarrollo de turmalina puede ser extensivo a un ensamble cuarzo-turmalina puede ser totalmente dominante. Subsecuentemente la alteración a greisen, los tipos sericitización y argilización pueden ser incrementados por la actividad del metasomatismo del H+.

En las fotos se puede apreciar ana alteración de tipo FILICA, en la cual se distingue la abundancia de sericita, en granos muy diminutos.

Alteración Argílica. La alteración argílica está caracterizada por la formación de minerales arcillosos bajo un intenso metasomatismo de H+ (lixiviación ácida) con temperaturas entre 100 y 300 C°. Esta alteración grada hacia el interior hacia una zona fílica, considerando hacia el exterior una gran zona propilítica. Este tipo de alteración es común en los sistemas porfiríticos, aunque al término del antiguo depósito porfirítico de Cu-Mo Haib, en Namibia (Minnit 1986), la erosión fue eliminando evidencia de los tipos de alteración. Los ambientes epitermales son tipificados por una extrema lixiviación ácida, con posterior alteración argílica que proveen una muy útil guía de mineralización. La lixiviación básica de alumino-silicatos pueden resultar en un enriquecimiento en sílice y de la alteración argílica, y pueden ser un gran factor para las zonas de enriquecimiento en sílice. Los minerales arcillosos reemplazan principalmente a las plagioclasas y a los minerales máficos (hornblenda, biotita), Las arcillas amorfas como la alófana están también presentes y reemplazan a las fases alumino-silicatadas. Feldespato potásico ha sido reportado como fase metaestable. La alteración argílica intermedia es definida como la presencia de montmorillonita, illita (< 100ºC y pH 5-6), clorita y arcillas del grupo kaolin (kaolinita, dickita, halloysita, alófana todas ellas formadas a < 350ºC y pH