Fundamentos de Procesos Hidrotermales en la Formación de Yacimientos Metálicos

Procesos Hidrotermales Formadores de Yacimientos Minerales Metálicos

En la naturaleza, la gran mayoría de los depósitos minerales metálicos están, de una u otra forma, ligados a procesos hidrotermales.

Factores Clave del Fluido Hidrotermal

• Fuente del fluido hidrotermal
• Distancia de transporte
• Composición
• Características termodinámicas
• Modificación durante el transporte
• 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.

Evolución de un Fluido Hidrotermal

Asociaciones de minerales (alteración y mena).

Secuencia paragenética.

Identificación de Asociaciones Minerales

• Estudio de relaciones de compatibilidad e incompatibilidad entre minerales.
• Observación de relaciones de contacto y corte.

El fluido hidrotermal juega un rol directo sobre la capacidad de transporte y precipitación de metales, siendo fundamental en la formación de un yacimiento.

Aspectos Fundamentales del Hidrotermalismo

1. Fuente de fluidos hidrotermales y metales.
2. Alteración hidrotermal.
3. Estabilidad de sulfuros.
4. Transporte y precipitación de metales.

I. 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 este.

Separación de la Fase Hidrotermal

Surgen entonces las siguientes preguntas:

• ¿En qué momento se separa o fracciona una fase hidrotermal?
• ¿Por qué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática?
• ¿Cómo y por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma?

Conceptos clave en este proceso son la primera ebullición y la segunda ebullición (o ebullición retrógrada).

Solubilidad del Agua en Magmas

En condiciones de alta presión y temperatura, un magma posee una alta solubilidad de agua. La solubilidad decrece con el descenso de temperatura y, más fuertemente, con el descenso de presión.

Los magmas máficos poseen menor solubilidad de agua que los magmas félsicos.

(Referencia a la solubilidad del agua en magmas félsicos (riolítico) y basálticos en función de la presión y profundidad correspondiente, modificado de Parfitt y Wilson, 2008).

Primera Ebullición

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.

Segunda Ebullición (Ebullición Retrógrada)

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.

Segunda Ebullición y Generación de Fluidos Hidrotermales

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 esté un magma antes de que comience la cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad existe de extraer altos contenidos de metal.

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.

II. Alteración Hidrotermal

Se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una interacción fluido hidrotermal-roca. La 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, donde la transformación química y mineralógica de la roca original ocurre en un sistema termodinámico abierto.

Las características mineralógicas, químicas y morfológicas de la 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.

Factores que Controlan la Alteración Hidrotermal

Los distintos tipos de alteración, así como la intensidad con que afectan a las rocas, dependen de varios factores, entre otros:

• Composición del fluido hidrotermal
• Composición de la roca huésped
• Temperatura
• pH y Eh
• Razón agua/roca
• Tiempo de interacción

Tipos de Alteración Hidrotermal

• Potásica
• Propilítica
• Albitización
• Cuarzo-sericita (Fílica)
• Argílica moderada
• Argílica avanzada
• Carbonatada
• Calco-silicatada
• Tipo Greisen

(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), en Townley, 2006)

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 hornfels con biotita de alteración de similar composición a la biotita primaria, principalmente por efectos de reemplazo metasomático de hornblenda primaria. La biotita tardía en vetillas es más rica en Mg.

Este cambio sugiere una gradación de alteración metasomática inicial dominada por transferencia de calor (metamorfismo de contacto) a alteración hidrotermal convectiva asociada con exsolución y circulación de fluidos hidrotermales. La alteración potásica de alta temperatura (400°C a 800°C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrativa.

La biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango de 350°-400°C, y el feldespato potásico en vetillas en el rango de 300°-350°C. Biotita y feldespato están comúnmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.

Alteración Propilítica

Caracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita e illita. La alteración propilítica ocurre por lo general como un 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 en bajas condiciones de temperatura. Esta característica zonal y gradacional es reflejo de una gradiente termal decreciente desde el núcleo termal (alteración potásica en esta discusión) hacia afuera.

Esta alteración se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajos (200°-250°C). La presencia de actinolita (280°-300°C) puede ser un indicador de la zona de alteración propilítica interior.

Albitización

Normalmente asociada con alteración propilítica de alta temperatura, ocurre por lo general como reemplazo selectivo de plagioclasas junto con actinolita. En sistemas porfídicos es interpretada como una alteración temprana y profunda durante etapas tardías de cristalización de un magma.

Alteración Cuarzo-Sericita (Fílica)

Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. [Fílica: 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, el corindón aparece en asociación con sericita y andalucita. En ambientes ricos en Na, la paragonita puede aparecer como la mica dominante. La mica rica en vanadio (roscoelita) y la rica en cromo (fuchsita) ocurren localmente en rocas máficas.

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 la pirofilita.

Alteración Argílica Avanzada

Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy silica”) 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 andalucita además de cuarzo.

Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que la 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.

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. Se observa una zonación de carbonatos en función de pH incremental en muchos sistemas hidrotermales.

Los carbonatos de Fe-Mn (siderita-rodocrosita) coexisten 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 movilidad decreciente de Fe, Mn y Mg a pH progresivamente más alto. Los carbonatos pueden aparecer en todo tipo de ambiente hidrotermal.

Alteración Calco-Silicatada

Caracterizada por silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita.

• Caliza: granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota, diópsido, idocrasa, clorita, actinolita.
• Dolomita: forsterita, serpentina, 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; la epidota, seguida por la actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores.

Los minerales de zeolita son particularmente sensibles a la 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 pumpellyita/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). La actinolita es estable a temperaturas >280°-300°C. En ambientes colindantes a un pórfido, ocurre clinopiroxeno (>300°C) y granate (>325°-350°C).

Alteración Tipo Greisen

(El texto original no proporciona detalles específicos para este tipo de alteración más allá de su mención).