GL54A

Metalognesis: Hidrotermalismo y Modelos deYacimientos

Apuntes y ReferenciasDocumento de Avance Julio 23, 2001

Brian K. Townley

Geologa EconmicaDepartamento de Geologa

Universidad de Chile

2PARTE I: HIDROTERMALISMO

INTRODUCCIN

En la naturaleza la gran mayora de depositos minerales metlicos estn de una u otra formaligados a procesos hidrotermales. La fuente, composicin y caractersticas termodinmicasde un fluido hidrotermal pueden ser bastante variables y dependen en gran medida de lascaractersticas de su fuente, de la distancia de transporte y su modificacin durante este, yde las propiedades de la roca huesped.

Los efectos del hidrotermalismo quedan evidenciados en asociaciones de minerales dealteracin y de mena, de los cuales se puede interpretar, dentro de parmetrostermodinmicos restringidos, las condiciones de un fluido hidrotermal en el pasado. Parauna interpretacin de este tipo es necesaria la clara identificacin de asociaciones deminerales de alteracin y mena y la secuencia paragentica entre ellas. Un buenconocimiento de las asociaciones compatibles/incompatibles, adems de relaciones decontacto/corte, son muchas veces clave para una buena interpretacin paragentica,necesario para la comprensin de la evolucin de un fluido hidrotermal en un sistemahidrotermal dado. La evolucin termodinmica de un fluido hidrotermal juega un roldirecto sobre la capacidad de transporte/precipitacin de metales, por ende, un rolfundamental en la formacin de un yacimiento.

Para una comprensin bsica de cualquier tipo de yacimiento de origen hidrotermal esentonces necesario un entendimiento de los procesos de hidrotermalismo, tanto en terminosde condiciones termodinmicas asociadas como en terminos de asociaciones de mineralesde alteracin y mineralizacin producto de una interaccin agua-roca.

Este seminario de dos das intenta proveer los conocimientos bsicos y actualizar a losalumnos participantes en cuatro aspectos fundamentales del hidrotermalismo, siendo estos :i) fuente de fluidos hidrotermales y metales,ii) alteracin hidrotermal,iii) estabilidad de sulfuros, yiv) transporte y precipitacin de metales.La interrelacin existente entre estos cuatro tpicos y su comprensin dentro del contextode un modelo de algn tipo de yacimiento dado son una gran herramienta para el gelogoeconmico.

3FUENTE DE FLUIDOS HIDROTERMALES Y METALES

En la mayora de depsitos de origen hidrotermal se sabe hoy en da que los fluidoshidrotermales participantes son en su mayora de origen magmtico (ej. Giggenbach, 1997),y que son los que contienen metales a ser depositados segn las condicionestermodinmicas de ste. La pregunta obvia entonces es en que momento y por qu se separao fracciona una fase hidrotermal de una fase magmtica y como y por qu es capaz desecuestrar metales desde el magma.

A condiciones de alta presin y temperatura, un magma posee una alta solubilidad del agua,solubilidad que decrece con el descenso de temperatura y ms fuertemente con el descensode presin (Fig. 1). Magmas mficos poseen mayor solubilidad que magmas flsicos. Laprdida de solubilidad de un magma y la consecuente particin de agua desde la fasemagmtica es denominada "primera ebullicin", fenmeno gradual y de poca injerencia.

Otro proceso de particin de agua ms efectivo que la prdida de solubilidad, es ladenominada segunda ebullicin", la cual ocurre durante la cristalizacin de un magmaproducto de exsolucin de agua (se le denomina segunda ebullicin porque ocurre duranteenfriamiento adiabtico). Este proceso ser ms rpido y violento a mayor velocidad decristalizacin. La fase hidrotermal particionada comprender una fase vapor y una fase dehidro-salmuera salina, con altos contenidos de Na y Cl. Bajo condiciones normales decristalizacin, metales como el Cu, Zn, Pb, Au, Ag, etc. son incorporados a la fase cristalinacomo trazas en minerales formadores de roca (ya sea como microinclusiones de sulfurosmagmticos o en la red cristalina de estos; Borrok et al., 1999 y Hendry et al., 1985,respectivamente), dndole a rocas intrusivas rangos de valores geoqumicos backgroundtpicos para estas rocas a nivel global. Slo la separacin masiva y violenta de una fasehidrotermal ser capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte deminerales formadores de roca. Esto implica que mientras menos cristalizado este un magmaantes de que comience cristalizacin masiva y rpida, mejor probabilidad de extraer altoscontenidos de metal existen. La convergencia de parmetros geolgicos, tectnicos ytermodinmicos durante el emplazamiento de magmas ser de gran relevancia en laoptimizacin de procesos hidrotermales capaces de secuestrar metales desde un magma.Presin, temperatura, velocidad y tipo de emplazamiento, velocidad de critalizacin,porcentaje de cristalizacin, tipo de volcanismo asociado, entre otros, sern factoresincidentes sobre la optimizacin de segunda ebullicin en un magma. Detalles de estosprocesos pueden ser vistos en referencias, en Burnham y Ohmoto (1980) y Candela (1994).

4Figura 1. Solubilidad de H2O en fundidos silicicatados decomposicin andestica y basltica a 1100C. Un magmade composicin intermedia con 2.5% H2O requirira 75,

60 y 10 % de cristalizacin para alcanzar saturacina 5 kbar (A), 2 kbar (B) y 0.5 kbar (C), respectivamente

(tomado de Reed, 1997; modificado de Burnham yOhmoto, 1980).

5ALTERACIN HIDROTERMAL

Se entiende como proceso de alteracin hidrotermal al intercambio qumico ocurridodurante una interaccin fluido hidrotermal-roca. Esta interaccin conlleva cambiosqumicos y mineralgicos en la roca afectada producto de desequilibrio termodinmicoentre ambas fases. En estricto rigor, una alteracin hidrotermal puede ser considerado comoun proceso de metasomatismo, dandose transformacin qumica y mineralgica de la rocaoriginal en un sistema termodinmico abierto.

La alteracin hidrotermal es el producto de un proceso, donde las caractersticasmineralgicas, qumicas y morfolgicas de esta entregan informacin acerca de lascondiciones termodinmicas del fluido hidrotermal que las gener.

En la naturaleza se reconocen variados tipos de alteracin hidrotermal, caracterizados porasociaciones de minerales especficos. Los distintos tipos de alteracin e intensidad sondependientes de factores tales como composicin del fluido hidrotermal, composicin de laroca husped, temperatura, pH, Eh, razn agua/roca y tiempo de interaccin, entre otros.

Se presenta a continuacin un breve resumen de los tipos de alteracin ms comunes y susrespectivas asociaciones mineralgicas, basado en Corbett y Leach (1998), Reed (1997),Titley (1992), Rose y Burt (1979) y Meyer y Hemley (1967) :

i. alteracin potsica: caracterizada principalmente por feldespato potsico y/o biotita, conminerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita. La alteracin potsicatemprana suele presentar una textura tipo hornfel con biotita de alteracin de similarcomposin a biotita primaria, principalmente por efectos de reemplazo metasomtico dehornblenda primaria. Biotita tarda en vetillas es ms rica en Mg. Este cambio sugiereuna gradacin de alteracin metasomtica inicial dominada por transferencia de calor(metamorfismo de contacto) a alteracin hidrotermal convectiva asociada conexsolucin y circulacin de fluidos hidrotermales. La alteracin potsica de altatemperatura (400 a 800C) se caracteriza por una alteracin selectiva y penetrativa.Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350-400C, y feldespato potsicoen vetillas en el rango 300-350C. Biotita y felsdespato estn comunmente asociadoscon cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.

ii. alteracin propiltica: caracterizada principalmente por la asociacin clorita-epidota cono sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita. Laalteracin propiltica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de unaalteracin potsica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la zona potsica aactinolita-epidota en la zona propiltica. En zonas ms distales se observan asociacionesde epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente ms ricas enclorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Estacaracterstica zonal y gradacional es reflejo de una gradiente termal decreciente desde elncleo termal (alteracin potsica en esta discusin) hacia afuera. Esta alteracin seforma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos de temperatura bajo (200-250C).La presencia de actinolita (280-300C) puede ser indicador de la zona de alteracinpropiltica interior.

6iii. albitizacin : normalmente asociado con alteracin propiltica de alta temperatura,ocurre por lo general como reemplazo selectivo de plagioclasas junto con actinolita. Ensistemas porfdicos es interpretado como una alteracin temprana y profunda duranteetapas tardas de cristalizacin de un magma.

iv. alteracin cuarzo-sericita: caracterizada principalmente por cuarzo y sericita conminerales accesorios como clorita, illita y pirita. Filica : dominancia de sericita. Laalteracin cuarzo-sericita ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los250C. A temperaturas ms bajas se da illita (200-250C) o illita-smectita (100-200C). A temperaturas sobre los 450C, corindn aparece en asociacin con sericita yandalusita. En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la micadominante. La mica rica en vanadio (Roescolita) y la rica en cromo (Fuchsita) ocurrenlocalmente en rocas mficas.

v. alteracin arglica moderada: caracterizada principalmente por arcillas (caoln) y mayoro menor cuarzo. La alteracin arglica moderada ocurre ne rangos de pH entre 4 y 5 ypuede co-existir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4. La caolinita seforma a temperaturas bajo 300C, tpicamente en el rango

7hidrotermales. En algunos sistemas se observa pumpellita/prehnita a temperaturas mselevadas (250-300C), en asociacin, en algunos casos, con epidota. La epidota ocurrecomo granos pequeos y mal cristalizados a temperaturas entre 180 y 220C, y comofases bien cristalizadas a temperaturas ms altas (>200-250C). Actinolita es estable atemperaturas >280-300. En ambientes colindantes a prfido ocurre clinopiroxeno(>300C) y granate (>325-350C).

ix. alteracin tipo greissen: caracterizado por muscovita de grano grueso, feldespato ycuarzo, con o sin topacio y/o turmalina. Esta alteracin ocurre principalmente asociado afases pneumatolticas en rocas granticas, a temperaturas sobre 250C.

Algunas de estas alteraciones quedan resumidas en diagramas del tipo AKFC (Fig. 2; Rosey Burt, 1979). Por otra parte, Corbett y Leach (1998) presentan un diagrama declasificacin en funcin de temperatura y pH (Fig. 3).

Cabe destacar que la alteracin propiltica corresponde a una asociacin de minerales quese da en rocas a baja temperatura y razn agua/roca, no diferencindose en gran medida demetamorfismo de bajo grado. Por otra parte, se recomienda restringir el uso de la palabrapropiltica a aquellas asociaciones que contengan albita, clorita y epidota en rocas cuyacomposicin total no ha variado enormemente con respecto a la roca original. Estadefinicin la distingue de alteraciones particulares como son la albitizacin, cloritizacin yepidotizacin.

Existen otras formas de clasificar las alteraciones hidrotermales, ya sea por mineral dealteracin principal (ej. : sericitizacin, epidotizacin) o por metasomatismo principal (ej.clcico-ferrico, aluminio-potsico), pero estas son de poco uso.

Asociaciones de Alteracin, Reacciones y Termodinmica de Fluidos Hidrotermales

El empleo de diagramas binarios o ternarios para la visualizacin de relaciones deestabilidad entre los minerales de alteracin y entre los minerales con una solucin acuosaes de uso frecuente. Tales diagramas son tiles para la comprensin de las relaciones deestabilidad entre minerales y son directamente aplicables en la interpretacin de procesosde alteracin en sistemas de pocos componentes. Sin embargo, su utilidad en lainterpretacin y prediccin queda descompuesto en varios sistemas multicomponentes deinters para el entendimiento de los procesos de alteracin hidrotermal, ya que un solodiagrama no es capaz de representar un sistema multicomponente en forma adecuada.

Un ejemplo de la complejidad de reacciones de alteracin se da en la reaccin de basaltosubmarino con agua de mar a 300C. El pH inicial de agua de mar es neutro a alcalino y elproducto de alteracin corresponde a una asociacin microlina-muscovita. Observando lareaccin de alteracin en un diagrama de actividad K+/H+ vs SiO2 (Fig. 4; Reed, 1997) parauna composicin inicial S, de acuerdo a la asociacin de alteracin resultante, uno debieraesperar la trayectoria lgica SA. Sin embargo, este diagrama no considera los procesos dealteracin de otros minerales en el sistema, donde el Mg+2 del agua de mar reacciona con laslice y alumina de la roca, para precipitar clorita. Esta reaccin libera el ion H+, de acuerdoa la siguiente reaccin:

8Figura 2 (a-e). Minerales de ocurrencia comn en los principales tiposde alteracin en rocas aluminosilicatadas; cuarzo usualmente presente en

todas (basado en Meyer y Hemley, 1967). A temperaturas altas, andalucitaocurrira en alteracin arglica avanzada. Puntos entre sericita y clorita

indican separacin de tipos (tomado de Rose y Burt, 1979).

9Figura 3. Minerales de alteracin comn en sistemas hidrotermales (tomado deCorbett y Leach, 1998).

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5Mg+2(agua)+ 3SiO2 (roca)+ Al2O3 (roca)+ 9H2O(agua) Mg5Al2Si3O10 (OH)8 (clorita)+ 10H+(agua)

acidificando el ambiente. De esta forma, la reaccin real sigue el camino SQ, para primerogenerar cuarzo-pirofilita, para posteriormente continuar con reacciones de neutralizacin depH y seguir el camino QM, dando lugar a la asociacin microlina-muscovita.

Si bien el uso tradicional de diagramas de estabilidad y la simplificacin de los procesos dealteracin hidrotermal no explican a cabalidad las reacciones de equilibrio producto de lainteraccin agua-roca, si entregan una gua para su entendimiento en trmino de losproductos de reacciones de alteracin. Para esto se resumen a continuacin una serie dediagramas recopilados de distintos estudios :

i. Reacciones de hidrlisis (metasomatismo H+) sobre feldespato (Hemley and Jones,1964; Rose and Burt, 1979). En estos trabajos se presentan las reacciones de alteracinsobre feldespato producto de ataque cido por parte de un fluido hidrotermal (Fig. 5). Unejemplo, el feldespato-K, al interactuar con una solucin cida reacciona para generarmuscovita (sericita). Si el ambiente es an ms cido, la reaccin continua para pasar demuscovita a andalucita, piroflita o caoln, dependiendo de la temperatura imperante.

ii. Reacciones de intercambio metasomtico, dado por procesos de difusin inica,intercambindose iones en minerales que aceptan solucin slida e inclusotransformando un mineral a otro. Estos procesos quedan representados en diagramas bi-o tri-componentes en funcin de la actividad inica de los iones a intercambiar. Porejemplo, las relaciones de estabilidad en funcin de las actividades de K+ y Na+ para ladeterminacin de minerales con albita-feldespato K, mica-Na - mica-K (paragonita-muscovita) y pirofilita (Fig. 6; Rose and Burt, 1979).

iii. Reacciones de deshidratacin, controlada principalmente por condiciones de presin ytemperatura son detallados en Burt and Rose (1979). En el diagrama de estabilidad (Fig.7) quedan denotados los campos de estabilidad de asociaciones de alteracinprincipalmente en funcin de temperatura, incluyndose minerales metamrficos de altatemperatura.

iv. Reacciones de oxidacin, controlados por las condiciones xido-reduccin del fluidohidrotermal. Los elementos susceptibles a estas reacciones son Fe, Mn, Sn, C e H.Minerales conteniendo a estos elementos pueden proveer informacin con respecto alestado de oxidacin de los fluidos del cual se formaron los minerales. Diagramas deestabilidad en funcin de fO 2 son descritos en Burt and Rose (1979; Fig. 8).

v. Reacciones de skarn, controlados principalmente por temperatura-presin y actividad deCa, Fe, Mg y Mn. Descripcin detallada de alteracin calcosilicata puede ser encontradaen Einaudi et al. (1981). Estos presentan los procesos de metasomatismo y asociacionesminerales principalmente en funcin de diagramas ternarios. Meinert (1992) entregadetalles adicionales con respecto a las alteraciones de skarn.

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Figura 4. Diagrama de actividad mostrando lnea de reaccin (S-Q-M) para la reaccinde agua de mar a 300C con basalto. A lo largo del recorrido de alteracin precipitan

pirofilita y cuarzo (Q), seguido por reemplazo de pirofilita por muscovita y finalmenteprecipitacin de microclina (M). A pesar de que S-A es la lnea de reaccin intuitivamente

ms lgica, la verdadera secuencia se desva producto de precipitacin de cloritay produccin del in hidrgeno (tomado de Reed, 1997).

Figura 5. Reacciones de hidrlisis de feldespatos en funcin de razn K+/H+ (a),Na+/H+ (b) y Ca2+/H+ (tomado de Burt y Rose, 1979; ver Hemley

y Jones, 1964).

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Figura 6. Relacin esquemtica de campos de estabilidad en el sistema K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O-HCl a 400C y 1 kb.La pirofilita es metaestable. (a) Diagrama

triangular de fraccin molar, mostrando asociaciones solidas con cuarzo. (b) Ploteosimilar de Na2O/Al2O3 vs. K2O/Al2O3. (c) Estabilidad de fases en funcin de actividadde Na2O vs. actividad de K2O. (d) Estabilidad de fases en funcin de log aNa+/aH+ vs.

log aK+/aH+. (e) Similar a (d) pero en funcin de potencial qumico mK2Ovs. mNa2O (tomado de Burt y Rose, 1979).

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Figura 7. Relaciones presin-temperatura de reacciones de equilibrio dedeshidratacin y transformaciones polimrficas (tomado de Burt y

Rose, 1979).

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Alteracin Hidrotermal y Relacin con Permeabilidad y Razn Agua/Roca

Entendindose el proceso de alteracin hidrotermal como el producto de una interaccinagua/roca, donde los minerales de alteracin son el resultado de cambios qumicos ymineralgicos en la roca afectada, se implica necesariamente cambios qumicos ytermodinmicos del fluido hidrotermal que atraviesa la roca. Independientemente de lafuente del fluido hidrotermal, este reaccionar con la roca que atraviesa hasta llegar a una"trampa de mena" (Reed, 1997). Una "trampa de mena" es un sitio donde la combinacinde condiciones estructurales, de pearmibilidad, qumicos y fsicos son los ideales paraprovocar la precipitacin de la carga metlica a partir de un fluido. El fluido que llega a latrampa de mena no es el mismo que sali de su fuente de origen primario, como porejemplo una salmuera magmtica, porque la interaccin fluido - roca en el camino cambiala composicin del fluido. De esta forma, la roca husped a lo largo del camino detransporte ser un condicionador de los fluidos hidrotermales (Fig. 9).

La interaccin agua - roca, si bien depende en gran medida de la composicin de roca y delfluido, de temperatura y presin, tambin depende de la superficie o volumen de rocaexpuesto al fluido, es decir, la permeabilidad de una roca ser un factor determinante. Estefactor puede ser tambin visualizado en trminos de la razn agua/roca involucrado en unaalteracin especfica (Reed, 1997). Este concepto puede ser ejemplarizado con el paso deun fluido por una veta (Fig. 10), donde se generar un halo de alteracin desde la veta haciala roca de caja, con razones de agua/roca progresivamente menores. El mismo efecto seobservar en la direccin de avance del fluido a travs de la veta.

El uso del concepto razn agua/roca es propuesto por Reed (1997) para la confeccin dediagramas de estabilidad que permitan visualizar en forma ms real en sistemasmulticomponentes. Estos diagramas presentan la razn agua/roca en el eje X, con mayorrazn agua/roca de izquierda a derecha. Este orden no conlleva significancia gentica, y esla evolucin del sistema hidrotermal la que dictar si se lee de izquierda a derecha oviceversa.

Las reacciones calculadas en trminos de razn agua/roca pueden ser aplicados en formaaproximada en la interpretacin espacial y temporal en sistemas reales, como es el caso dehalos de alteracin en torno y en el avance de una veta (Fig. 10). Los halos se producen alperder el fluido su capacidad de alteracin al reaccionar progresivamente con la roca. Si elaporte de fluido es progresivo en el tiempo, los halos de alteracin avanzarn en la medidaque la roca alterada pierde su capacidad de inhabilitar a un fluido (ej. agua cida esneutralizada).

La secuencia de halos de alteracin desde la veta hacia afuera representa asociaciones quese forman a razones agua/roca progresivamente menores. La roca proximal est en contactocon mayor proporcin de agua que la roca distal, y el agua que avanza a travs de la vetaest progresivamente ms neutralizada. Los conceptos aqu presentados introducen unanueva variable, tiempo o ms bien, duracin de la interaccin agua/roca.

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Figura 8. Estabilidad de minerales de fierro y otras especies en funcin de log aO2vs. 1/T. Ad = andradita; An = anortita; Ann = annita; Ep = epidota; Fay = fayalita;Fe = fierro; Ftr = ferrotremolita; Gar = granate; Hd = hedenbergita; Hm = hematita;Iv = ilvaita; Kr = kirschsteinita; Ksp = feldespato K; Mt = magnetita; Ps = pistacita;

Px = piroxeno; Sid = siderita; Ws = wustita (tomado de Burt y Rose, 1979).

Figura 9. Vista conceptual de relaciones entre fluido hidrotermal primario, fuente de meta-les, canalizacin de fluido, roca huesped y "trampa de mena". La fuente de metales incluye

al fluido primario y la roca en el camino de flujo (tomado de Reed, 1997).

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Reaccin de Aguas Acidas con Roca Husped de Composicin Mfica a Flsica

El estudio de las reacciones de alteracin fue realizado con pruebas experimentales sobrebasalto, andesita y dacita, todos calco-alcalinos a temperatura de 300C y pH inicial de 0.8(Reed, 1997).

Ataque cido de una andesita a 300C: la Figura 11 muestra la abundancia relativa deminerales formados ante una secuencia de reaccin de neutralizacin del fluido cido,producto de su reaccin progresiva con la roca. El pH crece de 0.8 a 6.7, generndose unaserie de minerales superpuestos a distintos rangos de pH:

1) Cuarzo-baritina-anhidrita-pirita-azufre nativo (pH 0.8 a 1.5)2) Cuarzo-anhidrita-alunita-pirofilita (pH 1.5 a 3.6)3) Cuarzo-anhidrita-pirita-pirofilita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-calcopirita-

electrum (pH 3.6 a 4.8)4) Cuarzo-anhidrita-pirita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-epidota-albita-calcopirita-

esfalerita-electrum (pH 4.8 a 5.3)5) Cuarzo-pirita-clorita-muscovita-epidota-albita-microlina-magnetita-actinolita-calcita-

calcopirita-esfalerita-galena-electrum (pH 5.3-5.5)

Estos minerales constituyen una serie de alteracin que va desde alteracin arglicaavanzada intensa (cuarzo-pirita-azufre nativo) a argilica avanzada (cuarzo-alunita-pirofilita)a sericita (cuarzo-muscovita-paragonita-clorita) a propiltica (albita-epidota-microclina-clorita-muscovita).

Neutralizacin de fluido cido por reaccin con roca husped: las relaciones de interaccinde aguas cidas con la roca husped consume H+ en intercambio con cationes de la roca; elfluido cido inicial cambia a un fluido bsico enriquecido en cationes, ya que el ataquecido de minerales formadores de roca libera cuarzo, Al+3, Na+, K+, etc. (Hemley y Jones,1964).

Series Minerales Buffer de pH

En el curso de la neutralizacin cida, asociaciones mineralgicas distintivas se forman enuna secuencia caracterstica reconocible en terreno.

Las asociaciones son distintivas una de la otra porque cada una prevalece en distintosrangos de pH bajo funciones especficas de buffer de pH, dndole una composicin nica ala fase acuosa caracterizada por intervalos planos en escalera en los diagramas demodalidad inica. Cada intervalo plano equivale a un buffer de pH especfico; cada pasocomienza y termina en respuesta a un cambio de serie mineral buffer o producto delconsumo total de un catin de balance (Na+, K+, etc.) que todos los buffer mineralesrequieren.

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Figura 10. Diagrama esquemtico de la mitad de una seccin de un halo de alteracinbordeando una fractura que canaliza a un fluido hidrotermal de izquierda a derecha, atemperatura y presin constante. A lo largo de la direccin de flujo, la zona de veta se

acua (exagerado en figura) y, en tiempo, zonas individuales de alteracin crecenalejandose de la veta. La zonacin de halo y el avance de bordes de alteracin corresponden

aproximadamente a cambios de razn agua/roca (w/r), indicado en la figura (tomado deReed, 1997).

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Figura 11 (a-e). Reaccin de una andesita con un fluido acdico condensadomagmtico. a 300C. Para mayor detalle ver Reed (1997) en apuntes.

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La precipitacin de alunita es la primera en cambiar la pendiente de la curva de pH a un pHde 1.5 (Fig. 11b; Reed, 1997). El efecto buffer de esta reaccin se acaba cuando se acaba elK+ necesario en la reaccin, lo cual permite una subida de pH a 2.3, con precipitacin depirofilita. Los buffer sucesivos son :

i. pirofilita-cuarzo (pH=2.3), termina con el consumo de Al+3, mientras que el K+ vuelve asubir debido al trmino de precipitacin de alunita.

ii. clorita-pirofilita-cuarzo con Mg+2 concentrado (pH=3.6). Se debe a la progresivaconcentracin de Mg+2 en la solucin previa a la precipitacin de clorita. Laprecipitacin de clorita agotar el Mg+2 y dar trmino a este efecto buffer. Quiebrespequeos en la curva pH corresponde a la precipitacin de parogonita seguido porepidota-clinozoicita agregando cationes Na+ y Ca+2 al efecto buffer.

iii. albita-paragonita-cuarzo con Na+ concentrado (pH = 5.3) a diferencia de otros buffer queterminan con el agotamiento de un catin, este buffer se acaba al disolverse toda laparagonita.

iv. albita-microlina-muscovita-cuarzo con Na+ concentrado (pH=5.5). Debido a laabundancia Na+, este buffer es muy estable, manteniendo un pH 5.5 hasta alcanzar unasituacin de agotamiento de agua, cuando la razn agua/roca es menor a 0.02. En casode agotarse el Na+ se puede lograr pH mayor, donde el buffer principal lo da elfeldespato K-mica K (pH=7.7).

Las series de buffer son vlidas para soluciones hidrotermales salinas, independiente de quesean cidas o simplemente ricas en sal. Agua fresca no opera de esta forma porque adolecende cationes de balance. Tales buffer de pH sern un factor importante en el control desolubilidad y precipitacin de metales y son el principal factor en la diferenciacin entreaguas ricas en oro y ricos en metales base.

Si bien la secuencia de buffer est presente en orden de mayor a menor razn agua/roca, laevolucin puede ser en sentido contrario. En este caso se tendra un lugar fijo a dondellegan los fluidos hidrotermales. El buffer comenzara con feldespato K-mica K (pH = 5.5)y progresara hacia el buffer de alteracin arglica avanzada (ph = 1.5). La transicin de unbuffer a otro puede ser entendido como el efecto de un ataque cido sobre una roca,ocurriendo un paso de roca pura a solucin pura en la medida que crece la razn agua/roca,por ejemplo, el paso del buffer albita-microclina-muscovita-cuarzo a albita-paragonita-cuarzo ocurre cuando la adicin continua de cido disuelve el total de la microclina,destruyendo el buffer y permitiendo un descenso del pH. En otras palabras, el avance haciapH progresivamente cido se da cuando la roca pierde su capacidad de neutralizacin porsaltos progresivos de buffer y con razones agua/roca mayores.

Reduccin de Fluidos Hidrotermales Magmticos

El condensado magmtico contiene una alta razn inicial de SO2 sobre sulfatos, sulfuros yazufre nativo. Durante la alteracin del fluido con roca de caja los sulfatos magmticos sonreducidos a sulfuros en la medida que Fe+2 (ferroso) en la roca es oxidada a Fe+3 (frrico) elcual precipita en forma de hematita, epitoda y magnetita. Tal reduccin de sulfatos esprobablemente una fuente principal de sulfuros en muchos sistemas hidrotermales porque

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los procesos de reduccin ocurren en toda roca que contenga Fe+2 y que reaccione conaguas sulfatadas.

Ej. 8Fe0 (roca) + SO42- (aq) +2 H+(aq) 4 Fe2O3 (hem.) + H2S(aq)

cido sulfdrico generado en esta reaccin permanece en parte en el fluido hidrotermal,pero principalmente precipita en pirita y sulfuros de metales base. La reduccin de sulfatoasi como el descenso de la razn sulfato/sulfuro, deriva en reacciones redox concomitantesque generan hidrgeno y metano (Fig. 11c) :

4H2O + H2S => 4H2 + SO42- +2H+

H2CO3 + H2S + H2O => CH4 + SO42- + 2H+

En caso de ebullicin de fluido, H2 y CH4 contribuiran a la reduccin de especies en la fasevapor. Cabe mencionar que la reduccin de sulfato provoca la disolucin de anhidrita ybaritina.

Serie mineral de buffer redox

La reduccin de sulfatos est asociado a una serie de buffers de Eh, al igual que en el casodel pH, pero de ms complicada interpretacin ya que dependen paralelamente de pH. De lafigura 11c se puede ver que el funcionamiento de buffers de redox es conspicuo, quedandorepresentado en la trayectoria escalonada de especies como H2, CH4, H2S y SO42-. Losbuffer de redox estn en gran medida controlados por los buffer de pH y las variables aobservar son la razn sulfato/sulfuro y concentracin de metano e hidrgeno. Por estartodas estas especies interrelacionadas entre si, se puede monitorear cambios en el estadoredox en funcin de uno de ellos, por ejemplo actividad de H2 acuoso.

Los primeros dos buffers, a y b (Fig. 11c), son muy dbiles y son paralelos a los buffer depH correspondientes. El primero depende del equilibrio entre pirita con las concentracionesde HSO42- y Fe+2 (buffer a); este buffer termina cuando sube el pH asociado con el terminodel buffer de pH pirofilita-cuarzo. El segundo buffer depende del buffer alunita y de laconcentracin de K+ (buffer b); este termina cuando el total de alunita es disuelto.

Los buffers c y d (Fig. 11 c) dependen ambos del equilibrio hematita-pirita a pH y actividadde SO42- constante :

2FeS2 (py) + 4H2O(aq) Fe2O3 (hem) + 0.25SO42- (aq) + 3.75H2S (aq) + 0.5H+ (aq)

A pH y actividad de sulfato constante, este equilibrio sirve de buffer para la actividad deH2S, el cual, en combinacin con actividad constante de sulfato, sirve de buffer para elestado redox. La actividad de sulfato es a su ves controlada por la asociacin anhidrita-hematita-epidota-albita a pH y actividad de Na+ constante (Fig. 11b):

2CaSO4 (anh) + 0.5Fe2O3 (hm) + 2NaAlSi3O8 (ab) + 1.5H2O (aq) Ca2Al2FeSi3O12(OH) (ep) + 2Na+ (aq) + 3SiO2 (qz) + 2H+ (aq) + 2SO42- (aq)

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La combinacin de ambas reacciones de equilibrio sirve de buffer del estado redox a dosniveles distintos (buffers c y d, Fig. 11c) dependiendo del pH, el cual tiene su buffer de pHen 5.3 para el buffer redox c, o a pH 5.5 para el buffer redox d. El paso entre buffers redoxc y d est entonces ligado al cambio de buffer de pH cuando paragonita se disuelvetotalmente y se satura microclina. El buffer d termina cuando se disuelve el total deanhidrita porque los sulfatos son reducidos a sulfuros en la reaccin.

El buffer e, el cual se mantiene en un intervalo muy corto (Fig. 11c), corresponde al bufferhematita-magnetita, el cual termina cuando se disuelve el total de hematita (Fig. 11d).Finalmente el buffer redox f (Fig. 11c) depende de la asociacin magnetita-actinolita-epidota-albita-cuarzo a pH y actividad de Na+ constante:

2Ca2Fe5Si7O22(OH)2 (act) + 4NaAlSi3O8 (ab) + 4H+ (aq) + 0.33H2 (aq) 2.67Fe3O4 (mt) + 2CaAl2FeSi3O12(OH) (ep) + 4Na+ (aq) + 20SiO2 (qz) + 3.33H2O (aq)

Esta reaccin se mantiene hasta la total disolucin de magnetita durante la continuareduccin del sistema.

Estas reacciones de buffer redox, son caracterstica universal de reacciones de fluidonatural con rocas conteniendo fierro, manganeso, carbono o azufre. La serie ejemplarizadamuestra solo un caso particular dentro de una gran gama de posibilidades. Como lasolubilidad de metales de mena depende en gran medida de la actividad de sulfuro yoxgeno (en sistemas oxidantes), la combinacin de buffers redox y de pH controlan engran medida la concentracin de metales de fluidos hidrotermales.

El efecto de interaccin agua-roca depender entonces en gran medidad de la distanciarecorrida por un fluido hidrotermal desde su fuente hasta llegar a una trampa de mena. Enel caso de depositos del tipo prfido esta distancia es ms bien corta, con poca variacin delfluido original entre su fuente y su trampa. Por otra parte, depositos ms distales, talescomo skarns de Zn-Pb, sulfuros masivos, epitermales, depositos de reemplazo, entre otros,evidenciarn fluidos hidrotermales sustancialmente distintos de su condicin inicial, conadicin/sustraccin de metales en el trayecto. Esta situacin ser distinta caso a caso paralos distintos tipos de depositos y ambientes, pero es susceptible de estudio. Un ejemploentre la relacin entre alteracin hidrotermal epitermal y mineralizacin es indicado enReed (1997), el cual sirve para ejemplarizar estos conceptos generales.

Alteracin de una Andesita por Infiltracin de un Fluido

Una forma de visualizar la interdependencia entre asociaciones de alteracin y lacomposicin de fluido hidrotermal en una zona de flujo es obtenida en un experimentodonde un volumen de roca de porosidad inicial conocida es sucesivamente llenado confluido, equilibrado y luego vaciado (Fig. 12). En este caso se emplea una andesita, conporosidad arbitraria inicial de 25%. El volumen de cada entrada adicional de fluido esajustada para llenar el espacio progresivo de porosidad.

En el experimento, durante las etapas iniciales, se observa un efecto de neutralizacinfuerte sobre un fluido de pH inicial 0.8. El pH final despus de equilibrio es 5.7 (Fig. 12).

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En la medida que las asociaciones de alteracin y las reacciones rompen buffers sucesivos,la capacidad de neutralizacin de la roca baja y la porosidad aumenta, significando razonesagua/roca progresivamente mayores (Fig. 12 y 13). En la etapa final, la roca pierde todacapacidad de neutralizacin y su porosidad final llega a un 43% con un pH de salidaidntico al de entrada (0.8). La composicin inicial del fluido es cambiada como resultadode la interaccin agua roca, y la capacidad de transporte de metales est directamente ligadaa condiciones de pH y redox durante la evolucin de la alteracin.

Este experimento ejemplariza el efecto fundamental de la interaccin agua-roca sobre lacomposicin de un fluido hidrotermal en el trayecto desde su fuente hasta su lugar deprecipitacin. La concentracin de metales en fluidos generadores de mena estncontrolados por (1) la concentracin de metales y complejos ligantes en el fluido original y(2) la solubilidad de minerales de alteracin que limitan el transporte de metales. Estasolubilidad determina (3) la cantidad de metales que pueden ser lixiviados de la roca en elcamino del fluido antes de que la solubilidad de metales sea limitada por la precipitacin defases de alteracin conteniendo los metales, y (4) la concentracin de metales que puedenser transportados en equilibrio con los minerales que limitan transporte. Los principalescontroles sobre los efectos (3) y (4) son estado Redox y pH de la solucin.

En un sistema hidrotermal dinmico donde metales de mena son lixiviados o precipitadosen su trayecto, la evolucin qumica del sistema agua-roca a lo largo del canal de flujoresultar en una separacin espacial de zonas de alteracin de razones agua/rocacorrespondientes, y una consecuente evolucin temporal del fluido en cualquier punto dadodel sistema. El efecto total es una separacin de metales a lo largo de canales de flujo enuna serie de zonas de avance. En la medida que el sistema evoluciona, el fluido que llega ala trampa de mena evolucionar a travs de una serie de concentraciones y razonescambiantes de metales. Estos efectos, en conjunto con los efectos superimpuestos detemperatura y presin, contribuyen a las complejas secuencias paragenticas observadas enasociaciones de mena.

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Figura 12. Ilustracin esquemtica de un volumen de roca fracturado infiltrado porun fluido acdico (pH = 0.8) que rellena el volumen disponible, llega a equilibrio con laroca y luego es vaciado. El espacio es entonces nuevamente llenado con fluido acdiconuevo y se repite el proceso. La porosidad inicial es 25% y lixiviacin cida lo aumenta

a 43% (tomado de Reed, 1997).

Figura 13 (a-c). Reaccin de infiltracin en andesita con fluido acdico diluido, condensadomagmtico a 300C. La razn agua/roca incrementa desde el lado izquierdo, lo cual en estareaccin tambin coincide con incremento de tiempo. (a) Minerales en roca, (b) Iones en

fluido, (c) variacin de porosidad (tomado de Reed, 1997).

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Figura 13 (continuacin). (d) minerales de alteracin menores, (e) pH y metales en fluido, y(f) concentracin de especies importantes en reacciones redox y equilibrio cido-base

(tomado de Reed, 1997). Para mayores detalles ver Reed (1997), en apuntes.

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Reaccin de Skarn

Las rocas carbonatadas son particularmente eficientes en la concentracin de metales,donde un fluido acdico rico en metales reacciona con carbonato, generando una alteracincalco-silicatada acompaada en muchos casos de importante mineralizacin de mena.Einauidi et al. (1981) y Meinert (1992) proveen una detallada descripcin de las ampliascaractersticas de los depositos tipo skarn y Rose y Burt (1979) describen caractersticasgeoqumicas y reacciones significativas relacionadas a zonacin de skarns y relacin entreminerales calco-silicatados y mena.

La eficiencia de carbonatos como concentrador de metales resulta de la capacidad deneutralizacin de fluidos cidos y alta solubilidad en soluciones cidas, provocandoaumento de porosidad en la cual puede precipitar mena adicional. Las reaccionesfundamentales conciernen adicin de silice a carbonatos de Ca y Mg generando mineralescalco-silicatados y consumo de H+ por carbonatos, provocando precipitacin de sulfuros.Limitantes termoqumicas excluyen la posibilidad de modelamiento numrico de skarns,pero los sistemas Pb-Zn de relativa baja temperatura pueden ser estudiados en formaaproximada. Modelamiento de la reaccin entre un fluido acdico rico en metales base condolomita y calcita es examinado en el siguiente ejemplo.

La reaccin de dolomita ilustra una neutralizacin de fluido cido (Fig. 14) acompaada dedesilicificacin del fluido con razones crecientes agua/roca en la medida que la siguienteserie de silicatos de Mg-Ca se forman con razones decrecientes de silice a cationes base :talco, tremolita, antigorita (Fig. 14). Estas reacciones sucesivas consumen H+ y silice ygeneran cido carbnico. La reaccin de calcita con el mismo fluido genera una asociacinde epidota y granate andradtico en ves de talco, tremolita y antigorita. En ambasreacciones, pH creciente provoca precipitacin de sulfuros, los cuales son los mineralesproducto dominantes excepto a razones agua/roca baja. A pesar de las concentracionesmucho ms bajas de Cu+2 y Fe+2 con respecto a Zn+2, calcopirita precipita a las razonesagua/roca ms altas y pH ms cidos, seguido por esfalerita y posteriormente galena,indicando que el Cu debiera encontrarse ms cercano a su fuente que el Zn y Pb dentro deuna secuencia de zonacin de metales.

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Figura 14. Reaccin de una dolomita con un fluido levemente acdico, rico en Pb-Zn,a 300C. (a) Minerales de skarn y sulfuros en roca. (b) pH y cationes mayores en fluido.

(c) metales de mena en fluido (tomado de Reed, 1997).

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ESTABILIDAD DE SULFUROS

En los yacimientos minerales se tiene tanto mineralizacin de mena como de ganga, dondela mena est comunmente formada por sulfuros. Una caracterizacin de la mineraloga demena y su qumica, es de gran utilidad para el entendimiento de los procesos hidrotermalesque llevan a la formacin de un deposito. Estudios experimentales en los ltimos 50 aoshan sido de gran utilidad para el entendimiento de las condiciones termodinmicasasociadas a la gnesis de depositos minerales metlicos.

Es sabido que altas temperaturas de formacin y largos perodos de tiempo de enfriamiento,resultan en el re-equilibrio de minerales de mena. Barton y Skinner (1979) muestran larelacin Tiempo-Temperatura para re-equilibrio de una serie de minerales, donde una granmayora sufre re-equilibrio en perodos de solo dias a pocos aos para temperaturas sobrelos 300C (Fig. 15). Algunos minerales como la esfalerita, pirita, arsenopirita y molibdenitason refractarios, mientras que otros como los sulfuros de plata y cobre se re-equilibran casien forma instantnea. Tomandose en cuenta esta situacin de re-equilibrio duranteenfriamiento de un sistema, se tendr que distintos minerales y sus texturas puedenrepresentar distintas etapas de gnesis de un deposito. Especificamente, esfalerita, pirita,arsenopirita y molibdenita tendern a preservar su composicin y textura original. Lapirrotina, galena y sulfuros de Fe-Cu sern intermedios, y la argentita y sulfuros ricos encobre se re-equilibraran en cortos perodos de tiempo. Estas observaciones no solo indicanlas limitantes de algunos sulfuros en la retencin de evidencia de condiciones dedepositacin, pero adems indican que una asociacin dada puede retener evidencia dedistintos perodos durante la historia de un deposito. Por ejemplo, una pirita o esfaleritapuede preservar caractersticas composicionales y texturales de la etapa de depositacin,digamos 450C; la pirrotina adyacente podra estar equilibrada a 250 a 300C, y lassulfosales y sulfuros de plata hasta temperaturas de 25C. Esto no significa que el uso desulfuros para interpretaciones termodinmicas deba ser abandonado, pero si indica quemucha atencin debe ser prestada en la observacin de asociaciones de sulfuros, sobretodoen texturas de re-equilibrio.

En depositos de origen hidrotermal, los sulfuros precipitan a partir de un fluido hidrotermal,donde las asociaciones y orden de precipitacin estn controlados por parmetrostermodinmicos como lo son la temperatura (T), la actividad y fugacidad de aniones (fS2,fO2, aS2, aO2), pH, Eh, salinidad, composicin qumica del fluido, etc. Muchos de estosparmetros estarn controlados por reacciones agua/roca y condiciones de buffer dealteracin (pH y redox). Si bien las condiciones de presin no son de gran relevancia enforma directa, si lo son en forma indirecta, sobretodo cuando cambios abruptos de presinprovocan trastornos en todos los otros parmetros termodinmicos, como por ejemplo,durante ebullicin.

Tomandose en cuenta las consideraciones termodinmicas de precipitacin de sulfuros, elanlisis de asociaciones referidos a diagramas paramtricos, permite la interpretacinrelativa de condiciones de formacin en un fluido hidrotermal. Por ejemplo, en reaccionesde sulfidizacin-oxidacin puede observarse el comportamiento de sulfuros y xidos de Feen funcin de la actividad del azufre y oxgeno (Fig. 16a). En este mismo diagrama puedeser ploteado el comportamiento de otros sulfuros, como es el caso de sulfuros de Fe-Cu y

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Cu y de sulfosales de Cu (Fig. 16b). Se observa tambin el comportamiento de sulfuros deAs, y la dependencia de la solucin slida Zn-Fe de la esfalerita segn condiciones desulfidizacin-oxidacin (Fig. 16a). Estos diagramas estn calculados a 250C y deberecordarse la susceptibilidad de algunos sulfuros a re-equilibrarse en muy cortos perodosde tiempo. De esta forma, estos diagramas tienen ms bien un valor conceptual ycualitativo, donde la existencia de asocianes de minerales o de un mineral especfico esindicador de una alta o baja actividad de azufre u oxgeno, es decir, grado desulfidizacin/oxidacin del fluido hidrotermal originador. Minerales incompatibles conclaras evidencias texturales de corte, sern indicativas de cambios de condiciones deactividades de S2/O2 en un sistema hidrotermal durante su evolucin.

Las condiciones de pH son tambin en algn grado determinables en funcin deasociaciones de minerales, como por ejemplo en diagramas de Eh o aO2 versus pH(calculado a 250C; Fig. 17). Debe recordarse que esto es funcin en gran medida de laestabilidad de las especies de azufre, teniendo campos de dominio delimitados porcondiciones de aO2 y pH. Por otra parte, las condiciones de pH son dependientes detemperatura, luego, los lmites cambiarn de acuerdo a variaciones de temperatura. Unarelacin entre pH y Eh se observa en el lmite oxido-reductor. A mayor pH ms bajo es ellmite y viseversa.

El uso de sulfuros como geotermmetros es muy poco recomendable y solo debe serconsiderada para sulfuros refractarios con largo tiempo de re-equilibrio. Por ejemplo, laarsenopirita presenta composicin Fe-As variable y dependiente de temperatura deformacin (Fig. 18), pero incluso a bajas temperaturas este se re-equilibra rpidamente,perdiendo sus caractersticas originales de formacin. Un geotermmetro ms viable es laesfalerita. Esta presenta una solucin slida Zn-Fe, dependiente de la actividad de azufre yde temperatura (Fig. 19). Considerando la caracterstica refractaria de la esfalerita, estapuede retener las condiciones originales de formacin, pero debe poder estimarse lascondiciones de sulfidizacin de formacin en forma independiente.

Para otros minerales existen reacciones de sulfidizacin dependientes de temperatura, perono recomendables como geotermmetros. Estos diagramas pueden ser empleados paraestimaciones de sulfidizacin de acuerdo a asocianes de minerales en equilibrio.

Una textura muy comn en esfalerita es la presencia de inclusiones alargadas y elipsoidalesde calcopirita. Se pensaba que estos ocurran como producto de exsolucin. Se sabe ahoraque la calcopirita aparece como reemplazo selectivo de Fe en esfalerita por fluidos ricos encobre. Esto indica condiciones de re-equilibrio, y esfaleritas asociadas con calcopirita nodeben ser usadas como geotermometros. Para geotermometra en ambientes hidrotermalesse recomienda ms el uso de microtermometra de inclusiones fluidas como unaherramienta de mayor confiabilidad.

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Figura 15. Tiempo de reacciones de re-equilibrio para variados sulfurosen reacciones en estado slido (tomado de Barton y Skinner, 1979).

Figura 16a. Diagrama esquematico de estabilidad para sistema Fe-S-O (lnea negra gruesa), para sistema Cu-Fe-S-O (lnea de puntos) y porcentage de Fe en esfalerita

(lnea punteada), en funcin de log aO2 vs. log aS2 calculado a 250C y presin devapor = 40 bares (modificado de Barton y Skinner, 1979).

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Figura 16b. Diagrama esquemtico de estabilidad para sistema Fe-S-O (lnea negra gruesa),para sulfosales de Sb (lnea punteada) y As (lnea punteada-punto), para el sistema As-Fe(lnea punteada-doble punto) y para el sistema As-S (lnea a puntos) a 250C y presin

de vapor = 40 bares (modificado de Barton y Skinner, 1979).

Figura 17. Diagramas de estabilidad Eh vs. pH y aO2 vs. pH para el sistema Fe-S-O,para el sistema Cu-Fe-S y para contenido de Fe en esfalerita a 250C y presin

de vapor = 40 bares (tomado de Barton y Skinner, 1979).

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Figura 18. Reacciones de sulfidizacin de fases del sistema Fe-As-S versusporcentage atmico de As en arsenopirita (tomada de Vaughan y Craig, 1997).

Figura 19. Diagrama composicional para el sistema Fe-Zn-S en funcin deactividad de S2 y temperatura, mostrando contenido de Fe en esfalerita en

equilibrio con una fase con Fe (tomada de Barton y Skinner, 1979).

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TRANSPORTE Y PRECIPITACION DE METALES EN FLUIDOSHIDROTERMALES

El transporte de metales es muy dependiente de solubilidad acuosa. Ser la particin de unafase hidrotermal la que se encargar de secuestrar y extraer metales desde un magma, por locual debe tener alta capacidad de solubilidad de metales a las altas temperaturas decristalizacin, y luego durante su trayecto a una roca husped.

Los fluidos hidrotermales son soluciones multicomponentes electrolticos en la cual lossolutos principales son cloruros alcalinos. Los metales estn presentes a nivel traza en estassoluciones, predominantemente en forma de iones complejos. La depositacin resulta de ladisociacin de complejos metlicos y consecuente precipitacin en respuesta a cambios enel ambiente hidrotermal. Por lo tanto, un entendimiento de la qumica y estabilidad decomplejos metlicos a altas temperaturas es fundamental.

En fluidos hidrotermales, el electrolito dominante es tpicamente el cloruro de sodio, aveces con menos cloruro de potasio y de calcio. Fluidos de origen netamente magmticopresentan salinidades altas, en exceso muchas veces de 50% peso NaCl eq., pero ya sea pordilusin o por particin a fase vapor y condensacin, las salinidades pueden ser mucho msbajos. Si bien oxidacin y pH son determinados por condiciones interdependientes, losfluidos iniciales suelen tener bajo potencial de oxidacin y pH cercano a neutro.

Los ligantes ms importantes en fluidos hidrotermales son el Cl-, HS-, NH3, OH- yCH3COO- (otros estn listados Seward y Barnes, 1997). En el caso de Cl-, si bien existencomplejos que son ms estables como por ejemplo As3S6-3, el Cl- es lejos el anin msabundante y por lo tanto, el mayor formador de complejos.

El agua es tambin un excelente solvente, sobre todo a alta temperatura y presin. El aguaes un fluido polar nico, con propiedades muy inusuales, incluyendo un momento dipolomuy fuerte y enlace de hidrgeno. Como las solubilidades son dependientes de los enlacesentre especies soluto y agua, la estructura y caracterstica del agua son importantes paraentender las variaciones de solubilidad. Debido al momento dipolo de la molcula del agua,un enlace dbil se forma entre un H de una molcula y un O de otra. Estos enlaces formanestructuras de coordinacin tetrahdrica de corta vida.

Al subir la temperatura y presin, agua lquida se expande como consecuencia deldebilitamiento progresivo del enlace de hidrgeno con separacin de la distancia de enlacey crecimiento del ngulo H-O-H. Esto indica un aumento de entropa con orientacin cadavez ms aleatoria de las molculas de agua. La presin tiene un efecto opuesto al de latemperatura, comprimiendo la estructura del agua. El efecto combinado hace al agua mscompresible a mayor temperatura, con fuertes descensos de la densidad del agua.

Las propiedades dielctricas del agua tambin cambian con temperaturas y presin eindirectamente revelan cambios significativos en la estructura del agua. Al subir latemperatura, ya sea bajo equilibrio vapor-agua o a presin constante, la viscosidad del aguadecrece, indicando una movilidad molecular creciente. Esto trae por efecto una baja en lamagnitud de la constante dielctrica del agua (medida de momento dipolo y capacidad de

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orientacin polar). Cuando la constante dilctrica es alta, el agua tiende a formar cubiertassobre iones solutos, pero a temperaturas altas esta propiedad se pierde, permitiendo la uninde aniones y cationes solutos en pares inicos, mejorando la generacin y estabilidad decomplejos.

La capacidad de ionizacin propia del agua tambin cambia en respuesta a cambios depresin y temperatura en la medida en que la molcula de agua se disocia en H+ y OH-. Laconstante de ionizacin desde 25C a 300C cambia en varios ordenes de magnitud. Estocambia el pH neutro de 7 a 25C, a 5.7 a 300C, con importantes implicancias para lahidrlisis de cationes metlicos y la formacin de complejos hidrxidos cuya estabilidad seextiende a valores de pH ms bajos. Los aumentos de presin tienen un efecto similar.

Altas temperaturas y presiones tienen tambin un efecto sobre electrolitos, dondeelectrolitos como NaCl e incluso cidos fuertes como HCl, quedan fuertemente asociadasya a temperaturas sobre los 250C. Por ejemplo, HCl se vuelve un cido dbil bajocondiciones de equilibrio vapor-agua. A 300C, NaCl y HCl estn en un 50% asociadas enpares. Por ejemplo, a 20C, NaCl tiende a disociarse en Na+ y Cl- diez veces ms que a370C, esta situacin estando directamente ligado a los cambios dielctricos del agua enfuncin de temperatura.

En resumen, cuando el agua es calentada ya sea isobricamente o a lo largo de la curva deequilibrio vapor-agua, se expande su estructura, su densidad disminuye, su viscosidad bajarpidamente con un consecuente aumento de movilidad molecular y aumento deconductancia. Esto favorece, a alta temperatura, la formacin de cmulos moleculares,incluyendo molculas de complejos.

Otro nmero de cidos dbiles siguen la misma conducta de asociacin a mayortemperatura. Por ejemplo, SO42- tiende a HSO4- a alta temperatura.

Las caractersticas del agua y electrolitos a alta temperatura indican que el transporte demetales en agua es muy limitado y que el efecto de la temperatura predomina sobre el de lapresin.

Se debe destacar la importancia de varios cidos dbiles, en particular cido carbnico ycido sulfidrco. En fluidos hidrotermales, el equilibrio homogneo y heterogneo quedeterminan pH, estn dominados en gran medida por reacciones de equilibrio de carbonatosy de hidrlisis. Adems, CO2 y H2S son componentes altamente voltiles cuya qumicaacuosa es muy sensible a separaciones de fase o ebullicin. La separacin de CO2 y H2S ala fase vapor les permite migrar a superficie en forma independiente. En zonas superficialesoxidantes pueden ser responsables de alteracin arglica avanzada, y bajo la zona deoxidacin de alteracin arglica.

La qumica del azufre (Fig. 20) reducida es importante por su relacin con minerales desulfuros. Adems, ligantes reducidos de sulfuros como HS- y posiblemente polisulfuros deltipo Sx2-, juegan un rol fundamental en el transporte hidrotermal de elementos como Au,Ag, Hg, Cu, As y Sb. A alta temperatura slo HS- es de importancia.

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Figura 20. Estabilidades de especies acuosas dominantes conteniendo C o Sa 250C (tomado de Barnes y Czamanske, 1967).

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Transporte de Metales y Complejos de Relevancia

La importancia de complejos metalicos como medio de transporte en fluidos hidrotermalespuede ser evaluado en terminos de la teora donante-captor de electrones de cidos y basesde Lewis tipo duros (clase "a") y tipo blandos (clase "b"). Metales duros (captores) formanlos complejos ms estables con (y prefieren) ligantes duros (donadores de electrones).Donantes y captores duros estn caracterizados por alta carga y/o pequeo radio (alta razncarga/radio). Por lo tanto, mientras ms duros el donante y el captor, ms electroestticaser el enlace de la interaccin duro-duro.

Con los haluros, los metales duros forman complejos cuya estabilidad est en la siguientesecuencia F >> Cl > Br > I. Por ejemplo, Fe+3 forma un complejo estable con el in duro F(FeF2+), el cual es alrededor de cuatro ordenes de magnitud ms estable que el complejoformado con el ion I. El SO42- es tambin un ion duro, formando complejos estables, porejemplo con Fe+2 (FeSO40).

Los metales blandos, en contraste a los metales duros, prefieren a donantes blandos dondela interaccin del tipo blando-blando tienen mayormente un carcter covalente. De estaforma, los metales blandos se asocian con los haluros en una secuencia de estabilidadopuesta a la de los metales duros, F

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que bromo, haciendo a los complejos clorurados de plata potencialmente ms importantesen el transporte. La plata forma tambin complejos bisulfurados muy estables, y fluidoshidrotermales tienen por lo general un contenido importante de sulfuro reducido, solo uno odos ordenes de magnitud menos que el cloro, sugiriendo que estos complejos pueden sertambin importantes agentes de transporte. Complejos del tipo AgCO3- (metal blando -ligante duro) son de baja estabilidad y probablemente de poca relevancia en transporte demena hidrotermal. La debilidad fundamental en la evaluacin de potenciales procesos es lafalta de datos termodinmicos a alta temperatura y presin. Consecuentemente, el criterioduro-blando, siendo imperfecto, es de todos modos de considerable valor.

Algunos metales como vanadio, cromo, molibdeno y tungsteno forman estables complejosaninicos (ej. HWO4-), pero existen pocos datos termodinmicos de alta temperatura. Laformacin de thio aniones con sulfuro reducido puede ser otra forma importante detransporte para estos metales (ej. WO4-nSn2-). Estos thio- aniones pueden ser tambinimportantes en el transporte de arsnico y antimonio.

En el caso de los metales de transicin la secuencia correlacionada de estabilidades decomplejos queda modificada fundamentalmente porque la estabilidad de estos se hallainfluenciado por efectos de campo de los ligantes. En el caso de la primera fila de metalesde transicin bivalentes, el orden de estabildad con la mayora de ligantes es

Mn2+ < Fe2+ < Co2+ < Ni2+ < Cu2+ > Zn2+

Excepciones a esta secuencia pueden darse por pareamiento de spin en campos de ligantesfuertes, causando un incremento en la estabilidad de complejos.

Efecto de la Temperatura en la estabilidad de complejos

La temperatura y presin afectan la formacin de complejos en direcciones opuestas.Temperatura creciente favorece la formacin de complejos, mientras que la presincreciente provoca disociacin de complejos metlicos (y pares inicos) a iones libres ensolucin. Estos dos efectos opuestos resultan principalmente de la interaccin ion-solvente.

Los efectos de temperatura pueden ser ilustrados con resultados experimentales para el casode los metales divalentes Pb2+ y Zn2+ con cloro. El efecto de un incremento de temperaturaes un aumento fuerte de la estabilidad de complejos (Fig. 21). Por ejemplo, la estabilidad dePbCl+ se incrementa en el orden de 2.5 ordenes de magnitud con un incremento detemperatura desde los 25C hasta los 300C. En el caso de ZnCl+, siendo un complejo dbila 25C, incrementa su estabilidad en seis ordenes de magnitud en el mismo intervalo detemperatura.

Un efecto adicional en complejos que tiene el incremento de temperatura es una tendenciahacia especies de carga y nmero de coordinacin menor, y en este aspecto, la qumica deestabilidad de complejos se hace ms simple. Este cambio queda demostrado en la figura22 con complejos clorurados de plomo y zinc a 25 y 300C. A 300C, hay poco Pb2+ librey no se detecta PbCl42-, mientras que en el caso del cloruro de Zn2+, cabe destacar queZnCl3- desaparece previo ZnCl42- debido a motivos estequiomtricos. La presencia de

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Figura 21. Variacin de la constante de equilibrio de formacin, b1 (como log b1), con res-pecto a temperatura para complejos clorurados simples (tomado de Seward y Barnes, 1997)

Figura 22. Porcentage de distribucin de complejos acuosos clorurados de Pb2+ y Zn2+a diferentes temperaturas (tomado de Seward y Barnes, 1997).

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ZnCl42- es considerablemente reducido y es indetectable a 350C. Condiciones similares sedan para Ag+ y Fe2+ (ej. FeCl+ a 25C es la especie dominante, FeCl20 es la especiedominante ya a 200C).

Otro efecto de la temperatura es que las especies polimricas se hacen progresivamentemenos comunes en medida que las especies monmeras se vuelven ms estables (ej.HWO4- y WO42-, en el rango 150 a 290C predominan por sobre las especies polimricas).

Efectos de la Presin sobre estabilidad de complejos.

En un solvente, agua, la presin favorece la concentracin de especies inicas. Por ejemplo,para una reaccin de asociacin simple como

Mn2+ + SO42- MnSO40

el cambio parcial de volumen molar standard DV = +7.4 cm3/mol a 25C, y la presinentonces favorecera la disociacin de MnSO40 a iones acuosos "libres". La formacin deiones "libres" est acompaada por una reduccin en volumen producto de contraccin delos dipolos alrededor de los iones. Un caso similar puede ser mencionado para la reaccin

Fe3+ + Cl- FeCl2+

donde un incremento de presin de 1 a 2067 bares a 25C provoca un fuerte decrecimientode la estabilidad del complejo FeCl2+.

En terminos generales, el efecto de presin de 2 - 3 kbar sobre el equilibrio de la estabilidadde comlejos metlicos es bastante pequeo (en ordenes de magnitud) comparado a losgrandes cambios asociados a cambios de temperatura, por ejemplo, de 25 a 350C.

Complejos Sulfurados

Existen especies reducidas de azufre importantes en la formacin de coplejos durantetransporte y precipitacin de elementos en ambiente hidrotermal. Los hidrosulfuros obisulfuros, HS-, son particularmente efectivos en su rol de transporte de metales en fluidosacuosos en la corteza terrestre.

El ligante HS- es una base blanda en la clasificacin de Lewis, y tiene una tendencia agenerar complejos muy estables con metales blandos de la clase "b", cationes como Au+ yHg+. La hidroqumica del oro en ambientes hidrotermales est dominada por la formacinde dos simples complejos hidrosulfurados, AuHS0 y Au(HS)2-. Estas dos especies,conjuntamente con complejos cianurados Au(CN)2-, son los complejos de oro inorgnicosms estables conocidos, y son ordenes de magnitud ms estables que su equivalenteclorurado, Au(Cl)2-.

El complejo Au(HS)2- es responsable del transporte de oro en ambientes de bajasulfidizacin, del tipo epitermal a baja salinidad, condiciones de pH neutras a alcalinas ytemperaturas entre 200 y 300C. Sin embargo, condiciones de pH ms bajos (ej. en

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ambientes de alta sulfidizacin), el complejo AuHS0 pasa a ser la especie dominante. Estemismo complejo jugar un rol importante en la formacin de yacimientos mesotermales atemperaturas por sobre los 350C. A temperaturas ms altas, el campo de estabilidad deAu(HS)2- queda acotada a mayor pH. Por ejemplo, a 370C, el campo de Au(HS)2- ocurresobre pH = 9.55. Por lo tanto, a temperaturas ms elevadas, AuHS0 es el complejohidrosulfurado dominante en soluciones hidrotermales en equilibrio con roca huesped. Atemperatura y salinidad ms alta, la competencia entre complejos de hidrosulfuro y cloruroes an poco entendido ante la falta de datos termodinmicos de los complejos clorurados.

Los complejos hidrosulfurados son tambin estables para otros metales. Aquellos deestequiometra similar existen para el cobre [Cu(HS)2- a 25C] y para plata [AgHS0 hasta300C]. Esto tambin ocurre con metales como Cd y Zn, pero no hay datos existentes parasu corroboracin experimental. Otros complejos hidrosulfurados estables han sidoidentificados para Hg, As, Sb, Pt y Pd, incluso a temperaturas elevadas.

Los complejos hidrosulfurados son evidentemente muy sensibles a cambios de actividad deazufre reducido en el fluido hidrotermal. Descensos de actividad llevar a la precipitacinde minerales metlicos, por ejemplo durante ebullicin o separacin de fases, duranteprecipitacin de minerales de sulfuros, mezcla y oxidacin.

Complejos Orgnicos

La participacin de complejos orgnicos en procesos hidrotermales puede ser de relevanciaen algunos tipos de depositos, sobretodo a temperaturas por debajo de los 250C. Porejemplo, hay evidencias de que Zn y Pb en depositos tipo Mississippi Valley sontransportados en forma de complejos orgnicos, porque los complejos inorgnicos no son losuficientemente solubles, solamente proveyendo solubilidades del orden de 0.1 ppm paracada metal. Otro ejemplo es la mobilidad del aluminio en cuencas sedimentarias profundas,necesario para diagnesis regional de smectita, cloritizacin y disolucin de feldespato-K,procesos importantes en generacin de porosidad secundaria en algunos reservorios dehidrocarburos. Esta mobilidad bajo condiciones debilmente acdicas es solo explicable consolubilidades del orden de x00 ppm, factible solamente con complejos orgnicos, enausencia de vias alternativas con complejos inorgnicos.

Tres condiciones bsicas deben darse para que algn complejo orgnico dado sea derelevancia en el transporte de metales. Primero, el ligante orgnico debe encontrarse enconcentraciones lo suficientemente altos como para poder proveer el mnimo de solubilidadnecesario para el transporte de metales. Segundo, el ligante orgnico debe resistir procesosde degradacin a alta temperatura durante extraccin y transporte de metales. Tercero, loscomplejos deben ser lo suficientemente estables como para dar las solubilidades mnimasnecesarias a los metales para la generacin de un deposito.

La concentracin mnima de ligantes orgnicos para transporte efectivo de metales debe sersimilar a la concentracin mnima del metal para la generacin de un deposito (ej. 10 ppm).Algunos aniones orgnicos como el acetato (10.000 ppm mximo), malonato (2.540 ppmmximo) o el oxalato (494 ppm mximo) pueden estar en concentraciones muy por arribadel mnimo necesario, siendo potenciales medios de transporte para metales en algunos

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tipos de depositos. Con respecto a la remanencia de ligantes orgnicos ante procesos dedegradacin, tres son los procesos principales que la provocan, oxidacin, desproporciona-miento termal y digestin bacterial (este ltimo importante bajomlos 80C). En un fluidohidrotermal reducido, el desproporcionamiento termal es el proceso que ms limita laduracin de ligantes orgnicos, pero estudios experimentales indican que la vida media deestos es lo suficientemente largo como para ser importantes medios de transporte demetales. La presencia de oxidacin acelera la degradacin de ligantes orgnicos, sobretodoen la presencia de minerales como magnetita, hematita o montmorillonita frrica. Ladigestin bacteriana es de poca relevancia en ambientes hidrotermales debido a su bajatemperatura (< 80C).

La estabilidad de complejos orgnicos es pobremente conocido, sobretodo a temperaturaspor sobre los 100C. Algunos datos de uso actual son la secuencia de estabilidad decomplejos carboxisilados, Al > Pb > Zn > Fe2+.

Concentraciones Mnimas de Metales en Soluciones Hidrotermales

Al desarrollar y evaluar modelos y conceptos de generacin de mena, es importante teneren consideracin el mnimo de concentracin de metales y de otro componentes, necesariopara transporte efectivo y depositacin de concentraciones de mena de interes. Existenvariadas aproximaciones para estimar estos valores, ninguno totalmente satisfactorio. Unode ellos se basa en las evidencias de los rangos de concentracin presentes durante laformacin del deposito en cuestion. Tal evidencia incluye anlisis de inclusiones fluidas yde fluidos geotermales en campos termales actuales, y calculos termodinmicoscuantitativos de solubilidad de metales en las condiciones de formacin. La figura 23muestra una compilacin de estas concentraciones para menas que han precipitado en seisclases generales de depositos de mena. El mnimo de concentracin esta estimado al ordende magnitud ms cercano justo por debajo de las concentraciones conocidas de transporte.

Para los metales base la figura 23 muestra que 10 ppm de los principales metales base es elmnimo para depositos del tipo Mississippi Valley, tipo-prfido y tipo-skarn. En el caso deloro en yacimientos de veta, esta concentracin es tan baja como 1 ppb, y para la plata, delorden de 10 ppb. Otros ejemplos y ms detalles pueden ser consulados en Seward y Barnes(1997).

Mecanismos de depositacin

La depositacin de mena bajo los 250C ocurre normalmente como relleno de fracturaabierta. A temperaturas y presiones ms altas, las rocas son menos permeables y ladepositacin de metales ocurre ms comunmente en forma de reemplazos. Este procesoprovoca la disolucin de roca huesped con inmediata precipitacin de mineralessecundarios en reacciones interdependientes ya sea por consideraciones estequiomtricas ovolumtricas. Existen muchas reacciones de potencial relevancia en este proceso, contexturas depositacionales caractersticas, involucrando a variados tipos de roca huesped yminerales secundarios. Sin embargo, hay pocos estudios realizados y publicados conrespecto a este tema. El caso ms investigado es el reemplazo de rocas carbonatadas por

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Figura 23. Concentraciones en soluciones hidrotermales formadoras de mena de los metalesdominantes en cinco tipos de depositos, basado en concentraciones de inclusiones fluidas ode fluidos geotermales, o de calculos termodinmicos bajo condiciones de saturacin. Losdatos representan las concentraciones dominantes de soluciones de mena para Cu, Pb y Zn(puntos negros) o para Ag, Au y Hg (puntos abiertos) y para concentraciones no formado-ras de mena (x). Segmentos de lnea entre puntos indican posibles rangos de concentracion

(tomado de Seward y Barnes, 1997).

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sulfuros. Existen al menos tres tipos de reacciones efectivas en el reemplazo de carbonatospor sulfuros.

Neutralizacin cida : varios metales son transportados como complejos clorurados,sobretodo en fluidos de baja concentracin de H2S y de pH dbil a moderadamente cido.Si el pH del fluido es suficientemente bajo como para digerir a la roca huesped carbonatadamediante la reaccin

CaCO3 (s) + 2H+ (aq) Ca2+ (aq) + H2CO3 (aq)

entonces el incremento de pH asociado puede provocar precipitacin de sulfuros

ZnCln2-n (aq) + H2S (aq) ZnS (s) + 2H+ + nCl-

Por ejemplo, con el buffer de pH caolinita + montmorillonita + cuarzo, una solucinclorurada a 250 - 350C, al entrar en contacto con marmol, reemplaza la calcita conesfalerita, pirita y pirrotina. Este tipo de reemplazo provoca disminucin de volumen de laroca huesped carbonatada ya que la reaccin de digestin es ms activa y dominante que lareaccin de reemplazo. Evidencia de esto es un incremento de porosidad, desarrollo de unatextura arenosa en los carbonatos restantes y/o adelgacimiento de la seccin estratigrfica.

Donde neutralizacin cida es la causa principal de precipitacin de metales, lamineralizacin ocurre en el momento en que los fluidos entran en contacto con carbonatos,ya que la reaccin de digestin es muy rpida. Por ejemplo, tal punto podra ocurrir dondeun fluido hidrotermal pasa de una roca silicicatada a una carbonatada.

Oxidacin : cuando los metales son transportados como complejos bisulfurados, procesosde oxidacin pueden causar la precipitacin de sulfuros. Pueden tambin causar laacidificacin del medio y digestin de carbonatos por reacciones como

H2S (aq) + 2O2 (aq) 2H+ + SO42-

y

HS- (aq) + 2O2 (aq) H+ + SO42-

Estos procesos debieran ser ms eficientes con aquellos metales que forman complejosbisulfurados (clase "b", blandos), tales como Ag, Au, Hg y Tl.

Reemplazo asociado a gradientes de temperatura : el descenso de temperatura esparticularmente efectivo en la depositacin de metales transportados como complejosclorurados (fluidos neutros a levemente acdicos con bajas concentraciones de H2S y HS-)debido a la fuerte dependencia de la estabilidad de complejos con respecto a temperatura(Fig. 21). Durante enfriamiento la solubilidad de los metales disminuye y protones sonliberados a solucin (incrementa acidez) producto de reacciones tales como

ZnCl42- (aq) + H2S (aq) ZnS (s) + 2H+ + 4Cl-

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en roca carbonatada, el incremento de acidez provocar digestin de carbonatos.

Limitaciones volumtricas para reemplazo

Reemplazo de minerales requiere un transporte de masa de los componentes de la rocahuesped fuera del sistema, y de componentes arrivados hacia el sistema. La velocidad deestos procesos depende de los mecanismos de transporte. En principio, los componentespodrian ser transportados por difusin slida o lquida o por flujo de soluciones. Sinembargo, la velocidad de difusin, ya sea slida o lquida, es demasiado lenta dentro de losrangos de temperatura y tiempo conocidos para muchos depositos. De esta forma, flujo desoluciones es el mecanismo ms viable, suplementado por difusiones a nivel local.

Para que el flujo de soluciones sea efectivo, acceso a fracturas y poros debe ocurrir en todoel cuerpo de mena. Esto significa que el proceso de mineralizacin sera detenido derellenarse la permeabilidad del sistema. Consecuentemente, el proceso de reemplazo solopersistir si las reacciones de reemplazo llevan asociadas un cambio negativo de volumenmolar entre los minerales originales de la roca huesped y la nueva asociacin de mineralesprecipitados. Por ejemplo, calculos volumtricos indican que el reemplazo de calcita porhedenbergita, andradita y sulfuros es factible, tal como se observa comunmente endepositos de skarn. Por otra parte, es poco probable el reemplazo de magnetita, ilmenita,hematita por sulfuros, ya que el cambio volumetrico implicara un aumento neto devolumen, tendiendo a rellenar y cerrar la permeabilidad del sistema.

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MODELOS DE DEPOSITOS MINERALES

INTRODUCCINLos depositos minerales son el producto de procesos geolgicos concentradores ya seaendgenos o exgenos a los cuales se asocia fraccionamiento geoqumico. Entre estosprocesos destacan los magmticos, magmticos hidrotermales, hidrotermales,volcanognicos exhalativos, sedimentario exhalativos, metamrficos y sedimentarios.

Para la generacin de un deposito mineral se requiere de un origen de los elementos y deuna serie de procesos que conduzcan a la concentracin de ellos. Estos procesos pueden serbastante variados para distintos tipos de depositos, la comprensin de ellos de vitalimportancia para la determinacin de criterios de exploracin.

Los procesos geolgicos que puedan haber ocurrido en algn momento del tiempo yespacio estn sujetos al ambiente tectnico en el cual ocurrieron. La figura 24 presenta unresumen de los distintos ambientes geolgicos en los cuales pueden ocurrir procesosgeolgicos conducentes a la formacin de un deposito mineral. En ella se reconocenambientes de Rifting Continental, de Colisin Corteza Continental Corteza Ocenica, deColisin Corteza Ocenica Ocenica, de Rifting Ocenico y de Colisin Continente Continente. Cada uno de estos ambientes tiene sus propias carctersticas magmticas,metamrficas y sedimentarias y sern ms o menos propicios para la generacin de ciertostipos de depositos minerales especficos segn ambiente. Por otra parte, considerando el rolfundamental que juega el agua en la mayora de los procesos de mineralizacin, la fuente deagua ser tambin fundamental y caracterstico de cada ambiente tectnico (Fig. 24). Laproveniencia de agua puede ser magmtica, meterica, ocenica, sedimentaria (aguasconnatas) y metamrfica (deshidratacin de minerales hidratados o bombeo tectnico),variando el tipo y abundancia de estos segn su ambiente tectnico (Fig. 24).

Figura 24. Tectnica de placas y ambientes de formacin de depositos para zonas de Rifting Continental,Colisin corteza ocenica - continental, Colisin corteza ocenica - ocenica, Expansin de fondo ocenico ydorsales, y Colisin corteza continetal - continental. Fuentes y tipos de agua para cada ambiente (basado en

S.E. Kesler).

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La composicin de magmas juega tambin un rol importante sobre el tipo demineralizacin asociada, donde la composicin de magmas es funcin en gran medida delambiente tectnico en el cual es generado. Se entiende por magma a un sistemamulticomponente de sustancias en estado lquido, slido y gaseoso. La fase lquida es lams predominante, constituida principalmente por soluciones aluminosilicicatadas,acompaadas de iones libres como Na, Ca, K, Mg entre otros. La fase slida se conformade olivinos, piroxenos plagioclasas y otros, diseminados en el lquido. La fase gaseosa estcompuesta principalmente por agua y cantidades menores de CO2, HF, HCl, SO2, H2BO3,etc. De acuerdo a contenidos de alcalis (Na2O + K2O) y de slice (SiO 2) se clasifican losmagmas en tres grandes grupos, Toletico, Calcoalcalino y Alcalino, y estos campos son asu ves subdivididos segn campos composicionales menores (ej. Fig. 25).

Figura 25. Clasificacin de magmas en funcin de contenidos de SiO2 versus contenidos de K2O. Notarcampos Toletico (inferior), Calcoalcalino (intermedio) y Alcalino (superior).

i) Magmas Toleticos representan principalmente lavas baslticas en centros deexpansin ocenico o dorsales o en arcos insulares jovenes. En estos ambientesocurre fraccionamiento entre basaltos, andesitas baslticas y en menor proporcinriolitas. Estos magmas son generalmente bajos en K, con un contenido promedio deslice del orden de 53%. Yacimientos asociados a este tipo de magmatismo son losde cromita platinoides (PGM), Bushveld, Sudfrica, yacimientos de pirrotina pentlandita calcopirita, Sudbury, Ontario, yacimientos de magnetita ilmenita (vanaditina), Lago Stanford, EEUU, entre otros.

ii) Magmas Calcoalcalinos ocurren en zonas de subduccin, en arcos insularesmaduros y en los mrgenes continentales, con rocas de composicin desde gabro agranito (basalto a riolita). En el caso de arcos insulares dominan las rocasvolcnicas, principalmente de composicin andestica (SiO 2 del orden de 59%).

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Estos magmas son derivados de la fusin parcial de la cua del manto y en menormedida corteza ocenica, con poca interaccin ascedente. En el caso de arcoscontinentales las rocas tienden a una composicin ms silicea, andesitas, dacitas yriolitas y sus equivalentes intrusivos. Son derivados de fusin parcial de la cua delmanto y en menor medida corteza ocenica, con mayor o menor interaccin yasimilacin de corteza continental inferior. Yacimientos asociados a este tipo demagmatismo son prfidos cuprferos, skarns, estratoligados, epitermales, entreotros.

iii) Magmas Alcalinos se dan en zonas de rifting intracontinental, en las zonas de fallastransformacionales y en los trasarcos magmticos de los margenes continentales. Sefraccionan en shoshonitas (zonas orognicas) y sienitas (zonas cratnicas). Sonrocas bajas en SiO 2 respecto a Na2O + K2O alto. A este tipo de magma se asocianrocas peralcalinas en zonas cratnicas, kimberlitas y lamprfiros (a los cuales sepueden asociar diamantes) y carbonatitas. Yacimientos asociados a este tipo demagmatismo son apatito magnetita, Sokli, Finlandia, apatito titanita, Lozovero,Rusia, magnetita apatito actinolita, Kiruna, Suecia, casiterita wolframita, Jos,Nigeria y diamantes, Sudfrica, entre otros.

El mecanismo y profundidad de emplazamiento de magms juega tambin un rol en elpotencial de generacin de un deposito mineral, tema a discutirse ms adelante. Lasprofundidades de emplazamiento pueden clasificarse en grandes terminos como Abisal (5 15 Km), Hipabisal (2 5 Km) y Subsuperficial (1 2 Km).

MODELOS DE DEPOSITOS

Un modelo consiste en el intento de describir y explicar el comportamiento de un proceso(natural) en terminos de parmetros medibles en su estado final. En el caso de geologa loque se observa y estudia es el resultado final. Por lo tanto un modelo puede ser visto comouna funcin f (xn), donde xixn representan parmetros como temperatura, presin,litologa, fuente de agua, permeabilidad, Eh, pH, fO 2, fS2, ambiente tectnico, etc. Siendo lacantidad de parmetros involucrados extremadamente grande y de compleja medicin,muchas veces producto de interpretaciones subjetivas, el desarrollo de un modelo geolgicode deposito es sujeto a una enorme gama de incertidumbres, sin mencionar la variablidadde los sistemas naturales que hacen en cada caso estudiado un caso particular. De estaforma, un modelo geolgico de deposito no es ms que la generalizacin y aproximacin deuna variada cantidad de casos particulares. Esto es necesario para el manejo de modelosconceptuales aplicados en exploraciones, pero implica que el gelogo de exploracionesdebe ser de mente muy abierta y debe manejar conocimiento de procesos particularesindependiente de los modelos de deposito generales.

El estudio de depositos minerales y su modelamiento queda comprendido dentro deMetalognesis, parte de las ciencias geolgicas dedicas a la investigacin de los procesosque llevan a la formacin de y fuentes de minerales metlicos de mena, su relacin tiempo-espacio con la evolucin geolgica-tectnica de su lugar de ocurrencia y todos aquellosparmetros involucrados (modelamiento). La relacin espacial entre depositos mineralesdefine provincias metalognicas, la relacin temporal entre depositos minerales define

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pocas metalognicas. Cabe destacar que el significado original de la palabra metalognesisproviene de la raiz griega Metalon, palabra que significa hoyo en la tierra, termino parareferirse a una mina de lo que fuera. Luego una provincia metalognica no era ms que unazona con un nmero significativo de minas. Por supuesto que el significado de la palabrametalognesis ha evolucionado mucho hasta la fecha.

PROCESOS GENERADORES DE YACIMIENTOS

A continuacin se presenta un cuadro resumen con los principales procesos generalesasociados a la formacin de yacimientos minerales metlicos. Se distinguen tres grandescategorias, procesos igneos hidrotermales, procesos metamrficos y procesossedimentarios.

Procesos igneos - hidrotermales

>T Magmtico (exsolucin, cristalizacin fraccionada, separacin gravitacional)Depositos de Cr, Ni, Cu, Co, Ti, PGE

Magmtico Hidrotermal (exsolucin de agua, fase hidrotermal)

Pegmatitas, depositos de R.E.E.

Hidrotermal Magmtico (migracin de fluidos hidrotermales magmticos

y enfriamiento mediante fluidos metericos)Depositos de metales base y precioso

Hidrotermal (mezcla con y participacin de fluidos metericos)

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SISTEMAS DEL TIPO PRFIDO COBRE

GeneralidadesLos depositos del tipo prfido cuprfero comprenden yacimientos de gran volumen demineralizacin primaria de sulfuros de cobre-fierro y fierro, en general hospedados ydirectamente asociados a cuerpos intrusivos porfricos, pero en ningn caso estrictamenterestringidos a roca intrusiva. Estos yacimientos estn asociados a arcos magmticos demargenes continentales y a magmatismo calcoalcalino de composicin intermedia. La rocahuesped es tpicamente granodiorita, cuarzo-monzonita y prfido andestico, asociado asistemas intrusivos multifasticos y comunmente relacionado con etapas tardas de laevolucin magmtica. La mineralizacin ocurre en forma diseminada, en vetillas yenjambres de vetillas (stockwork), en columnas de brecha y tambin como rellenos. Loscuerpos de prfido cuprfero tienden a ser grandes (cientos a miles de metros de diametro),de forma concentrica a elongada, con contornos regulares a irregulares en planta. Ensecciones verticales estos yacimientos tienen forma tubular o de embudo (muela), con ejescasi verticales. Normalmente se observa mayor diseminacin horizontal que vertical, hasta6 Km2.

La figura 26 muestra un modelo idealizado para prfido cuprfero basado en San Manuel/Kalamazoo, mostrando la clsica zonacin de alteracin, mineralizacin y estilos demineralizacin. Cabe destacar que este modelo est basado en la reconstruccin de undeposito volcado y cortado por una zona de falla (falla San Manuel), que es un modeloesquemtico y que representa la foto del resultado final de una larga evolucin de procesosmagmticos e hidrotermales.

a. b.

c.

Figura 26. Modelo clsico de alteracin ymineralizacin en sistemas del tipo PrfidoCuprfero (Lowell y Guilbert), basado en lareconstruccin del deposito San Manuel/Kalamazoo (Arizona, EEUU). a. Zonacinde alteracin; b. Zonacin de mineralizacin,y c. Zonacin de estilos de mineralizacin.

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La mineraloga primaria de los prfidos cuprferos consiste principalmente en pirita ycalcopirita (aprox. 90% de los sulfuros), con menor bornita, enargita, tetrahederita y trazasde molidebnita y esfalerita. La mineraloga suprgena consiste principalmente en calcosinay covelina (enriquecimiento) y en minerales oxidados de cobre como malaquita, crisocola,atacamita, copper Wad y copper Pitch entre otros (zona oxidada).

La alteracin hidrotermal es normalmente zonada, pero de acuerdo a los discutidopreviamente en estos apuntes, los tipos de alteracin son tambin dependientes del tipo deroca huesped. Siendo esto el caso, la zonacin ideal muchas veces no ocurre. En el caso delmodelo ideal, existe un ncleo de alteracin potsica, sobrepuesto un halo de alteracinflica con bordes laterales de alteracin arglica y un halo externo de alteracin propiltica.

En la zona de alteracin potsica (biotita y/o feldespato potsico) se observa del orden deun 1% de pirita, con una razn pirita/calcopirita del orden de 3/1. Se observa tambinmagnetita, anhidrita y en algunos casos mineralizacin econmica de molibdenita asociadacon vetillas de cuarzo. En la zona de alteracin flica (sericita cuarzo) se observa delorden de 10% de pirita, con una razn pirita/calcopirita de 12/1 y menor mineralizacin demolibdenita, bornita, calcosina, esfalerita, galena, enargita, tetrahederita, entre otros. Lamayor concentracin de mineralizacin cuprfera primaria ocurre normalmente entre lazona de alteracin potsica y la zona de alteracin flica. La zona de alteracin arglica(caolinita cuarzo) aparece en forma lateral a la zona de alteracin flica, no siemprepresente. En esta zona domina la pirita, con una razn pirita/calcopirita del orden de 23/1.En menor proporcin pueden ocurrir bornita, molibdenita, tetrahederita, esfalerita, galena,enargita, calcosina, entre otros. La zona de alteracin propiltica (epidota-clorita-pirita-calcita) representa el halo ms externo, con mineralizacin de magnetita, hematita, menorgalena, esfalerita. Externo a la zona propiltica ocurre normalmente un anillo conmineralizacin en vetas de esfalerita, galena, calcopirita, oro, plata y pirita. En algunossistemas de prfido cuprfero se reconoce en su zona superior alta o perifrica zonas dealteracin arglica avanzada, caracterizadas por alunita cuarzo de textura oquerosa ymineralizacin con enargita, pirita y menor oro y plata.

En el caso de sistemas de prfido cuprfero expuestos a procesos de alteracin suprgena enambientes ridos ocurren procesos de enriquecimiento secundario, superpuestos a lamineralizacin y alteracin primaria. El perfil de alteracin/ mineralizacin descendentedesde superficie corresponde a una zona lixiviada, con abundantes xidos e hidrxidos defierro, arcillas y