Fluidos hidrotermales y alteración hidrotermal Introducción Circulación de fluidos hidrotermales en una roca ===> nuevos equilibrios ===> alteración hidrotermal La alteración secundaria de las rocas es un fenómeno común en la naturaleza. Los ensambles minerales por alteración reflejan la interacción de un fluido típicamente dominado por agua con las rocas. Esta alteración puede tener lugar a temperaturas del medio ambiente y producir suelos (lateritas) o a temperaturas mas elevadas que pueden ir de <100°C <100°C a > 500°C 500°C por interacción con fluidos hidrotermales hi drotermales produciendo produci endo alteración hidrotermal. En la mayoría de yacimientos formados por fluidos hidrotermales, la modificaciones en mineralogía y texturas de las rocas encajantes se extienden mas allá del yacimiento mismo. Estas modificaciones mineralógicas provocadas por la circulación hidrotermal es conocida como “alteración hidrotermal”. La alteración hidrotermal puede definirse como en la transformación de una asociación original en una nueva la cual es mas estable en las nuevas condiciones de temperatura-presión y sobre todo, de la composición del fluido hidrotermal que atraviesa la roca. Las texturas y estructuras originales pueden ser ligeramente o completamente modificadas por alteración hidrotermal.
La alteración hidrotermal puede ser útil: - (i) como guía de exploración (Fig. B4-1), (ii) como guía para conocer el carácter químico de las soluciones hidrotermales y sus fuentes y (iii) para conocer la evolución del sistema hidrotermal. Los sistemas hidrotermales están asociados a yacimientos hidrotermales pero además pueden constituir una fuente de energía geotérmica. Por otro lado los sistemas hidrotermales activos (ejemplos bien estudiados en Nouva Zelanda, Islandia, Yellowstone...) es una fuente importante de información para entender los sistemas hidrotermales fósiles. "orebody" hydrothermal alteration I hydrothermal alteration II
host rock (roche encaissante)
Figure B4-1 : La alteración hidrotermal como guía de exploración.
Comparación con el metamorfismo regional o de contacto. Cociente fluido/roca ("fluid/rock ratio").
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La alteración hidrotermal puede ser considerada como un tipo de metamorfismo en la cual una roca original recristaliza en un nueva estable en las nuevas condiciones. Sin embargo, hay grandes diferencias entre la alteración hidrotermal y el metamorfismo. En metamorfismo regional y de contacto fluidos ricos en H 2O y/o CO2 son generados por la desestabilización de los minerales. Estos fluidos se hallan en pequeñas cantidades con respecto a los componentes sólidos de la roca y circulan lentamente a través de poros y fracturas. Es decir el cociente fluido/roca es muy bajo. En condiciones de metamorfismo regional o de contacto los fluidos están mayormente aproximadamente en equilibrio térmico y químico con las fases sólidas que las rodean y en general los efectos metasomáticos son poco importantes. En contraste, la alteración hidrotermal supone grandes cantidades de fluidos atravesando las rocas y que estas tienen una permeabilidad considerable en forma de fisuras y porosidad conectada. Se dan entonces condiciones con cocientes fluido/roca mucho mayores que en el metamorfismo regional y de contacto. Igualmente los gradientes químicos son mas pronunciados durante la alteración hidrotermal que en condiciones de metamorfismo. Además, los fluidos hidrotermales están a menudo en desequilibrio con las rocas que las rodean, lo cual es la causa de la alteración hidrotermal.
Equilibrio químico durante la alteration hydrothermal De manera general existe un desequilibrio durante la alteración hidrotermal. No obstante, puede considerarse que a muy pequeña escala si las reacciones ocurren rápidamente existen sub-sistemas en equilibrio químico. De aquí que la mayoría de los métodos y técnicas de la petrología metamórfica pueden ser aplicados en el estudio de la alteración hidrotermal incluyendo la regla de fases y otras técnicas y métodos termodinámicos para el calculo de las condiciones de precipitación de minerales.
Transporte El transporte de materiales que intervienen durante la alteración hidrotermal puede tener lugar por (i) infiltración (movimiento de masa debido al flujo de un fluido a través de la roca), o por (ii) difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos almacenados en los poros. En general hay una combinación de ambos procesos.
Alteración "pervasiva" y "no pervasiva" Desde el punto de vista de la intensidad de la alteración , podemos distinguir entre alteración pervasiva y no pervasiva. La alteración pervasiva afecta toda la roca mientras que la no pervasiva afecta solamente ciertas partes de la roca como por ejemplo los bordes de una fractura o de vetas. Durante la alteración "pervasiva" no todos los minerales son necesariamente reemplazados. Por ejemplo en la alteración potasita de una granodiorita la biotita reemplaza a hornblenda, biotite remplace hornblenda (para formar la "shreddy biotite" pero la biotita original, magmática, permanece intacta ya que esta en equilibrio con el fluido hidrotermal.
Reacciones de hidrólisis
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La estabilidad de los feldespatos, micas y minerales argilicos es normalmente controlada por la hidrólisis. La hidrólisis es un fenómeno por el cual K+, Na +, Ca 2+, Mg 2+ y otros cationes son transferidos del mineral a la solución y el H + de la solución a la fase sólida. Por ejemplo la estabilidad de los feldespatos potásicos y de las moscovitas a 300°C es controlada por las siguientes reacciones: 1.5KAlSi3O8 + H+ <=> 0.5 KAl3Si3O10(OH)2 + 3 SiO2 + K+ feldspato potásico muscovita cuarzo KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3/2 H2O <=> 3/2 Al2Si2O5(OH)4 + K+ muscovita caolinita
(1)
(2)
Es evidente que estas reacciones son favorizadas por condiciones de pH bajos.
Figure B4-2: Equilibrium curves experimentally determined in chloride solutions by Meyer and Hemley (1967) for a) K 2O-Al2O3-SiO2-H2O system; and b) Na2O-Al2O3-SiO2-H2O system; as a function of temperature. Quartz present and pressure at 1000 bar; c) K2O-Na2O-Al2O3-SiO2-H2O system at 400°C and 1000 bar total pressure; quartz present (After Meyer and Hemley 1967 in Pirajno, 1992).
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Metasomatismo por H + e intercambio de cationes de base El metasomatismo por H+ es importante en la alteración hidrotermal. Si vemos de nuevo la reacción de hidrólisis (1), 1.5KAlSi3O8 + H+ <=> 0.5 KAl3Si3O10(OH)2 + 3 SiO2 + K+ feldespato potásico muscovita cuarzo
(1)
Si H+ es añadido al sistema, la reacción se desplazará hacia la derecha. Además, en la zonas proximales donde H+ es añadido, puede formarse moscovita; en cambio en las partes externas, si el H+ a sido consumido, la reacción 1 no tendrá lugar. De esta manera una zonación se producirá a medida que el H+ es consumido. A menudo, la hidrólisis esta acompañada de una hidratación: 2Mg2SiO4 + H2O + 2H+ = Mg3Si2O5(OH)4 + Mg2+ olivino serpentina Las reacciones que involucran intercambio de cationes entre la solución y un mineral son llamadas reacciones de intercambio de cationes de base. Un ejemplo típico es la albitización de la microclima: KAlSi3O8 + Na+ = NaAlSi3O8 + K+ microclina albita
Principales reacciones de metasomatismo por H + Note que les reacciones se desplazan hacia la derecha si el pH es ácido, ver Figura B4-2. a) Sistema K 2O -SiO 2- H 2 O -Al 2O 3 Además de la formación de la moscovita y caolinita en las reacciones (1) y (2), puede formarse moscovita por otras reacciones a partir de otros minerales, por ejemplo a partir de una andesita si el fluido transporta K:
0.75Na2CaAl4Si8O24 + 2H+ + K+ <=> KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5Na+ + 0.75Ca2+ + 3SiO2 andesina muscovita
b) Sistema Na 2O -Al 2 O 3 -SiO 2- H 2 O 1.5NaAlSi3O8 + H+ = 0.5NaAl3Si3O10(OH)2 + 3SiO2 + Na+: albita paragonita NaAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 3SiO2 = 1.5Al2Si4O10(OH)2 + Na+; paragonita cuarzo pirofilita 1.7NaAlSi3O8 + H+ = 0.5Na.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+; albita Na-montmorillonita 3Na.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+ + 3.5H2O = 3.5Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+. Na-montmorillonita caolinita 10/18/2007
3NaAlSi3O8 + 2H+ + K+ = KAl3Si3O10(OH)2 + 6SiO2 + 3Na+. albita muscovita
Figure B4-3: Diagrammatic representation of hydrothermal alteration in rocks containing A dominant alkali-feldspar and B dominant calcic plagioclase (After Hemley and Jones, 1964 in Pirajno, 1992)
c) Sistemas en presencia de S 11Fe2SiO4 + 2SO42- + 4H+ = 7Fe3O4 + FeS2 + 11SiO2 + 2H2O; fayalita magnetita pirita (comparado a: 2Fe2SiO4 + 3H2O = Fe3Si2O6(OH)4 + Fe2+ + OH- + H+. serpentina o talco) KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO42- = KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2; mica-K alunita 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ + 6H+ + 4SO42- = 2KAl3(SO4)2(OH)6 + 6SiO2 + 3H2O; caolinita alunita
Ver también alteración argílica
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Figure B4-4: Stability relations of alunite, kaolinite, muscovite and K-feldspar as a function of the activities of K2SO4 and H2SO4 (After Hemley et al., 1969, in Pirajno, 1992).
d) Metasomatismo por H + en rocas carbonatadas CaCO3 + 2H+ = Ca2+ + CO2 + H2O. El CO2 podrá formar H2CO3 en zonas mas alejadas. Su disociación podra producir un nuevo metasomatismo por H+ de silicatos...
Tipos de alteración hidrotermal Distinguiremos dos grandes grupos: Los que están en relación con procesos de metasomatismo por H + , y los que no lo están. El primer grupo incluye el tipo de alteración asociado a un gran numero de yacimientos hidrotermales como alteración potásica, propilítica, argílica, etc. El segundo grupo incluye turmalinización, silicificación, etc.
Tipos de alteración asociados a procesos de metasomatismo por H+ Idealmente, si un sistema hidrotermal en relación con una intrusión magmática evoluciona hacia presiones y temperaturas mas bajas, el cociente de las actividades aK+ /aH+ disminuye, es decir la acidez de la solución hidrotermal aumenta (en razon de la "disproporcion" de SO2 por reacción con H2O, ver mas abajo, y de la liberación de HCl y otros ácidos). Por esta razón, los tipos de alteración asociados al proceso de metasomatismo por H+ serán tratados en orden de acidez creciente, es decir de modo inverso al cociente de la actividades aK+ /aH+.
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La Figura B4-5 resume las condiciones de T y pH de los diferentes tipos de alteración. Se trata de una figura critica para la definición de los tipos de alteración que siguen. Esquemas similares (e.g., "Hemley diagram") serán discutidas de nuevo en la descripción de varios tipo de yacimientos como pórfidos de Cu y epitermales de oro.
Figure B4-5 Scheme of idealised evolutionary alteration sequence illustrating types of alteration as a function of temperature, K+ and H+ activities (After Guilbert and Park, 1985 et Burnham and Ohmoto, 1980, in Pirajno, 1992).
De maner aesuqmatica, con el metasomatismo de H+ creciente (o inverso a aK+ /aH+) se producen las alteraciones siguientes: 1) potásica , 2) propilítica , 3) fílica o sericítica y greisennisación , 4) argílica , 5) argílica avanzada . La distribución de estos tipos de alteración en el espacio es mostrada esquemáticamente en la figura B4-6 considerando un polo dominado por un proceso de metasomatismo alcalino (con desarrollo de alteración potásica) y otro polo dominado por metasomatismo de H+.
Métasomatismo alcalino, en particular alteración potásica Este tipo de alteración ocurre a temperaturas elevadas entre 800 y 600°C y resulta típicamente de la interacción de un fluido residual que ha evolucionado de una intrusión ignea cerca ala roca encajonante. Dado que se trata de un fluido residual magmático, este es muy salino y el pH se aproxima a neutralidades. La paragénesis formada en este metasomatismo alcalino comprende feldespato potásico± biotita, ± albita, ± moscovita. La biotita formada en este caso cristaliza en hojuelas con organización aleatoria (“shreddy biotita”) contrariamente à la biotita magmática que cristaliza en paquetes regulares y ordenados (“book biotita”).
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PORPHYRY SYSTEMS; NEAR
Sn-W SYSTEMS; CRUSTAL
SURFACE INTRUSIONS
INTRUSIONS I-S OR S-TYPE
I OR A TYPE MAGMAS Cu, Mo, AND Au MAINLY
MAGMAS. ALKALI METASOMATISM ALBITIZATION AND/OR MICROLINISATION
POTASSIC ALTERATION PROPYLITISATION
H+ METASOMATISM PHYLLIC ± VEINING +METALS
PHYLLIC AND GREISENS ± VEINING + METALS ADVANCED H+ METASOMATISM
ARGILLIC ± VEINING +METALS
ARGILLIC (may be absent) METEORIC INPUT
Figure B4-6: Alkali metasomatism liberates H+, resulting in decreasing alkali/H+ ratios, and subsequent destabilisation of feldspars and micas, with growths of new mineral phases (greisen and phyllic stages). Advanced H+ metasomatism is due to meteoric water input into the system, with oxidation and further H+. Acid leaching and argillic alteration result from this stage (Pirajno 1992).
Alteración propilítica La alteración propilitica se caracteriza por la adicción de H 2O, CO2 y localmente S y la preservación de las texturas. Aparte de la inclusión de volátiles, la composición química de la roca no cambia de manera importante. Típicamente, se forma clorita, calcita, albita, feldespato potásico y pirita. La magnetita puede preservase. Hacia el exterior de un sistema hidrotermal la alteración propilítica puede mostrar transiciones a rocas no alteradas. Por otro lado, ya que la alteración propilítica refleja la circulación de fluidos acuosos no ácidos, la distinción entre asociaciones minerales propias de este tipo de alteración hidrotermal y aquellas del metamorfismo regional a esquistos verdes puede ser complicada.
Alteración sericítica (o fílica o cuarzo-pirita) et greisenisación La alteración fílica o séricítica se caracteriza por la asociación cuarzo-sericita-pirita . Típicamente, esta representa desestabilización de feldespatos en presencia de H+ (es decir en condiciones ácidas), OH-, K+, y S2-. La alteración sericítica esta presente en casi todos los istemas hidrotermales. Puede formarse turmalina, feldespato potásico, caolinita, calcita, biotita, anhidrita, y apatito. Este tipo de alteración muestra transiciones hacia la alteración potásica (si hay mucho feldespato potásico y/o biotita), a hacia
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la alteración argílica (si hay muchas arcillas). Si hay una proporción de cuarzo, turmalina y topacio tendremos una transición hacia la greisennización. El nombre "greisen " es un antiguo termino minero de Cornouailles (Cornwall), y se aplica a una asociación granuda de minerales de alteración que comprende además de cuarzo y muscovita, cantidades variables de topazio, turmalina, fluorita, casiterita, hematita, wolframita, scheelita y sulfuros de Fe, Cu, Mo, Bi mas otros minerales.
Alteración argílica La alteración argílica se caracteriza por la formación de minerales de arcilla y se debe a un intenso metasomatismo de H+ ("acid leaching") a temperaturas entre 100 y 300°C. Típicamente, la alteración argílica esta definida por la presencia de minerales del grupo de la caolinita. La textura de la roca es parcialmente destruida. Minerales típicos: caolinita, dickita, montmorillonita, illita, clorita, y pequeñas cantidades de séricita.
Alteración argílica avanzada Si el ataque ácido es todavía mas intenso, los feldespatos y los minerales máficos pueden ser completamente destruidos. Se hablar’a entonces de una alteración argílica avanzada ("advanced argilic alteration "). El aluminio liberado por la desestabilización de los silicatos se fija en forma de minerales del grupo de la caolinita, de la alunita (KAl3(SO4)2(OH)6) y del diásporo. La altération argílica avanzada es típica de los sistemas del tipo "high sulfidation".
Pueden igualmente formarse baritina, azufre, topacio, turmalina.
En ciertos casos, todos los elementos excepto Si et Ti pueden ser lixiviados. La roca resultante muy porosa por la lixiviación de de otros constituyentes esta formada casi exclusivamente por cuarzo microcristallino la cual es conocida como "vuggy silica" o "residual silica" y es típico de yacimientos epitermales del tipo "high sulfidation". Es importante indicar que la formación de "vuggy silica" no implica un fenómeno de silicificación ya que la sílice es residual, es decir un nuevo aporte de sílice no es necesario. La fuerte lixiviación característica de la alteración argílica avanzada se debe a que los fluidos fuertemente ácidos. La acidez tiene su principal origen en la presencia de H2SO4 formado par la reacción de SO2 de origen magmato-volcánico con el agua.
KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+ + 2SO42- = KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2; mica-K alunita + + 23Al2Si2O5(OH)4 + 2K + 6H + 4SO4 = 2KAl3(SO4)2(OH)6 + 6SiO2 + 3H2O; caolinita alunita + 2KAl3Si3O10(OH)2 + 2H + 3H2O = 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+. mica-K caolinita
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"Intermediate argillic alteration" La "intermediate argillic alteration" (Meyer et Hemley, 1967) se caracteriza por la presencia de caolinita y smectitas en presencia de feldespatos potásico y se forma en algunos yacimientos de tipo pórfido a temperaturas debajo de 250-300°C. Su distribución en la zonation de los pórfidos es anómala ya que se presenta típicamente entre la alteración argílica y propilitica, a pesar que la presencia de abundante caolinita debería indicar condiciones mas ácidas que la alteración argílica. Esta anomalía es explicada por efectos cinéticos, particularmente porque el feldespato potásico no esta lo suficientemente alterado y el sistema es muy pobre en K como para formar muscovita (Reed, 1997).
Otros tipos de alteración Silicificación Uno de los tipos de alteración más extendida. Normalmente indica un descenso de temperatura.
Silicatación Típico de skarns ! CaMg(CO3)2 + 2SiO2 = (CaMg)Si2O6 + 2CO2; dolomita diópsido CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2. calcita wollastonita
Información suplementaria: Turmalinización Típico para fluidos de alta temperatura ricos en volátiles muchas veces ricos en boro (skarns, pórfidos cupríferos, greisens) pero también en exhalaciones submarinas asociadas a yacimientos de tipo “sedex” (p.e., Sullivan, Canada). Talco 2Fe2SiO4 + 3H2O = Fe3Si2O5(OH)4 + Fe2+ + OH- + H+. fayalita serpentina o talco
o si las soluciones son ricas en CaO, puede formarse dolomita tremolita + 4CO2 = 2 dolomita + H2Mg3Si4O12 + 4SiO2 talco Talco + 2.15CaO + 4.3CO2 = 2.15 dolomita + 0.85MgO + 4SiO2 + H2O. Talco y dolomita pueden formarse directamente a partir de serpentina 2H4Mg3Si2O9+ 1.23CaO + 2.46CO2 = talco + 1.23dolomita + 1.77MgO + 3H2O; serpentina 2serpentina + 3CO2 = talco + 3magnesita + 3H2O.
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Hematitización
Carbonitización, dolomitización et ankeritización
Algunos ejemplos: Formación de dolomita en terrenos metamórficos: 3calcita + tremolita-actinolita + 7CO2 = 5dolomita + 8SiO2 + H2O Actinolita a clorita: 6actinolita + 12CO2 + 14H2O = 5clorita + 12calcita + 28SiO2. Clorita a carbonato: clorita + 6calcita +6CO2 = 6ankerita + 4SiO2 + 4H2O; clorita + 6CO2 = 6siderita + 4SiO2 + 4H2O. Carbonatos a pirita: siderita + 2H2S + 1/2 O2 = FeS2 + CO2 + 2H2O.
Referencias
Barnes, H.L. (1979), Geochemistry of hydrothermal ore deposits (2nd. ed.). Wiley, New York, 798 p. Hedenquist, J.W., Reyes, A.G., Simmons, S.F., & Taguchi, S. (1992), The thermal and geochemical structure of geothermal and epithermal systems: A framework for interpreting fluid inclusion data. European Journal of Mineralogy, v. 4, p. 989-1015. Meyer, C & Hemley, J.J. (1967), Hydrothermal alteration. In: Barnes, H.L. (Ed.) Geochemistry of hydrothermal ore deposits (1st ed.) Holt Rinehart & Winston, New York, p. 165 - 235. Pirajno, F (1992), Hydrothermal mineral deposits. Principles and fundamental concepts for the exploration geology. Springer, Berlin, 709 p. Reed, M.H. (1997), Hydrothermal alteration and its relationships to ore fluid composition. In: Barnes, H.L. (Ed.) Geochemistry of hydrothermal ore deposits (3rd ed.). Wiley, New York, p. 303-365. Reyes, A.G. (1990), Petrology of Philippine geothermal systems and the application of alteration mineralogy in their assessment. Journal of Volcanology and Geothermal Research, v. 43, p. 279309. Rose, A.W. & Burt, D.M. (1979), Hydrothermal alteration. In: Barnes, H.L. (Ed.) Geochemistry of hydrothermal ore deposits. Wiley, New York, p. 173 - 235. Skinner, B.J. (1979), The many origins of hydrothermal mineral alteration. In: Barnes, H.L. (Ed.) Geochemistry of hydrothermal ore deposits. Wiley, New York, p. 1-21.
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