II SOLUCIONES HIDROTERMALES

INTRODUCCION

� Un fluido hidrotermal está definido como una solución acuosa caliente (cerca de 50 - > 500° C) (hidro = agua; termal = caliente), conteniendo Na, K, Ca, Cl como los mayores componentes, así como también muchos otros elementos (por ejemplo, Mg, B, S, Sr, CO2, H2S, NH4, Cu, Pb, Zn, Sn, Mo, Ag, Au, etc) como constituyentes menores (Skinner 1979). Los términos fluidos y solución aquí son usados intercambiablemente, a pesar de que fluido en el sentido estricto se refiere a una fase en una temperatura supercrítica en la cual un líquido puede no existir largamente. La presión requerida para causar condensación a una temperatura crítica dada es llamada la presión crítica.

� Empezamos este capítulo teniendo que mirar a aquellas clases de aguas que pueden constituir una solución hidrotermal. Una breve introducción está dada sobre las sistemáticas de los isótopos del oxígeno e hidrógeno, y su rol en la comprensión de la naturaleza e interacciones de los fluidos hidrotermales y las rocas encajantes. A manera de solo la observación directa y un material de muestra de las soluciones hidrotermales vienen desde las inclusiones fluidas y de las aguas termales, un delineamiento de la caracterización y la metodología involucrada en el estudio de las inclusiones fluidas también se ha dado. Se ha enfatizado que las inclusiones fluidas proporcionan importantes ideas hacia la físico – química del medio ambiente de la deposición de los minerales. Esto nos conduce a la discusión de los constituyentes disueltos, donde una serie de tablas proporcionan alguna comprensión de la composición de las soluciones naturales. El transporte de los metales aparentemente insolubles ha confundido largamente a los químicos hasta que el rol de los litigantes de la disolución y transporte de los elementos de mena (y de aquí su importancia en el estudio de los depósitos de minerales hidrotermales) fue descubierto. Varios mecanismos de deposición de los metales a partir de las soluciones concluye esta parte.

1. AGUA DE LAS SOLUCIONES HIDROTERMALES

� El agua de las soluciones hidrotermales puede ser derivada a partir de las siguientes fuentes: meteórica, agua de mar, connata, metamórfica, juvenil o magmática. La mayoría de las soluciones hidrotermales son de origen mezclado en el cual uno o más de las fuentes de arriba pueden predominar.

� Las aguas meteóricas incluyen a las aguas de lluvia, lagos y agua de los ríos, y aguas subterráneas. Estas aguas pueden penetrar profundidades hacia la corteza y pueden llegar a ser calentadas y mineralizadas, de este modo adquieren las propiedades de las soluciones hidrotermales. La sistemática de los isótopos estables indicant que en las regions volcánicas las aguas de las fuentes termales y charcos son extensamente, si no exclusivamente, de origen meteórico.

� La corteza oceánica, en y alrededor de las montañas del medio de los océanos, permite la penetración del agua de mar a varios kilómetros debajo del fondo marino. De tal manera que resulta, el mar de mar calentado, transformado hacia un fluido altamente enriquecido con los metales y manejado por convección, y subsecuentemente es descargado en el fondo marino como una fuente termal depositando mineral submarino (Bonatti 1975).

� El agua atrapada durante la deposición de los sedimentos y producida durante las reacciones diagenéticas es conocida como agua connata, o agua de formación. Se ha calculado que algo de 20% por volumen de sedimentos no metamorfoseados en la corteza de la Tierra consiste de agua de poros (1979). También se ha reconocido ampliamente que los fluidos hidrotermales pueden desarrollarse durante la diagénesis de entierro, y alcanzan altas salinidades y temperaturas. Esta agua es esencialmente agua no adherida, es decir, no adherida en el retículo de los minerales formadores de rocas. La remoción de las aguas de las intercapas de arcillas, yeso y material orgánica es un aspecto importante

de los procesos de la diagénesis. La expulsión de los fluidos durante el enterramiento y diagénesis toma lugar como resultado de la reducción de la porosidad, y el volumen del agua liberado puede ser considerable. La lutita en promedio puede producir 3,5 x 10

3 litros

de agua por cada 1m3 de material depositado. Las temperaturas durante la diagénesis

pueden variar desde unos pocos grados debajo de 0°C hasta los 250 – 300°C, pero el agua de expulsión durante los cambios diagenéticos ocurren a temperaturas entre 90 y 120°C (Hanor 1979). Durante la evolución de una cuenca sedimentaria, la expulsión de los fluidos tiene lugar y ellos pueden migrar hacia arriba y hacia los márgenes de la cuenca, y, donde el azufre es adicionado a partir de alguna fuente, la precipitación de los sulfuros puede ocurrir en lugares favorables.

� Las aguas metamórficas son derivadas a partir de la deshidratación de los minerales portadores de hidróxidos (agua adherida) a través de la elevación de la presión y temperatura (desmeteorización metamórfica). Smirnov (1976) concibió la presencia de una zona hidrotermal delante del frente metamórfico durante el metamorfismo regional prógrado. Henley y otros (1976) sugirieron que el metamorfismo puede ser una fuente de energía produciendo la mineralización de vetas hidrotermales. La presencia de fluidos ricos en volátiles liberados durante el metamorfismo es aceptada comúnmente, y ellos pueden ser considerados como salmueras generalmente diluidas conteniendo H2O, CO2 y CH4. La observación directa de las aguas de probable origen metamórfico viene a ser desde la Península de Kola, donde los pozos más profundos del mundo fueron perforados a la profundidad de 12000 m. Entre los 4500 y 9000 m el pozo interceptó una zona de “rocas metamórficas disgregadas”, dentro de la cual abundante agua caliente y agua altamente mineralizada fue encontrada. A tales profundidades, esta agua posiblemente sea de origen metamórfico liberado desde el agua adherida en los minerales formadores de rocas. Presente también en el pozo estuvieron abundantes gases tales como He, H2, N2, CH4, CO2 y diferentes hidrocarburos, la mayoría de los cuales también han sido creídos que han sido liberados mediante los procesos metamórficos profundos (Kolovsky 1984). Es interesante notar que la deshidratación de las rocas en aquellas profundidades está acompañada por el microfracturamiento o desagregación hidráulica. Temperaturas de alrededor de 180°C fueron medidas a 10000 m, mientras que la determinación isotópica del azufre indica un origen del azufre a partir del manto. Un sorprendente descubrimiento a partir de estos resultados es que el pozo interceptó la Discontinuidad de Conrad (donde la densidad y la velocidad de las ondas sísmicas se eleven desde 2,5 a 2,75 g/cm

3 y 5 a 6

km/s respectivamente) la cual es considerada la marca de transición de la corteza superior (granítica) a la corteza inferior. Sin embargo, la discontinuidad es considerada a ser el límite de la zona de desagregación y zona metamórfica de agua caliente, donde la roca retorna a su densidad normal para aquella profundidad y el agua no está presente más largamente. Posteriormente se estableció que en la zona de desagregación, las rocas fragmentadas están cementadas por los sulfuros de Cu, Zn, Ni, Fe y Co. Estos descubrimientos indican que las interacciones del gas – agua – roca son activos a grandes profundidades, y que las condiciones existen para la formación de depósitos de minerales hidrotermales accionando enteramente mediante el metamorfismo.

� Algunos geólogos consideran al agua juvenil como aquella que es asumida a la que se ha derivado del manto. Las aguas magmáticas son aquellas que se separan desde el fundido sobreenfriado, generando un sistema magmático – hidrotermal, el cual quizás es el agente más poderoso para la deposición de los minerales. En adición al agua, otros constituyentes volátiles que pueden estar presentes en el magma incluyen al H2S, CO2, SO2, HCl, B, F, H2. El contenido del agua en el magma varía desde tan poco como 0,2% hasta tanto como 6,5% en peso. La presencia y abundancia de estos volátiles en un magma generalmente está relacionado a su composición y a la region de la fuente a partir de la cual se ha originado. Es posible, por ejemplo, que el granito rico en B puede haberse derivado desde los fundidos que han interactuado con los metasedimentos ricos en turmalina. Adicionalmente, la abundancia relativa de un volátil sobre otro (por ejemplo, B/F) puede ser muy importante en la determinación del tipo de depósito mineral que puede haberse formado de la exsolución de las fracciones de volátil a partir de las últimas etapas de la consolidación.

2. SISTEMATICA DE LOS ISOTOPOS DE OXIGENO E HIDROGENO DE LOS FLUIDOS HIDROTERMALES

� Los análisis de los isótopos estables (no radiogénicos) proporcionan datos útiles para la comprensión del origen, naturaleza y evolución de los fluidos hidrotermales y su interacción con las rocas encajantes. Desde que el oxígeno es el elemento más abundante, y el hidrógeno su compañero en la molécula de agua, las proporciones de

18O/

16O y D/H donde

D es el deuterio (21H), el isótopo pesado del hidrógeno, constituye indicador poderoso o

trazas de la naturaleza y fuente de los fluidos hidrotermales. Los aspectos teóricos, experimentales y revision de los estudios de las sistemáticas de los isótopos estables pueden ser encontrados en numerosas publicaciones excelentes. El lector interesado está advertido en consultar Valley y otros (1986), Taylor (1979), Faure (1986) y Bowen (1988). Los valores isotópicos están reportados como desviaciones desde un estándar arbitrario, el cual en el caso del hidrógeno y oxígeno es tomado del agua oceánica (estándar media de agua del océano, SMOW). Con δ

18O = O y δD = O. Esta desviación, indicada por δ está

dada por la fórmula:

δ = (Rmuestra / Restándar – 1) x 1000

� donde R es la proporción de isótopos que se han considerado (por ejemplo, D/H y 18O/

16O).

De esta manera, los valores positivos y negativos representan enriquecimiento o empobrecimiento con respecto al estándar.

� El agua de mar, el agua meteórica y el agua juvenil son consideradas a ser “aguas referenciales”, en la que ellos han definido las características isotópicas de su fuente. Consecuentemente, las aguas geotermales, connata, metamórfica y magmática son recicladas a partir de uno o más de estas aguas de referencia (Ohmoto 1986). En el estudio de las sistemáticas de los isótopos de oxígeno e hidrógeno, es importante tomar en cuenta la “línea del agua meteórica” (MWL). La variación isotópica de las aguas meteóricas es dependiente de la latitud

y elevación, con valores de δD y δ

18O siendo más bajos hacia

las elevaciones más altas y latitudes más altas. Este es debido esencialmente a la menor evaporación y por lo tanto menor fraccionación vapor – fluido, el cual tiende a favorecer la partición de los isótopos más ligeros dentro de la fase de vapor, produciendo el fluido enriquecido en isótopos pesados. De esta manera, la condensación del agua a partir de un vapor está enriquecido en

18O y D relativo al vapor, de manera que la masa de aire llega a

estar progresivamente empobrecida en isótopos pesados relative al condensado inicial (Taylor 1979). La relación lineal entre el δD y δ

18O está definida por:

δD = 8 δ

18O + 10

� Los estudios de las características de los isótopos de las aguas naturales por Taylor (1979)

y Sheppard (1986); (Fig. 2) revela que en el presente día las aguas de los océanos están relativamente uniformes con δD de +5 a -7 por millón y δ

18O de +0,5 a 1,0 por millón, y con

valores medios próximos a 0 por mil tanto para el D y 18O (SMOW). Los valores isotópicos

de las antiguas aguas oceánicas, tal como se determinaron a través de los análisis de los minerales que equilibraron con el sistema hidrotermal del agua de mar fósil, muestra un incremento progresivo de δ

18O del agua de mar desde tiempos del Arqueano (-8 a -12 por

millón). Desde hace 2,5 M. A. se ha calculado que los valores de δ18O estuvieron entre 0 y

-3 por millón, y δD de 0 a -25 por millón. A pesar de que por ninguna instancia puede ser ubicado que el agua verdaderamente juvenil (o para aquella agua de la material magmática) que aún no ha sido identificada, los valores más cercanos de D y

18O son

obtenidos a partir de los minerales y rocas ígneas inalteradas y del manto, usando los factores del fraccionamiento isotópico de mineral – agua a altas temperaturas (> 700°C). Estos valores dados δD de aproximadamente -50 a -90 por millón y δ

18O de 5,5 a + 10 por

millón (Sheppard 1986). La composición isotópica de las aguas geotermales indican en todos los casos un componente meteórico fuerte. Los valores δD de las aguas geotermales

son más o menos el mismo de aquellos de las aguas meteóricas locales. Las aguas geotermales modernas muestran un enriquecimiento en δ

18O (

18O en cambio) debido al

intercambio isotópico con las rocas encajantes. La cantidad de δ18O en cambio se

incrementa con la temperatura y salinidad de los fluidos, y esto probablemente quiere decir que los fluidos adquieren su calor, y disuelven a los sólidos, mediante la interacción con las rocas calientes y profundamente enterradas (Ohmoto 1986). El δ

18O enriquecido está

acompañado por el empobrecimiento de 18O en las rocas encajantes. Con una discusión

de los efectos isotópicos durante los procesos de la alteración hidrotermal. Las aguas connatas y de formación muestran un amplio rango de δ

18O y δD. Los valores D de las

aguas connatas muestran una disminución con la latitud, como con las aguas meteóricas. Generalmente, los fluidos de los poros de las rocas oceánicas, parece haber una disminución del δ

18O con el incremento de la profundidad y salinidad. Las mediciones

tomadas desde las muestras del fondo oceánico sugieren que la alteración de los basaltos con el agua de mar es responsable para la caracterización isotópica de los fluidos de los poros (Ohmoto 1986). Los valores del δD y del δ

18O obtenidos desde los fluidos de las

cuencas sedimentarias por el contrario muestran un rango amplio de valores (δD = +20 a -150 por millón; δ

18O = +10 a -20 por millón). También en las cuencas de salmueras parece

haber un incremento total en los valores isotópicos con la salinidad y la temperatura, de tal manera que las salmueras con las temperaturas más bajas se aproximan a la composición isotópica de las aguas meteóricas locales del presente día.

Fig. 2. Campos de las composiciones isotópicas de las aguas naturales (aguas oceánicas, magmática primaria, metamórfica). Las líneas entrecortadas largas son loscampos de las aguas de formación en las cuencas sedimentarias: (1) Cuenca de Alberta; (2) Cuenca de California; (3) Cuenca de la Costa de Golfo. Los cuadrados entrecortados parcialmente sobreimpuestos sobre el cuadrado del agua magmática primaria, representan las aguas juveniles. (Después de Ohmoto, 1986). El diagrama está tomado y modificado de Sheppard (1985).

� Las aguas metamórficas, semejantes al agua juvenil, aún están algo libres isotópicamente.

Ellas se han derivado de la deshidratación de las fases minerales durante los eventos metamórficos regional prógrado. No obstante, hay demasiada composición isotópica claramente dependiente en el tipo de roca original y su historia de interacción con los fluidos. Ohmoto (1986) señaló que si las rocas volcánicas son alteradas primero por el agua de mar, a temperaturas menores de 200°C, sus valores finales δ

18O podría ser tan

alto como 25 por millón. Por otro lado, si las rocas volcánicas son alteradas por las aguas meteóricas, luego sujetas a metamorfismo de alto grado, los valores del δ y δ

18O podrían

ser mucho más bajos. Las aguas metamórficas tienen un rango de valores δD desde 0 hasta alrededor de -70 por millón, y un rango del δ

18O a los valores originales en las rocas

metamórficas. Las aguas magmáticas pueden tener un rango del δD y valores del δ18O,

dependiendo de la región de la fuente del magma en cuestión (Tipo I o S por ejemplo), así

como también los posibles intercambios isotópicos con las rocas encajantes durante las etapas del enfriamiento del fundido. Los valores isotópicos, determinados sobre la base de estudios de los factores de fraccionación entre el fundido y el agua, da un rango par alas aguas magmáticas de δD = -30 hasta -75 por millón y, δ

18O = +7 hasta +13 por millón

(Ohmoto 1986). 3. INCLUSIONES FLUIDAS

� Las inclusiones fluidas son gotas de fluidos atrapados en los cristales en el tiempo de su crecimiento, o introducidas a lo largo de las microfracturas y clivajes después de la cristalización del mineral hospedante. Ellas representan muestras de los fluidos hidrotermales, y varían en tamaño desde una simple molécula de agua hasta de varios milímetros, con un promedio de alrededor de 0,01 mm (Roedder 1979). El número de inclusiones en algún crystal puede ser muy alto, con un máximo de 10

9 inclusiones

habiendo sido estimado en 1cm3. Mucho interés ha sido dirigido a la materia de las

inclusiones fluidas en estos años, las cuales están cubiertas en número amplio de publicaciones. La presente discussion está basada extensamente en los trabajos de: Roedder (1979), de quien una revisión concisa se ha obtenido, Guilbert y Park (1985), Hollister y Crawford (1981) y finalmente Roedder (1984). Todos estos proporcionan lecturas esenciales para los geólogos de exploración quienes desean adquirir una comprensión más profunda del tópico.

� Las inclusiones fluidas tienen muchos usos practices para los estudiantes de los depósitos de minerales, proporcionando información sobre la temperatura, presión, densidad y composición de los fluidos que originaron la mineralización. En términos de su origen, tres tipos de inclusiones fluidas son reconocidas, a saber: primaria, secundaria y pseudo – secundaria (Fig. 3). Las inclusiones primarias son aquellas que llegaron a estar atrapadas durante el crecimiento del mineral hospedante, y por lo tanto están asociadas con los rasgos de la cristalización –tales como zonas de crecimiento; o ellas pueden ocurrir aisladas debido a las imperfecciones del crystal durante su crecimiento (Fig. 3). Inclusiones secundarias son aquellas que se forman después de que el crecimiento del mineral hospedante se ha completado. Ellas cortan a través de las zonas de crecimiento y aún los límites del crystal, y pueden representar rellenamiento de microfracturas por los fluidos tardíos que bien estarían no relacionados a los eventos de formación de los minerales. Inclusiones pseudosecundarias se forman durante las dos etapas delineadas arriba, y están caracterizadas por su alineamiento con las microfracturas que termina contra una zona de crecimiento (Fig. 3). Estas definiciones son algo simplísticas, y a menudo es difícil distinguir entre, secundarias y pseudosecundarias, o primarias o inclusiones pseudosecundarias. Las tablas de criterios empíricos para la identificación de los tipos genéticos de las inclusiones fluidas están dadas en Roedder (1979, 1984). En términos de morfología y contenidos, diferentes tipos importantes de inclusiones fluidas han sido descritas. El esquema de clasificación reportado por Shepherd y otros (1985) está sumarizado abajo, y con el diagrama mostrado en la Fig. 4.

Fig. 3. Tipos de inclusiones fluidas y su distribución en un cristal de cuarzo. P = primaria. S = secundaria. PS = pseudosecundaria (Después de Sheppard y otros 1985).

Fig. 4. Clasificación de las inclusiones fluidas observadas a temperatura ordinaria (ambiente) (Después de Sheppard y otros 1985).

1. Inclusiones monofase: enteramente rellenadas con líquido (L). 2. Inclusiones de dos fases: rellenadas con fase líquida y una pequeña burbuja de vapor (L +

V).

3. Inclusiones de dos fases: en la que la fase vapor es la dominante y ocupa más de 50% del volumen (V + L).

4. Inclusión monofase vapor (V): rellenada enteramente con una fase de vapor de baja densidad (generalmente mezclas de H2O, CH4, CO2).

5. Inclusiones multiphase conteniendo sólidos (S + L + / - V): contiene fases cristalinas sólidas conocidas como minerales hijos. Estas comúnmente son la halita (NaCl) y la silvita (KCl), pero muchos otros minerales pueden ocurrir incluyendo a los sulfuros.

6. Inclusiones líquidas inmiscibles: contiene dos líquidos, usualmente uno rico en H2O y el otro rico en CO2 (L1 + L2 = / - V).

� En general, la coexistencia de los tipos II (L + V) y III (V + L) pueden indicar que el fluido estuvo en ebullición al mismo tiempo del entrampamiento. En el caso de la ebullición del

sistema de un componente, la burbuja de gas es la fase vapor del líquido hospedante; o, en el caso de un sistema heterogéneo, la fase gas se desmezcla por efervescencia. Sin embargo, se debe ser prudente de que la presencia de una burbuja de gas puede también indicar inmiscibilidad. Este es el caso con el CO2, el cual, si está presente en los fluidos, se separará con el enfriamiento (Roedder 1979). La presencia de los minerales hijos, por otro lado indicant que los sólidos se nuclearon a partir de una solución líquida sobresaturada. Se encontró que en estos fluidos hipersalinos Na

+, Cl

-, Mg

2+, y Ca

2+ son los iones disueltos

más comunes. � Las mediciones de las inclusiones fluidas son llevadas a cabo por medio de corridas de

calentamiento y congelamiento sobre las platinas de los microscopios especialmente diseñados La homogeneización de las fases líquida y gaseosa sera vista que ocurren a una temperatura de calentamiento de las inclusiones dadas, cuando se observarán bajo el microscopio. Esta temperatura es un límite más bajo habiendo sido obtenidos a la presión atmosférica, y por lo tanto una corrección de la presión es necesaria para la profundidad original en la que los fluidos fueron descargados. La salinidad de la inclusión está determinada por el primer congelamiento de la inclusión y luego elevando la temperatura de la platina, observando la primera y el final de la temperatura del fundido. La primera temperatura del fundido indica el tipo de sal (NaCl o MgCl, por ejemplo), mientras la temperatura del último fundido indica el grado de salinidad, usualmente medido en NaCl equivalente.

� El líquido de las inclusiones normalmente es una solución acuosa con iones disueltos de Na

+, Cl

-, Ca

2+, Mg

2+, SO4

2-, HCO3

2-, CO3

2-. La concentración de las sales en las soluciones

varían desde menos de 1% en peso a mayores de 50% en peso. El diagrama de la Fig. 5 refleja el rango de las salinidades (% en peso equivalente) y temperatura de homogeneización de un rango de los depósitos de minerales hidrotermales (Large y otros 1988).

Fig. 5. A, B. Campos de temperatura salinidad y el significado de la gradiente de cjurva para un rango de los depósitos minerales hidrotermales: 1. Filón de Au del Arquenao; 2. Au-Ag epitermal; 3. Depósitos de sulfuros masivos; 4. Au-Cu de Tennant Creek, Australia; Depósitos de pórfidos de Cu-Au (Después de Large y otros 1988).

� Se puede deducir que las concentraciones del metal en los fluidos hidrotermales necesariamente no necesitan ser altas en orden a formar un depósito mineralizado, y por lo

tanto los factores críticos para la deposición de los minerales pueden ser el tiempo y la proporción de la deposición. Aunque difícil para identificar con absoluta certeza, es bueno asumir que la fuente de estos constituyentes pueden ser el enfriamiento de los magmas y/o las rocas a través de las cuales pasan las soluciones. El caso para el Pb es instructivo. En estudio de Doe y Delevaux (1972) de la fuentes del Pb en los minerales de galena del Sur de Missouri, basado en las composiciones isotópicas para este metal, fue encontrado que el Pb probablemente se derivó de las Areniscas Lamotte, la cual es el principal acuífero para las soluciones hidrotermales en el distrito. El Pb se creyó que ha sido transferido desde la solución sólida en los feldespatos hacia el fluido hidrotermal mediante las interacciones del agua caliente – rocas. Otros metales tales como Zn, Cu, Sn, W están presentes en diferentes cantidades en las micas, piroxenos y anfíboles. Las concentraciones de Sn y W hasta de 500 ppm han sido encontrados en las biotitas y muscovitas (Ivanova 1969). La liberación de los metales puede tener lugar ya sea durante las reacciones específicas con producción de una fase de nuevo mineral desde el hospedante original, o, simplemente mediante un proceso de reacciones de intercambio de iones.

� En resumen, las evidencias sugieren que los fluidos hidrotermales adquieren sus constituyentes disueltos por uno, o cualquiera de los dos procesos fundamentals, donde (1) los constituyentes son liberados hacia un fluido por un magma cristalizante, y (2) los constituyentes se derivan desde las rocas a través de las cuales las soluciones acuosas calientes circulan. Finalmente, Skinner (1979) cuestiona de que si bien o no una masa de roca necesita ser rica irregularmente en ciertos elementos en orden a server como una fuente para los elementos. Para aquellos elementos que tienen abundancia crustal de 0,001 a 0,01% (10 a 100 ppm), las rocas no necesitan ser enriquecidas. Un ejemplo es la arenisca La Motte, arriba, en que sus feldespatos proporcionaron el Pb hacia las soluciones. Las pilas de volcánicos con predominantes componentes de riolita – dacita producirán minerales ricos en Pb, debido a la abundancia de los feldespatos relativo a los silicatos máficos; aún si predomina la andesita – basalto, con una abundancia de olivinos y piroxenos, ellas producirán los minerales ricos en Cu. Para aquellos elementos tales como Sn y Ag, los cuales tienen muy baja abundancia crustal (menos de 10 ppm o 0,001%), una preconcentración probablemente sería necesaria antes de que tome lugar la extracción de la solución, aunque una insuficiencia de datos exactos disponibles hace a este un punto incierto.

4. LA DIVISION DE LOS ELEMENTOS METALICOS DENTRO DE LAS SOLUCIONES HIDROTERMALES

� Los intercambios de reacciones entre los fluidos hidrotermales y los minerales formadores de rocas resultaron de la división de los elementos metálicos dentro de los primeros. Los trabajos experimentales (Ilton y Eugster 1990, Ilton 1990) indican que los elementos tales como Fe, Zn, Cd, Cu y Mn están fuertemente divididos dentro de los fluidos hidrotermales ricos en cloro. Estos elementos son lixiviados fuera de los lugares de los minerales formadores de rocas y entran a la fase fluida. Un litosoma conteniendo biotita, clorita, hornblenda y feldespatos podrían contener también una proporción sustancial de elementos metálicos. Por ejemplo, se ha estimado que la biotita + hornblenda + clorita pueden contener hasta 50% de Cu en una granodiorita asociada con la mineralización de los pórfidos (Gerybeal 1973). Para mayores detalles sobre el tópico de las interacciones de fluido – mineral el lector se referirá al volumen editado por Spencer y I – Ming Chou (1990).

5. TRANSPORTE DE METAL

� Previamente ha sido mencionado que uno de los dilemas de las soluciones hidrotermales es la solubilidad de la mayoría de los compuestos y metales que son notablemente transportados en, y subsecuentemente depositados a partir de ellas. Se creyó originalmente que ciertos elementos actuaron como mineralizadores; casiterita (SnO2), por ejemplo, se pensó que se formó de acuerdo a:

SnF4 + 2H2O = 4HF + SnO2

en la cual F actúa como un mineralizador, y que la acción posterior mediante el HF

generaron otros minerales tales como topaz, turmalina o fluorita. Mientras la actividad del HF es realmente importante para la formación del topacio y los minerales de Sn – W, el transporte de los minerales no pueden ser más ampliamente explicados por la acción de los mineralizadores. Hoy en día, la formación de iones complejos es invocada para explicar el transporte de los elementos en las soluciones hidrotermales. Los iones complejos son formados entre los metales y los litigantes en las soluciones y son los agentes de transportación de los metales.

6. LOS IONES COMPLEJOS EN LAS SOLUCIONES HIDROTERMALES

� Dos clases de complejos son importantes para el transporte de los metales minerales en las soluciones hidrotermales, a saber: sulfuros (HS

- y H2S) y los cloruros (Cl

-). Cualquiera

de estos complejos son capaces de transportar cantidades grandes de metales. Otros litigantes, los cuales son los menos comunes, aunque también importantes, incluyen al OH

-

, NH3, F-, CN

-, SCN

-, SO4

2- y también algunos complejos orgánicos (es decir, ácido

húmico). La revisión comprensiva de la solubilidad de los minerales de mena y los litigantes formadores de los complejos hecho por Barnes (1979) proporcionan las bases para las discusiones que siguen.

� La capacidad de la transportación de minerales de los fluidos está determinada extensamente por la actividad de esos litigantes, más que por la abundancia de los metales en que ellos están enlazados. Esta actividad es una función de la temperatura de concentración, esfuerzo iónico, ph y Eh. Un complejo muy importante es aquél que involucra el ión hidrosulfuro HS

-. Las especies tales como Zn(HS)3

- y HgS(HS)

- han sido

mostrados a ser transportados en solución en grandes cantidades. Los estudios de la actividad de los sistemas hidrotermales y de los depósitos epitermales de Au indicant que el complejamiento thio – sulfuro (HS)

- de hecho es el mecanismo dominante de transporte

para el Au. Aquí, el Au+ se ha vuelto complejo por el litigante azufre HS, el cual ha fue

mostrado por Seward (1979) en Broadlands, Nueva Zelandia, para predominar sobre los cloruros complejos en pH casi neutral (ver tabla 1).

Tabla 1. Transporte del Au en el sistema geotermal Broadlands como el determinado por Seaward (1979).

Medido Como AuCl2- Como Au(HS)2

4 x 10-5 5,6 x 10

-6 1,5 x 10

-2

� Los thio complejos de Au- hasta 300°C y 1500 bars, con pH 3 – 10 son encontrados a ser

estables. El complejamiento thio de Au a pH casi neutral es definido de esta manera:

Au + H2S + HS- = Au(HS)2

- + 1/2H2

� Con el complejamiento de sulfuros, sin embargo, la concentración de los reducidos átomos

de azufre en la solución pueden ser de lejos más grande que el de los metales, si los complejos están para permanecer estables (Krauskopf 1979; Skinner 1979). Resulta que la pérdida de H2S causados, por ejemplo, la ebullición resultará en un incremento de pH, disminución de la actividad de HS, y la subsecuente precipitación de sulfuros y Au, a condición de que este metal esté presente en suficientes cantidades.

� La deposición a partir del acomplejamiento de los sulfuros puede ser escrito así:

Me(HS)3- = MeS + HS + H2S(ac)

� La importancia en algunos sistemas hidrotermales del acomplejamiento del cloruro está indicada por la abundancia de NaCl en las inclusiones fluidas. Las especies acuosas tales como ZnCl2, CuCl3

2-, AgCl2

- se forman en las soluciones ricas en cloruros. Tanto Barnes

como Krauskopf (1979) reportaron que hay evidencia que los complejos clorurados son más estables que los complejos sulfurados a temperaturas más altas (encima de 350°C). La predominancia del acomplejamiento de los sulfuros a temperaturas más altas, y sus relaciones hacia ciertos tipos de depósitos de minerales, son ilustrados en la Fig. 5. En el caso del Au, su solubilidad en las soluciones cloruradas está definida de esta manera:

Au + H

+ + 2Cl

- = AuCl2

- + 1/2H2

� Este tipo de acomplejamiento para el transporte del Au probablemente es válido en las

regions más profundas y más calientes de los sistemas magmáticos e hidrotermales, y en los fluidos hidrotermales originándose durante la desmeteorización metamórfica. La deposición de los sulfuros a partir de los metales complejos clorurados toma la forma:

MeCl2(ac) + H2S(ac) = MeS + 2H

- + 2Cl

-

� La estabilidad más grande de los complejos clorurados a temperaturas más altas con

respecto al acomplejamiento de los sulfuros está corroborada mediante el studio de modelamiento de proporciones de Ag/Au en las soluciones hidrotermales por Cole y Drummond (1986). Ellos encontraron que los complejos de AuCl2

- dominant a temperaturas

más altas de 250°C y de baj a moderado pH, favoreciendo de esta manera la alta proporción de Ag/Au en la solución. A temperaturas debajo de 250°C el acomplejamiento de los sulfuros con mas Au que Ag predomina, causando proporciones más bajas de Ag/Au en la solución.

� De acuerdo a Barnes (1979), la deposición de los metales a partir de los complejos clorurados pueden ser debidos a los siguientes:

1. Concentración incrementada en H2S; 2. pH incrementado (causado mediante la ebullición por ejemplo); 3. Concentración clorurada disminuida y disminución de la temperatura,

� Las causas de la deposición de los complejos sulfurados son:

1. Se libera la presión y ebullición; 2. La oxidación que disminuye el contenido de sulfuros y el pH.

� Evans (1987) señaló que el mecanismo actual del transporte del metal vía los ligantes

formadores de complejos es por medios claramente no comprendidos. Un problema es que permite a los complejos sulfurados a ser estables, las altas concentraciones de H2S son necesarias en los fluidos, un hecho que evidencia no apoyar. Sin embargo, es possible que el S puede entrar al sistema en una etapa posterior, por ejemplo mediante la reducción de los sulfatos por los compuestos orgánicos. Si esto es verdad, un modelo de mezcla puede ser considerado por el cual tanto los complejos clorurados y sulfurados pueden ser importantes como agents transportantes para los elementos metálicos. La deposición de los sulfuros por lo tanto podría tener lugar de acuerdo a la reacción:

PbCl2 + H2S = PbS + 2H

+ 2Cl

-

en la cual la galena se precipita en adición de H2S (Henley y otros 1984; Evans 1987).

7. LA DEPOSICION DEL METAL

� La precipitación de los constituyentes en los fluidos hidrotermales pueden ocurrir como un resultado de: variaciones de temperatura, cambios de presión y ebullición, reacciones entre las rocas encajantes y las soluciones, cambios químicos debido al mezclamiento de los fluidos. Los cambios de temperatura afectan la solubilidad de los sulfuros y óxidos, así como también la estabilidad de los iones complejos (Skinner 1979). Se ha creído que una caída de casi 20°C puede ser suficiente para causar la precipitación. Los cambios de temperatura pueden ser causados por el mezclamiento de las soluciones calientes con las aguas frías cerca a la superficie. Este es particularmente común y evidente en lugares donde las soluciones hidrotermales descargan sobre el fondo del mar. Aquí los fluidos calientes que se elevan con temperaturas hasta de 350°C se mezclan con el agua de mar solamente unos pocos grados centígrados sobre cero, resultando en la inmediata precipitación de los sulfuros los cuales a su vez dan lugar a los así llamados chimeneas de humo negro. La descompresión adiabática (aceleramiento) también causa caídas rápidas de la temperatura sobre distancias cortas, y ocurre cuando la presión cambia desde la litostáticaa la hidrostática (Skinner 1979). Un proceso adiabático es uno en que ningún flujo de calor tanto hacia adentro o hacia afuera de un sistema separado de su vecindad. Puesto que el flujo de calor en las rocas toma tiempo, algún proceso puede ser adiabático si es suficientemente rápido. De esta manera, la rápida compresión causa una elevación en la temperatura, y, por el mismo indicio, la rápida descompresión resulta en una caída de temperatura.

� Los cambios de presión también causan cambios de solubilidad, pero necesitan ser substanciales (alrededor de 1000 bars) para que la precipitación ocurra. Uno de los más importantes fenómenos presión – controlada, por supuestos, es la ebullición. Esta es el resultado de un súbito incremento en la concentración de la solución y la remoción de los constituyentes volátiles, los cuales dejan un residuo que es menos capaz del mantenimiento de los constituyentes en solución. Es muy importante para la precipitación del Au en los sistemas geotermales. En estas soluciones, el taponamiento debido a la deposición del mineral (sinter) puede ser una causa de la ebullición. Otras causas son: incremento de la temperatura, y/o formación de volátiles. Si el sellado es repentinamente brechado, es decir, un terremoto, la caída intermedia de la presión resulta en la ebullición violenta. Durante la ebullición el H2, CO2, etc., van hacia la fase vapor:

HCO3 + H

+ = CO2(g) + H2O

y

HS + H+ = H2S(g)

� también el incremento de fO2, y la oxidación (HS→H2S→H2SO4) y la destrucción de los

complejos thio [Au(HS)2- - Au + 2(HS)] tendrá lugar, debido a la rápida desaparición de los

ligantes HS. � De esta manera la oxidación dentro y encima de la zona de ebullición resulta en la

formación de H2SO4, la disminución del pH y el lixiviamiento ácido (alteración argílica). Durante este proceso, los electrones son liberados, los cuales reducen al Au

+ a su estado

neutral, Au°, causando su precipitación como un metal nativo. � Otros mecanismos importantes para la precipitación de los constituyentes disueltos son las

reacciones químicas entre las soluciones y las rocas encajantes. Skinner (1979) lista tres tipos de reacciones las cuales pueden ser consideradas importantes, y que son explicadas abajo.

� Cuando una solución hidrotermal es ácida, como lo son la mayoría, la extracción de los iones hidrógeno a partir de las soluciones tiene lugar a través de la hidrólisis de los feldespatos y otros silicates, los cuales son luego transformados hacia las arcillas (alteración argílica). La pérdida de H

+ a partir de la solución reduce la estabilidad de los

complejos clorurados y causa la precipitación de los sulfuros, con tal que el S esté presente para reaccionar con los metales liberados a partir de los silicatos metasomatizados. Otros tipos de reacciones de la roca encajante es el cambio de la

oxidación, o estado de Valencia, de algunos metales, más notablemente Fe, Cu, U. Es conocido que el Fe

2+ puede ser transportado en solución y que un cambio de Fe

2+ a Fe

3+

causa su precipitación como Fe2O3. Este es el mecanismo invocado para la deposición de las formaciones bandeadas de hierro (BIF), cualesquiera sea las causas para la oxidación del Fe. Otro ejemplo es proporcionado por el U. Este metal es transportado en solución como el ión uranilo (UO2)

2+, y la precipitación ocurre cuando las soluciones entran en un

medio reduciente, de manera que la reducción de UO22+ hacia UO2 tiene lugar

correspondiendo a un cambio en la Valencia de U6+ hacia U

4+. Las adiciones de los

componentes de las rocas encajantes a la solución es un tercer tipo de reacción durante la cual la precipitación de los sulfuros puede tener lugar. Los cambios químicos debido al mezclamiento de los fluidos de diferentes componentes conducirá a la deposición de los minerales.

III SISTEMAS HIDROTERMALES

INTRODUCCION

� En este capítulo los tipos de las actividades hidrotermales y los sitemas responsables par alas genesis de un amplio rango de depósitos minerales son descritos. Particular atención está dada a que conozcamos los modelos de la geometría y física de estos sistemas, tal como se infirieron a partir de las areas geotermales activas, o reconstruidos a partir de las observaciones geológicas y de los estudios de laboratorio. Los sistemas hidrotermales pueden ser considerados también en términos de la ubicación geotectónica en que ellos ocurren, y estos son discutidos en la parte II de este volumen. Los diferentes tipos de procesos hidrotermales, sus acciones sobre las litologías circundantes, y sus productos en términos de los depósitos minerales son adjuntados en la parte III. Aquí, los siguientes sitemas hidrotermales son considerados:

I. Sistemas hidrotermales relacionados a magmáticos plutónicos ubicados desde poca

profundidad (superficiales) a profundos. Ellos generan depósitos greisen de Sn – W. II. Sistemas hidrotermales relacionados de volcano – plutónicos a subvolcánicos y

volcánicos, magmático – meteórico a predominantemente meteórico. Ellos son responsables para la mineralización de los pórfidos, los depósitos de skarn, los depósitos epitermales de metales bases y preciosos, así como también de diferentes tipos de depósitos de vetas.

III. Los sitemas hidrotermales del subsuelo marino. Estos son responsables para el amplio rango de depósitos de sulfuros masivos vulcanogénicos, como por ejemplo los depósitos de Besshi, Chipre, tipo Kuroko y los depósitos de sulfuros de tipo Noranda del Arqueano.

IV. Sistemas hidrotermales asociados a grietas o hendiduras en las cuencas sedimentarias, con o sin evidente convección a la actividad ígnea. Los depósitos de sulfuros estratiformes exhalativos sedimentarios tales como en el Broken Hill y Monte ISA en Australia, Gamsberg – Aggeneys en Sud Africa o el cuerpo mineralizado de Sullivan en Canadá, pueden haberse formado por la acción de estos sistemas. A estos se pueden adicionar los depósitos de sulfuros del Mar Rojo, los cuales a su vez muestran variaciones gradacionales con los sistemas hidrotermales considerados en (III) y (IV), dependiendo de la etapa del desarrollo de la ubicación de la hendidura considerada (por ejemplo incipiente a avanzado). La evolución geodinámica de los orógenos relacionados a las hendiduras pueden conducer a un tiempo continuo (Pre o post – orogénico) de sistemas hidrotermales desde (III) a través de (VI).

V. Cuencas de salmueras diagenéticas. Ejemplos de sus actividades son los depósitos de sulfuros estratoligados hospedados en carbonatos. Estos sistemas pueden representar los miembros finales de aquellos del punto (IV).

VI. Sistemas hidrotermales relacionados a metamorfismo, principalmente debido al metamorfismo regional prógrado (algún mezclamiento con las aguas meteóricas

pueden ocurrir). Los depósitos de oro hospedados en las turbiditas, los depósitos de filones arqueanos y quizás los depósitos de uranio relacionados a discordancias, todos pueden ser productos de este tipo de actividad hidrotermal.

� La circulación de los fluidos hidrotermales en la corteza terrestre pueden ocurrir dentro de

una multitude de situaciones geológicas, en las que un complejo propio de condiciones transicionales pueden conducer hacia una gran cantidad de tipos de depósitos y estilos de mineralización. Por esta razón los sistemas hidrotermales descritos son esencialmente miembros finales. Esta simplificación es un expediente para ayudar en la comprensión de cuan evidentemente los sistemas naturales son muy complejos. El geólogo de exploración, sin embargo, debe estar prevenido en no aplicar reglas rígidas, sino conceder flexibilidad en la opinion sobre el tratamiento con la material de los sistemas hidrotermales.

� Pueden ocurrir en un número de diferentes situaciones tectónicas. De esta manera, por ejemplo, las rocas plutónicas félsicas ocurrir en los arcos magmáticos relacionados a la subducción, o en ciertas situaciones de hendiduras anorogénicas. La consecuencia es que los sistemas hidrotermales magmáticos pueden ser activados en cualquiera de las situaciones y aún producir estilos similares de mineralización.

1. DEFINICIONES Y TIPOS

� Un sistema hidrotermal puede ser definido libremente como la distribución de los fluidos calientes circulantes, lateral y verticalmente a diferentes temperaturas y presiones, debajo de la superficie terrestre. La presencia y el movimiento de estos fluidos constituyen actividad hidrotermal, bien sea que ellos descargan o no en la superficie. Una definición más rigurosa tendría que incluir la situación geológica dentro de la cual la circulación de fluidos es generada y mantenida por un periodo suficientemente largo de tiempo para formar una concentración anómala de minerales metálicos. Sea que esta concentración anómala constituya un cuerpo mineralizado o no, generalmente es artificial, y dictado por el marco social global y/o local, económica y política de sociedades humanas organizadas, en un tiempo particular.

� Un sistema hidrotermal consiste de dos componentes esenciales: una fuente de calor (H) y una fase fluida (F). Una celda hidrotermal activamente convectiva consistirá de: un sistema de recarga (R) y una celda de circulación (C) y un sistema de recarga (D) (Obsérvese Fig. 6). Un depósito de mineral hidrotermal está formado por la circulación de fluidos templados a calientes (alrededor de 50° a mayores de 500°C) que lixivie, transporte y precipite subsecuentemente la carga de mineral en respuesta a los cambios de las condiciones físico – químicas. Los depósitos de minerales usualmente están formados en el lugar de la descarga, bien sea ésta un único conducto, o bien una serie de formas de canales, o un network fino de estructuras pequeñas. Las rocas dentro de las cuales el depósito se formó sufre diferentes grados de alteración hidrotermal, la intensidad de la cual decrece como una regla exterior a partir de los lugares de descarga, y en consecuencia a partir del cuerpo mineralizado. La alteración toma lugar porque los ensambles de los minerales en las rocas encajantes son inestables ante la presencia de los fluidos hidrotermales, y tienden a reequilibrarse por la formación de los ensambles de los minerales nuevos que si son estables bajo las condiciones nuevas.

Fig. 6. Distribución de las isotermas encima de la fuente de calor; modelo idealizado de la circulación convective del fluido. H = Fuente de calor; C = Celda convective; R = Recarga; D = Descarga (Después de Ellis y Mahon 1977).

� Un sistema hidrotermal “Fósil” es el resultado de la actividad hidrotermal “congelada” en

una situación geológica y tectónica dada. Por ejemplo, un depósito de pórfido de Cu – Au tal como aquel en Panguna en la Isla de Boungainville (Papua Nueva Guinea) es el resultado de un sistema hidrotermal volcano – plutónico formado en la ubicación de un Arco de las Islas Oceánicas. A pesar de que pueden haber opinions contraries entre los geólogos como los detallados de los trabajos de un sistema tal, hay poca duda que la actividad hidrotermal en Panguna ha empezado con eventos magmáticos relacionados al emplazamiento de un complejo volcano – plutónico. Los depósitos de oro encontrados en las secuencias de turbiditas son parte también, o la expresión de una porción, del sistema hidrotermal “Fósil”. En éstas, sin embargo, la circulación de los fluidos afectaron a un sector grande de la corteza terrestre que es el caso para un depósito de pórfido de Cu – Au, y la presencia de una veta de cuarzo metalífera no obstante es la expression de la descarga de los fluidos en una localidad. Los depósitos de metales base y preciosos en las rocas ofiolíticas – tal como aquellos encontrados en Chipre, en las ofiolitas Samain de Omán, o los Apeninos en Italia – son considerados los productos de los sistemas hidrotermales fósiles, cuyas analogías modernas pueden ser encontradas en las montañas en el medio de los océanos. Muchos de los depósitos de metales base y preciosos asociados a volcánicos ya sea en los medios subaéreos o submarines, representan sistemas hidrotermales “congelados”, con sus contrapartes modernas siendo observadas en las areas geotermales activas en los terrenos volcánicos en los límites de las placas convergentes modernas. Similarmente, la formación de lodos de sulfuros en el presente en

las depresiones de la zona axial del Mar Rojo puede tener su analogía en algunos de los depósitos de sulfuros masivos hospedados en sedimentos de edad Proterozoica. Sin embargo, no todos de los depósitos minerales hidrotermales preservados hoy tienen un equivalente moderno: particularmente, mucos de los depósitos de edad Arqueana. Este es porque ellos fueron el producto de los sistemas hidrotermales activados durante las situaciones geotectónicas particulares, las cuales desde entonces no se han repetido. Entre estos uno puede citar los filones de Au mesotermales epigenéticos y la mineralización de Au hospedada en las formaciones bandeadas de hierro (BIF) tan comúnmente encontradas en las fajas de rocas verdes (dioritas, doleritas). En otras instancias, la actividad hidrotermal ocurre a profundidades más allá de nuestra observación directa. Las perforaciones profundas en la corteza continental, sin embargo, ha indicado la presencia de la circulación de los fluidos hidrotermales a lo largo de las mayores zonas de cizallas a varios kilómetros de profundidad.

2. SISTEMAS HIDROTERMALES MAGMATICOS RELACIONADOS A PLUTONICOS SITUADOS A ROCA PROFUNDIDAD (SUPERFICIALMENTE) Y A GRAN PROFUNDIDAD

� Estos sistemas usualmente son generados en los magmas ricos en H2O, tales como granites portadores de muscovita (> 8% en peso de H2O). Estos magmas tienden a cristalizarse en profundidades que varían desde unos poco kilómetros hasta los 10 km, y usualmente no salen a la superficie. A pesar de que ellos, en ciertas etapas, pueden introducirse en la corteza de las rocas húmedas e interactuar con las aguas connatas o metemórficas (Strong 1981). Para el presente caso estamos interesados solamente en el caso de un sistema cerrado, es decir, fluidos hidrotermales generados enteramente dentro del cuerpo de un magma que se está enfriando. De tal manera como el magma se enfría y cristaliza, el agua y los otros elementos volátiles e incompatibles quedan expulsados a partir de la masa consolidante. Los componentes volátiles al inicio están distribuidos al azar a través de las regions superiors y central del cuerpo magmático. Al respecto Taylor y Pollard (1988) piensan que durante las últimas etapas de la cristalización magmática, los fluidos se hallan contenidos en los intersticios de los minerales graníticos, de la misma forma como el “petróleo en una arenisca… cuyo movimiento y acumulación pueden ser controlados por la permeabilidad desplegante” (Taylor y Pollard 1988). Eventualmente las fases de los fluidos residuals pueden coalescer y concentrarse dentro de las rocas para inducer autometasomatismo de las familias ígneas. En otras palabras, los cuerpos ígneos consolidados nuevamente “se cocen en sus propios jugos”. Usualmente este empieza con una etapa de metasomatismo alcalino. Las fases acuosas y gaseosas expelidas desde el magma formarán una solución hidrotermal. Esta conduce a una etapa de metasomatismo del ión hidrógeno, durante la cual puede formarse depósitos relacionados a los greisens. Con la disminución de la temperatura y la presión, y la presencia de vías de canales, los fluidos eventualmente pueden escapar hacia las rocas del basamento circundante.

3. SISTEMAS HIDROTERMALES MAGMATICO – METEORICO RELACIONADOS A LOS COMPLEJOS VOLCANO – PLUTONICOS Y VOLCANICOS

� En estas situaciones los sistemas hidrotermales comúnmente empiezan como los que se han descrito arriba, en el sistema cerrado de un cuerpo plutónico. En este caso, sin embargo, en virtud de su contenido inicial de agua relativamente bajo, el magma se eleva más próximo a la superficie y puede salir para formar un estratovolcano. Este es más típico de ambos sistemas porfiroides y epitermales. El enfriamiento del plutón suministra la energía termal y en las etapas iniciales los fluidos. En una última etapa, los fluidos pueden ser suministrados a partir del exterior por las aguas meteóricasy las aguas subterráneas (acuíferos). Estas aguas llegan a ser calentadas de manera como ellas se aproximan a, o desciendan hacia la región influenciada por los cuerpos ígneos. La energía de un plutón de granito simple ha sido estimada por Fyfe (1987), quien calculó que un plutón de granito con un volumen de 600 km

3, y enfriándose desde 900° a 300°C, podría calentar alrededor de

1000 km3 de agua subterránea a 300°C. Las aguas meteóricas o subterráneas formarán

celdas convectivas cuyas actividades permanecerán al menos hasta que la energía termal del enfriamiento de las rocas ígneas se haya disipado enteramente. Esto implica claramente que el mezclamiento entre las fases puramente magmáticas y meteóricas es la regla más que la excepción, y realmente en muchos casos las evidencias isotópicas en los sistemas geotermales modernos indicant que las aguas meteóricas pueden ser el ícono componente fluido. En conclusión, los magmas acuosos que se consolidan cerca de la superficie son idóneos para generar sistemas hidrotermales magmático – meteórico por acción de los últimos fluidos acuosos residuals, y por la acción de las aguas meteóricas que llegan a estar calentadas en la vecindad del cuerpo intrusivo.

� La siguiente discussion enfoca primero sobre el desarrollo y actividad de una fase acuosa magmática. La próxima sección considera los sistemas hidrotermales magmáticos, usando datos obtenidos a partir del studio de los campos geotermales modernos. Mientras los dos sistemas son tratados separadamente por simplicidad, se debe tener en mente que en la mayoría de las instancias ellos forman una continuidad.

4. SISTEMA HIDROTERMAL MAGMATICO

� La separación de los fluidos acuosos a partir de la cristalización de los magmas usualmente están canalizados a través de los sistemas de fracturas dentro de las más altas porciones de un cuerpo intrusivo, y/o dentro de las rocas circundantes. Como el rol del agua en el magma es muy importante, una breve separación es apropiada en este punto, y las lecturas están referidas a Best (1982), Carmichael y otros (1974) para posteriors detalles sobre este tópico. El agua es en mucho el más abundante constituyente volátil de los magmas especialmente félsico. Otros constituyentes incluyen contenidos de H2S, HCl, CO2, HF, H2. El contenido de H2O de los magmas félsicos con los cuales la actividad hidrotermal está conectada puede variar desde 2,5 a 6,5% en peso. La presencia del H2O en un fundido tiene el efecto de su viscosidad considerablemente sombrío debido al fenómeno de depolimerización. Los fundidos silicios ricos en agua pueden ser tan fluidos como los fundidos basálticos. Los silicates fundidos tienen estructuras formadas por Si

4+ y

Al3+ en coordinación tetrahedral con los iones O

2-, estando estos iones O

2- comúnmente

divididos entre los tetrahedros adyacentes. Este encadenamiento a través de los oxígenos pasantes constituyen una estructura polimerizada las cuales se parecen al estado cristalino. El H2O (y otros volátiles semejantes a B, F, Cl) rompen los puentes de oxígeno y en consecuencia despolimeriza las estructuras. El pagamiento luego está acompañado por el reemplazamiento del O

2- con el 2OH

-, de acuerdo a Best (1982): H2O(a) + O

2-(m) = 2OH

-

(m).

Donde a = fase acuosa y m = fase fundida.

� De esta manera, el H2O efectivamente no se mantuvo en solución como moléculas de

agua natural, pero forma iones OH hidroxilos. � Los ácidos volátiles tales como H2S, HCl y HF se comportan similarmente al H2O en un

silicato fundido, mientras el CO2, SO2 y H2, generalmente no tienen un mecanismo de solución semejante a aquel del agua. La solubilidad del CO2 en los aluminosilicatos fundidos es muy baja comparada con aquel del H2O y otros ácidos volátiles. El CO2 no despolimeriza el fundido. La adición del H2O al fundido no solamente rompe los puentes de oxígeno, sino que también incremente la expansibilidad de líquido consecuentemente admitiendo la entrada de moléculas CO2 más grandes. De esta manera el CO2 incremente la solubilidad con el contenido de H2O incrementado.

� Best (1982) sumariza el comportamiento y rol del H2O en los silicates fundidos como sigue: (1) despolimeriza el fundido y reduce su viscosidad; (2) incrementa las proporciones de difusión; (3) deprimen las temperaturas de cristalización; (4) se expele y expande en el magma, en ciertas instancias causando volcanismo explosive. En términos de la actividad hidrotermal los siguientes puntos: (1) el H2O en los sistemas subsólidos, promueve la alteración de los minerales de temperaturas más altas. (2) La ebullición retrograde y la

separación de una solución acuosa en los sistemas plutónicos confinados produe pegmatitas y vetas mineralizadas.

� El concepto de la ebullición en los magmas es también importante. La primera ebullición es aquella que ocurre en un magma durante la decompresión, causando exsolución de los volátiles debido a la solubilidad disminuida resultado desde la aminorada presión. La segunda o ebullición retrograde tiene lugar como resultado de la elevada concentración de volátiles debido a los efectos de la cristalización. Los continuos incrementos del H2O en el fundido residual durante la cristalización es la que, en alguna etapa, la presión del H2O llega a ser igual a la presión de confinamiento y tiene lugar la ebullición retrograde. Esta ebullición tiene el efecto de crear una fase acuosa separada (es decir una solución hidrotermal).

� Burnham (1979) examinó en algún detalle el sistema hidrotermal magmático generado por el congelamiento de un stock intrusivo granodiorita hipotética conteniendo 3% en peso de agua. La discussion que sigue está basada sobre un artículo de Burnham, y la referencia puede ser hecha en los sketches de la Fig. 7 A, B y C.

Fig. 7. Sistema hidrotermal magmático idealizado relacionado al enfriamiento de una intrusión de un pórfido de una superestructura volcánica. Las secuencias de A hasta C están explicadas en el texto (Después de Burham, 1979).

� El enfriamiento del cuerpo intrusivo se ha asumido que ha tenido lugar en un medio

subvolcánico. Por lo tanto, se ha atribuido que durante las etapas iniciales del enfriamiento el sistema es abierto, permitiendo el escape de los volátiles a través de las fracturas encima del Plutón. En una etapa posterior, el cuerpo intrusivo llega a ser un sistema cerrado mediante el desarrollo de una capa solidificada. Esta etapa mostrada en la Fig. 8 A, donde la línea S1 representa el límite exterior cuyo bloque está debajo de la temperatura solidus. Burnham (1979) posteriormente assume que la temperatura maxima en el interior del bloque es 1025°C, que la isoterma 1000°C se extiende hacia una profundidad de 2,5 km, y que esta isoterma encierra la porción del cuerpo el cual aún está el 90% fundido. Hacia arriba y hacia el exterior a partir de la isoterma 1000°C, el contenido de H2O del fundido residual se incrementa hacia una zona donde el fundido está saturado con H2O en 3,3% en peso. A este nivel y hasta la línea solidus S1, el sistema está formado de un ensamble cristalino conteniendo piroxeno, un fundido residual de composición granítica y la fase acuosa del fluido. A profundidades más grandes, y siempre hacia fuera de la isoterma 1000°C, la hornblenda y biotita permanence estable a temperaturas entre 800 – 900°C y 780 – 850°C, respectivamente. La biotita se forma por reacción del fundido residual con la hornblenda, y como un resultado, la sílice está enriquecida en el fundido residual y el cuarzo cristaliza. Estos procesos conducen a la saturación con H2O del fundido permaneciendo intersticial, mientras; el resto del bloque aún está ampliamente fundido e insaturado de H2O. Esta porción fundida llega a estar envuelta por una zona de fundido intersticial saturado de H2O, el cual a su vez está encerrado por una capa solidificada (o carapacho en terminología de Burnham’s). El espesor de esta zona saturada de H2O disminuye con la profundidad formando una barrera en el movimiento de los volátiles hacia las rocas encajantes solidificadas, y de esta manera incrementando la presión del vapor dentro del magma. En la porción superior de la zona saturada de H2O ocurre la segunda ebullición, permitiendo al desarrollo de una abundante fase acuosa (Fig. 9).

� Como se presenta en la Fig. 7 B, la energía mecánica desarrollada por la presión de vapor incrementada vence al esfuerzo de tensión de la roca así como también la presión de confinamiento, resultado en la rápida expansión con el fracturamiento y brechación (Fbx) de la capa cristalina encima de la zona saturada de H2O. Un posterior resultado de este proceso es la reducción de la presión del fluido, el cual causa más del fundido con H2O saturado intersticial para cristalizar y desarrollar más fase acuosa fluida. Esta fase fluida penetrará las fracturas sobreyacentes, posterior y extendiéndose a ellos fuera y hacia arriba mediante el fracturamiento hidráulico. La disposición casi vertical de las fracturas está relacionada al campo de esfuerzo local, con su esfuerzo principal máximo siendo vertical de manera que la expansión ocurre en la dirección del mínimo esfuerzo principal, en el plano horizontal. El enfriamiento continuado causará la retirada de S1 hacia S2 y la zona saturada de H2O hacia los niveles más profundos de los bloques. Si el brechamiento de la zona saturada de H2O ocurre en las engrosadas porciones superiores de la zona, donde volúmenes grandes de fluido acuoso ordinariamente podría haberse acumulado, luego la formación de brecha pipes es probable (BP en la Fig. 7 B, C). El brechamiento en las partes más delgadas, más profundas de la zona saturada de H2O, por otro lado causará que los diques portadores de plagioclasa y hornblenda emanará desde la parte central y aún desde la parte fundida del bloque (D2 en la Fig. 7 B, C). En la etapa mostrada en la Fig. 7 B, el sistema hidrotermal magmático ha sido destituido a una situación similar a aquella anterior al fracturamiento, siendo la única diferencia que ahora la zona saturada de H2O queda en una profundidad más grande. La zona del stockwork desarrollada durante la segunda etapa de ebullición llega a estar cicatrizada por una precipitación de sílice. El posterior enfriamiento del magma induce a una repetición del proceso descrito arriba. En la etapa final, un sistema de fracturas complejas se desarrolló encima del bloque (Fig. 7 C), y éste actúa como una forma de canal mayor (principal) para los fluidos portadores de minerales y el calor a partir de la infrayacente y aún enfriante cuerpo ígneo. Los minerales de mena están concentrados en las fases fluidas y transportado entre el Network de fracturas. La mineralización usualmente está asociada con los últimos pulsos de la

actividad hidrotermal magmático, y los repetidos pulsos los que conducirán a la formación de cuerpos mineralizados grandes. Se teorizó que la zona saturada de H2O pueden expandirse hasta 30% sobre la cristalización completa a una profundidad de 3 km, pero no más de 5% a una profundidad de 5 km (Burnham 1979). La mayoría de estos sistemas hidrotermales están restringidos a las partes superiors de la corteza de la tierra, donde las rocas son capaces aflojamiento mediante fracturas quebradizas y la penetración de las aguas meteóricas puede ocurrir.

� La Fig. 8 muestra las dos etapas del sistema hidrotermal magmática y el ingreso de aguas meteóricas en una manifestación plutónica del tipo porfirítico. Típicamente relacionados al sistema hidrotermal ya descritos estos rasgos de alteración conocidos como potásico, propilítico, fílico y argílico. Durante la etapa magmática, las alteraciones potásicas y propilíticas (metasomatismo alcalino) predominan, mientras durante las etapas subsecuentes al ingreso del agua meteórica, el metasomatismo del ión hidrógeno (alteración fílica) predomina. El “colapso” del sistema hidrotermal, predominado por el agua meteórica, resulta en una etapa de lixiviamiento ácido o alteración argílica.

Fig. 8. Las etapas A y B en el desarrollo de un sistema hidrotermal magmático en un sistema de pórfido, con el ingreso posterior de agua meteórica y modelos de alteración asociados. Dibujado no a escala (Después de McMillan y Panteleyev, 1980).

5. SISTAMAS HIDROTERMALES PREDOMINANTEMENTE METEORICO (GEOGTERMAL)

� La exploración para energía geotermal en regions de alto flujo de calor ha contribuido a una gran parte de nuestra comprensión de la geología y los procesos hidrotermales en los sistemas geotermales activos y nuestro conocimiento de los procesos formadores de menas. Los sistemas geotermales activos y fósiles están asociados con las areas actividades volcánicas y plutónicas en los márgenes de las placas convergentes y divergentes.

� Muchos de lose studios conducidos en estas areas de hecho se han enfocado sobre la solución, transporte y deposición de la material libre a partir de las soluciones mineralizantes. Hay muchos trabajos publicados sobre la material pero el propósito de la presente sección las lecturas de interés están referidas a White y otros (1971), Ellis y Mahon (1977) y Henley y Ellis (1983).

� La penetración de las aguas meteóricas en la corteza de la tierra vía las zonas permeables debajo en los niveles influenciados por el enfriamiento de los cuerpos ígneos resulta en su interacción tanto con las rocas calentadas del basamento (conducción), con vapor, o tanto con los fluidos magmáticos calientes. Las aguas subterráneas calentadas, en virtud de su baja densidad, se eleva de regreso hacia la superficie, ubicándose arriba una celda de convección termal y por lo tanto un sistema geotermal. Los sistemas geotermales terrestres son derivados a partir de las aguas meteóricas saturadas de aire que circulan abajo en profundidades probablemente en exceso de 5 km, mientras su actividad puede ocupar un palmo de tiempo de 10

5 a 10

6 años (Henley y Ellis 1983). La

expression superficial de estos sistemas geotermales son las aguas termales (ricas en cloro, ricas en ácido sulfato – bicarbonate, aguas con cloruros diluidos), flujos de vapors geysers, codos de charcos, y fumarolas. Los sistemas geotermales están presentes también en el fondo de los mares, en las montañas en el medio del océano y alrededor de las isles volcánicas. La configuración debajo de la superficie de un sistema geotermal varía de acuerdo a la ubicación geológica, a las estructuras dominantes, a la permeabilidad e hidrogeología de la región. Un perfil idealizado de “forma de hongo” de las isotermas encima de una fuente de calor y convección asociada de celdas manejadas porque está ilustrado en la Fig. 9, obtenidos de los datos de huecos en Wairakes en Nueva Zelandia (Ellis y Mahon 1977). Las rocas encajantes a través de los cuales las aguas que circulan están sujetas sujetas a los grados de variación y los tipos de alteración hidrotermal los cuales son dependientes de un número de factores, incluyendo el carácter químico de las aguas. Ellis y Mahon (1977) señalaron que los SOCUTIS llevados por las aguas calientes pueden haber sido adquiridos a partir de enfriamiento de las rocas ígneas (magmáticas), o podrían ser lixiviadas por los fluidos a través de sus interacciones con las rocas encajantes, o ambos.

Fig. 9. Distribución de las isotermas encima de la fuente de calor, y el modelo idealizado de la

circulación convective del fluido. H = fuente de calor, C = celda convective; R = recarga; D = descarga (Después de Ellis y Mahon, 1977).

� Hay un número de escenarios posibles para los sistemas geotermales. Usando los trabajos

de Henley y Ellis (1983) y Boggie y Lawless (1987) podemos considerar cuatro situaciones principales y tipos asociados de los sistemas geotermales. Estas son: (1) Las calderas en los terrenos volcánicos silícicos; (2) Estratos volcánicos andesíticos; (3) Volcanes de las montañas; (4) Islas volcánicas.

� Los principales rasgos de un sistema geotermal en una caldera establecida son mostrados en la Fig. 10. La recarga es mediante las aguas subterráneas meteóricas, y los volátiles más calientes, incluyendo HCl, CO2, H2O, etc, son suministrados mediante un sistema magmático enterrado. Una celda convectiva (1) está formada encima de la fuente del calor, y consiste de agua clorurada de pH casi neutral. En los niveles superiores la ebullición y separación del valor ocurren, de manera que una zona de dos fases (líquido + vapor) está presente cerca al techo de la columna convective (2). El desarrollo del vapor y la separación del H2O hacia la fase del vapor resulta de las aguas bicarbonatos ácido sulfúrico variar calentado (3), así como también tierras vaporizantes y fumarolas (4) encima la zona de dos fases líquido – vapor. La salida directa de las cloruradas casi neutrales elevan a la ebullición a los manantiales alcalinos (5), a partir de los cuales el sínfer silícico generalmente se ha depositado (6). La dilución con las aguas subterráneas pueden resultar en la dilución de los manantiales clorurados casi neutrales (7), mientras el mezclamiento entre las aguas cloruradas casi neutras profundas y las aguas ácido sulfato son vapor calentado producirá la oxidación de las Cl – SO4.

Fig. 10. Sistema geotermal tipo Caldera. Circulación convective del fluido mostrada por las flechas delgadas; los círculos pequeños indican la extensión aproximada del reservorio líquido – vapor (zona de ebullición). (Después de Hemley y Ellis, 1983).

� Un rasgo característico de ese sistema particular es su situación sin una depresión

formada mediante una estructura de caldera, de manera que la recarga del agua está en más o menos en el mismo nivel como la descarga, con implicaciones importantes que llagara a ser al parecer el ultimo. En estos sistemas el desarrollo de las brechas hidrotermales y los sinters es muy común, siendo el ejemplo típico el sistema hidrotermal WAIOTAPU en la zona volcánica de TAUPO en Nueva Zelandia (Hedenquist y Henley 1985). El desarrollo conspicuo de sílice, y su efecto de sellamiento, puede ser responsible parcialmente por las erupciones hidrotermales, a pesar de que la ebullición bajo las capas silíceas con la separación y acumulación de volátiles es considerado a ser la causa principal (Hedenquist y Henley 1985).

� El aspecto particular de sistemas geotermales modernos además de ser cubierto, es notablemente mencionar aquí que el Au y otros metales son depositados durante esos eventos de ebullición.

� La precipitación de la sílice en los sistemas geotermales asociados con la ubicación de las calderas, y particularmente la formación de sinters espaciosos (sílice amorfa precipitada en la superficie por el flujo rápido de aguas calientes), probablemente se debe a los principales factores. Uno es la solubilidad del cuarzo a la temperatura de equilibramiento entre el agua y las rocas encajantes (180°C). La solubilidad del cuarzo se incrementa con la temperatura, y en altas temperaturas la solubilidad del cuarzo es disminuida en las soluciones cloruradas y es incrementada en las soluciones alcalinas (Fyfe y otros 1978). Por lo tanto con la temperatura de la subsuperficie en exceso de 180°C, y en aguas cloruradas, la cantidad de sílice puede exceeder la solubilidad del cuarzo, de manera que resulta la precipitación. El otro factor, identificado por Boggie y Lawless (1987), es aquel del agua cargada de sílice en esas areas de bajo relieve rápidamente alcanza la superficie y no sale como manantiales distales, como puede ser el caso para los estratovolcanos donde la sílice es dispersada en las rutas.

� En las regiones de relieve alto, proporcionados por todos los rasgos de los estratovolcanos andesíticos de los sistemas geotermales asociados difieren como el mostrado en la Fig. 11 y discutidos abajo. La celda convective está ubicada en la profundidad dentro del edificio volcánico y posiblemente su basamento (1), y la recarga del sistema es a partir de las areas de baja elevación (2). Los relieves bajos situados centralmente previenen la descarga de las aguas ricas en cloro en las areas encima del flujo convectivo hacia arriba. En lugar, debido a la ebullición y la separación del vapor con la presencia de H2S (3), las fumarolas y los acuíferos de vapor calentados formadores de los fluidos ácido – sulfato están altamente presentes en las escarpas volcánicas y/o el área del crater (4 y 5). Se anticipa aquí que las aguas ácido – sulfato son las causas principales por el ácido lixiviante y el tipo de alteración argílica. También a causa del lixiviamiento intensivo, las rocas pueden ser alteradas hacia un residuo silíceo poroso que a menudo están escondidos por el sinter (White y otros 1971). Los manantiales clorurados pueden ser encontrados a distancias considerables (hasta 20 km) a lo largo de las regiones distantes de los complejos volcánicos (6) (Henley y Ellis 1983). En este caso, como se mencionó previamente, la sílice probablemente va a ser depositada en la ruta hacia los manantiales clorurados distales, y los sinters son improbables que se formen en estas situaciones. Sin embargo, la percolación de las aguas ácido – sulfato y su mezclamiento con el reservorio casi neutral puede depositar sílice y anhidrita en alguna parte encima del reservorio hidrotermal (Boggie y Lawless 1987).

Fig. 11. Sistema geotermal asociado con un estrato – volcano andesítico. Los mismos símbolos como aquellos de la Fig. 10. (Después de Hemley y Ellis, 1983).

� La tercera ubicación considerada es aquella proporcionada por los complejos volcánicos

de las regions de las altas montañas, como por ejemplo, en los Andes, o Papua Nueva Guinea Central. Esta es la ubicación referida por Boggie y Lawless (1987) como “tipo cordillerano”. Los sistemas geotermales asociados comparten las características de los dos tipos descritos arriba (ubicación de la caldera y estratovolcano), porque aquí los edificios volcánicos están ubicados en las areas de las altiplanicies, de tal manera que la recarga es por ambas elevaciones altas y bajas. El reservorio hidrotermal consecuentemente está cerrado hacia la superficie pero no necesariamente confinado lateralmente por el influjo de las aguas meteóricas, como en las situaciones de las calderas (Boggie y Lawless 1987). Las características de estos sistemas pueden ser la presencia de maars (lagos de craters someros), debido a las explosions freatomagmáticas (interacción del agua subterránea con el magma). Estas pueden ser los lugares de las vetas epitermales importantes y las brechas de los depósitos de oro (Sillitoe y Bonham 1984).

� Finalmente, la ubicación de las isles volcánicas, ejemplificadas por las ahora famosas isles Lihir en Papua Nueva Guinea, es el caso de los recientes arcos de islas construidos sobre un basamento predominante oceánico. Los principales rasgos de un sistema geotermal desarrollado en una ubicación tal son mostrados en la Fig. 12. La principal característica en este modelo es la presencia del agua de mar, la cual en parte puede controlar la hidrología

del sistema. La penetración del agua de mar hacia los flancos del edificio volcánico sumergido causará que el agua fresca flotará encima debido a los contrastes de las densidades (el agua de mar es más denso). De esta manera se piensa que dos celdas convectivas están presentes en este sistema. Una es una celda de agua fresca (1) en la parte superior del volcán con una densidad de menos de 1g/cm

3, ubicado arriba una celda

de fluido dominado por el agua de mar (2) con una densidad de 1,1 g/cm3 (Colley 1986).

Ordinariamente, no podría haber mezclamiento en la interfase, pero algún calentamiento de los lentes de agua de mar y la convección podría causar disturbancia y el mezclamiento limitado. Este puede causar la precipitación de la anhidrita a lo largo de una zona (3) que con el tiempo podría causar la obstrucción de la recarga del agua de mar. La actividad tectónica y la ebullición pueden romper el sellamiento de la anhidrita y la hidrología del sistema sería restablecida. Las fumarolas (5) y los manantiales clorurados (6) están presentes dentro de la caldera y las pendientes de la estructura volcánica. Este modelo nuevamente formula importantes implicaciones para la exploración de los depósitos de oro epitermales en estas ubicaciones, debido a que la deposición del mineral en parte está controlada por la hidrología peculiar de las islas volcánicas (Fig. 12).

Fig. 12. Celdas convectivas asociadas con una isla volcánica. Los símbolos son los mismos

como aquellos de la Fig. 10. (Después de Boggie y Lawless, 1987; Colley, 1985).

6. SISTEMAS HIDROTERMALES DOMINADOS POR EL AGUA CALIENTE Y DOMINADOS POR EL VAPOR

� En un campo geotermal, las fuentes pueden verter ya sea agua caliente o vapor, dependiendo del balance entre el flujo caliente y la disponibilidad del agua en el sistema (Ellis y Mahon 1977). Un modelo explicando la presencia del sistema dominado por el vapor en los campos geotermales tales como aquellos de Larderello en Italia y Los Geyseres en California, fue presentado por White y otros (1971). Estos autores atribuyeron la dominancia del vapor a la disminuida permeabilidad debida a la deposición del mineral. En esencia, una disminuida proporción en la recarga del agua resulta en más agua siendo hervida fuera que puede ser reemplazada por el ingreso de agua fresca. Artificialmente éste puede ser inducido en las areas geotermales donde los manantiales arrojan más agua caliente que las que pueden ser reemplazados por las recargas naturales.

� La anatomía de un reservorio geotermal dominado por el vapor, de acuerdo al modelo de White y otros 1971, se ha resumido aquí. Arriba una zona de transferencia de calor convectivo mediante las aguas termales (salmueras), hay un reservorio dominado de vapor enriquecido de otros gases (H2O, CO2, etc.) donde el flujo de calor en mayor parte es por conducción. El reservorio dominado por el vapor tiene a migrar hacia abajo de manera que el exceso de agua de los poros se vaporiza. Los canales de afluencia de las aguas subterráneas desde los márgenes de las cámaras hidrotermales continuamente son reducidos por la precipitación del mineral (principalmente calcite y anhidrita). El reservorio dominado de vapor pasa hacia arriba entre una zona de condensación de vapor, donde los minerales de arcilla están siendo formados y tienden a atascar los espacios porosos y los canales. Sin embargo, parte de este condensado puede moverse hacia arriba hacia la mesa de agua, o hacia la superficie como manantiales de ácido sulfato, o puede formarse charcos de lodo hirviente. En adición, el vapor a partir del reservorio dominado de vapor puede escapar directamente en la superficie formando fumarolas solfatáricas (ver abajo). En ese sistema dinámico hay pérdida neta de agua líquida, debido a la disminuida afluencia causada por la deposición de mineral (sellamiento) en los márgenes del reservorio, de manera que el agua líquida constantemente está siendo reemplazada por el vapor. La continuada ebullición bajo el reservorio dominado de vapor tiende a producir salmueras por la concentración de material solute durante la ebullición. La ebullición de la salmuera probablemente es también para producir vapor supercalentado con respecto al agua pura a la misma presión. Este causa que la salmuera llega a ser un agente altamente efectivo por la transferencia de calor y de masa, debido a que la ebullición del vapor fuera a partir de una salmuera está supercalentada por varios grados, dependiendo de la concentración y al incremento de la concentración de los solutos. Los acuíferos de vapor calentado son importantes para la exploración de energía geotermal y para la formación de depósitos de metales preciosos.

7. MANANTIALES CALIENTES, CHARCOS DE LODOS, GEYSERES, LAGOS DE CRATERES Y FUMAROLAS

� La transferencia de calor y la material disuelta a través de los fluidos acuosos y gaseosos en las areas volcánicas se ha manifestado en la superficie como manantiales calientes, fumarolas, charcos de lodos y, menos comúnmente, geyseres. Esta sección revisa brevemente estos fenómenos superficiales. Posteriores detalles pueden ser encontrados en los textos de vulcanología, tales como de Williams y McBirney (1979), y el antiguo, pero libro clásico de Rittmann (1962), Ellis y Mahon (1977) proporcionan datos geoquímicos modernos. Las secciones previas han discutido dos tipos de manantiales calientes, a saber: ácido sulfato y cloruros casi neutros. Otros tipos incluyen carbonatos y aguas termales ricos en bicarbonates.

� Los manantiales calientes de ácido sulfato están caracterizados por bajo pH, debido a la oxidación del H2O hacia el H2SO4, y generalmente son bajos en cloruros, mientras que las

emanaciones conteniendo HCl pueden también estar presentes. Además del H2S, estas aguas termales están enriquecidos con volátiles (CO2, NH3, B), así como también metales volátiles probablemente Hg, As, Bi y Sn. Las aguas termales ácido sulfato son generadas por la condensación de los humos y vapores de tal manera que ellos se elevan a través de las fracturas y fisuras a temperaturas debajo de 400°C (Ellis y Mahon 1977). Ha sido mencionado previamente que los manantiales calientes ácido sulfato ocurren más comúnmente en las pendientes volcánicas que en las cuencas o estructuras de calderas. Ellos están asociados con las fumarolas y los charcos de lodos.

� Las aguas termales de cloruros alcalinos están caracterizadas por la presencia de Na, K, cloruros, sílice, bicarbonatos, fluoruros, amonio, As, Li, Rb, Cs y compuestos bóricos. El pH, aunque generalmente casi neutral, puede variar desde 5 hasta 9 (Ellis y Mahon 1977). Estos manantiales calientes comúnmente son encontrados en la localización de las calderas, debido a que la columna convectiva está dentro del fácil acceso de la superficie del fondo. Los sinters silíceos usualmente están bien desarrollados en las áreas de los manantiales clorurados, de manera que la sílice disuelta se ha precipitado por las razones previamente delineadas. Los sinters silíceos pueden tener lugar en una variedad de colores debido a los óxidos de Fe y al crecimiento de algas, y sus depósitos pueden formar rasgos espectaculares tales como las cascadas, terrazas y montículos. Las aguas cloruradas alcalinas están asociadas también con los geyseres. Los geyseres son chorros de aguas subterráneas humeantes calentadas, cuyo mecanismo de erupción fue explicado por Bunsen hace 100 años. Ellas se forman en las áreas de restringida circulación de aguas subterráneas, de manera que la circulación del agua no puede transferir suficiente calor a través de los manantiales calientes. El mecanismo de los chorros de los geyseres está basado en la presión, la cual es ejercida por una columna de agua sobre sus niveles más profundos donde la temperatura de ebullición puede exceder los niveles más arriba de la columna. Si la columna se eleva ligeramente, es decir, mediante la ebullición a un cierto nivel, luego como resultado de la caída de la presión causa la ebullición en todos los niveles de arriba. Este proceso continúa hasta que haya una repentina descarga general. Se ha dicho que el geyser de Waimingu en Nueva Zelandia arrojó agua y fragmentos de roca hasta los 500 m en el aire durante el período entre 1899 y 1904. El agua de los geyseres contienen sílice, la cual es precipitada alrededor de los orificios como sílice hidratada, conocida como geyserita, y formando montículos y estructuras cónicas. Los geyseres son abundantes en el Parque Nacional de Yellowstone, donde hay encima de 200, y en Nueva Zelandia e Islandia. Ellos se han encontrado también en Tibet cerca al lago Tengri Nur a 4800 m sobre el nivel del mar, y en el cráter del volcán Socompo en la región de Atacama a 6080 m sobre el nivel del mar.

A. AGUAS TERMALES RICAS EN CARBONATOS

� Las aguas termales ricas en carbonatos normalmente son encontradas en las áreas subyacentes por la rocas calcáreas. El travertino es el sinter CaCo3, su deposición se debe a la exsolución del CO2 a partir de las aguas tal como ellos alcanzan la superficie. Los depósitos de travertino son abundantes en la región Latium, Italia Central, de donde el nombre se originó (Lapis Tiburtina). A causa de su peso ligero y de la porosidad, el travertino es un excelente material para las edificaciones, a menudo fueron empleados por los Romanos. Las aguas de bajo cloruro pueden contener bicarbonato en las áreas de H2S y humos portadores de CO2. Este humo puede condensar dentro un acuífero (Ellis y Mahon 1977). Los bicarbonatos son formados por las reacciones con las rocas encajantes.

B. LAGOS DE CRATERES

� Los lagos no son incomunes en los cráteres de los volcanes inactivos. Las aguas de los lagos de cráteres absorben calor y los volátiles emanados desde el piso del lago. Los volátiles disueltos y otros componentes lixiviados de las rocas, incluyendo el CO2, HF, HCl, NH3, SO2, Ca, Na, Al, Mg, K, Fe, Si, tienden a acumularse entre las erupciones.

C. LAS FUMAROLAS

� Las fumarolas son formadas donde la afluencia del agua subterránea es pequeña y el humo escapa rápidamente hacia la superficie. De hecho, a menudo se observa que las fumarolas cambian hacia manantiales ácido sulfato, y viceversa, en conjunción con las fluctuaciones de los niveles del agua subterránea, ya sea estacional o por otras razones. Las solfataras son fumarolas con un alto contenido de H2S, pero a menudo el término solfatara y las fumarolas son usados intercambiablemente. Ellis y Mahon (1977) definen los humos fumarólicos como aquellos que se derivan directamente del magma y no han pasado a través de un cuerpo de agua caliente. Este tipo de humos fumarólicos podrían contener HCl, CO2, H2S, SO2. Los humos solfatáricos han sido definidos por los autores de arriba como la ebullición del humo a partir del reservorio geotermal subterráneo, como se ha descrito inicialmente. Ambos tipos pueden condensar en la superficie de las aguas (Ellis y Mahon 1977). La temperatura del chorro de humo varía desde 90 hasta 300°C. Las incrustaciones de minerales alrededor de los orificios y conductos son comunes, e incluyen los sublimados y los compuestos formados por la reacción de los volátiles con las rocas encajantes. Los productos comunes son los cloruros de los metales alcalinos, cloruros férricos, los sulfatos de los metales alcalinos y Ca, conjuntamente con las trazas de los compuestos de Cu, Mn, Pb, Zn, As, Hg, Sn. Las fumarolas en el Monte Vesubio fueron encontrados en contener PbCl2, FeCl3, CuCl2, acompañados por la galena, hematita, covelita y aún pirita y calcopirita que se han formado por la reacción con H2S y H2O. El cloruro de amonio (NH4Cl) localmente puede ser tan abundante que comercialmente puede ser explotado. El azufre nativo también es explotable, formado por la oxidación del H2S de acuerdo a:

2H2S + O2 = 2H2O + 2S° 2H2S + SO2 = 2H2O + 3S°

� El ácido bórico, conocido como sassolita [B(OH)3], es extraído desde las fumarolas de

Larderello en Tuscany. La Sassolita se encuentra también en el cráter del volcán de las Islas Eolian. El origen del elemento B en el campo fumarólico de Larderello, que tiene una extensión de 200 km

2, puede estar relacionado a los sedimentos evaporíficos.

8. SISTEMAS HIDROTERMALES DEBAJO DE LOS FONDOS OCEANICOS: LOS CENTROS DE EXTENSION Y LOS ARCOS DE ISLAS

� La actividad hidrotermal en ambientes de los fondos oceánicos alrededor de las montañas e islas volcánicas es muy común. En estos medios el agua de mar que penetra a través de las fracturas arriba y alrededor de una cámara de magma, llega a ser calentado y se eleva hacia el fondo del mar, donde descarga como manantiales calientes a lo largo de las aberturas y fracturas. En esta forma un sistema de convección hidrotermal se ha generado. Los fluidos hidrotermales sufren una serie de reacciones con las rocas encajantes, extrayendo los metales y causando alteración. En los centros de extensión oceánicas la actividad hidrotermal está sobre una escala grande que para un tiempo largo se pensó que los cambios mineralógicos observados, en que fue conocido como la asociación espilita – queratófiro de las regiones orogénicas, fueron los resultados del metamorfismo regional (ver Turner y Verhoogen 1960, p. 258).

� En los últimos 15 años, los estudios de los fondos oceánicos por medio de embarcaciones sumergibles han conducido a algunos de los descubrimientos más asombrosos jamás hechos por grupos de científicos. Tales descubrimientos incluyen no solamente la evidencia visual de los manantiales calientes que depositan activamente a los minerales de mena en los valles submarinos de las montañas de extensión y los arcos de islas, pero también la existencia totalmente insospechada de los ecosistemas y sus organismos relacionados. En el contexto de la presente sección, los resultados de estos estudios publicados por conjunto de investigadores – particularmente de USA y Francia – han arrojado nuevas luces, y proporcionaron mayor entendimiento de los procesos formadores

de los minerales hidrotermales. Este entendimiento es quizás uno de las más importantes herramientas a ser empleadas por los geólogos de exploración, y es especialmente aplicable en la búsqueda e identificación de los depósitos de metales base y preciosos en aquellas áreas donde el registro geológico indica posibles actividades previas de los manantiales calientes en un medio debajo del fondo oceánico. De particular relevancia entre las contribuciones referenciadas en esta sección están las colecciones de los informes editados por Rona y otros (1983) y las revisadas por Rona (1984). La presente sección se ha interesado con la geometría de la circulación hidrotermal en el medio mencionado arriba, tal como se ha deducido de los estudios de los sistemas modernos y antiguos. En particular, los sistemas hidrotermales examinados en las montañas del medio de los océanos, las montañas de extensión próximas a las masas continentales, en las islas volcánicas, y en las construcción volcánica submarina tales como aquellos postulados para los así llamados yacimientos minerales de tipo Kuroko.

9. LOS SISTEMAS HIDROTERMALES EN LOS CENTROS DE EXPANSION

� Los sistemas hidrotermales que se originan en los centros de expansión, ya sea en las cuencas marginales, en las montañas del medio de los océanos, o en los estrechos escudos oceánicos, han sido reconocidos en el registro geológico de los continentes emergentes. Es apropiado señalar que de las diversas razones el reconocimiento de los sistemas hidrotermales debajo del fondo oceánico no es por simples medios. Este es porque la corteza oceánica tiende a ser destruida en el límite de la placa convergente, de manera que solamente trozos tectónicos y los fragmentos pueden sobrevivir embebidos en una mezcla de litologías altamente tectonizadas. En algunos casos, durante el proceso tectónico conocido como obducción, secciones completas de la corteza oceánica pueden estar preservadas, por lo tanto incrementando la posibilidad de los sistemas hidrotermales teniendo fósiles bien preservados, y consecuentemente depósitos de minerales. La preservación total de cortezas oceánicas antiguas, u ofiolitas, posteriormente es encerrada por la profundidad de la erosión y por lo tanto la edad del terreno en la que ésta ocurre. Es por esta razón que confinamos esencialmente nuestra discusión en esta sección a los sistemas modernos y recientes.

� La geometría de los sistemas hidrotermales en ambientes debajo de los fondos oceánicos han sido estudiados por Lister (1983), Sleep (1983)y Taylor (1983), usando fuerzas geológicas, físicas e isotópicas estables. La penetración del agua de mar a través de la corteza oceánica resulta en un sistema convectivo que han sido modelados par tomar lugar como flujos en las discretas facturas, o como flujos en medios porosos. La descarga del retorno del flujo toma lugar en los orificios localizados, o en racimo de aberturas, y es episódico en carácter con un paso de vida muy corto (usualmente solo unos pocos años). Se estimó que la masa total de agua que escapa a través de un sistema de aberturas durante su promedio de vida de 10 años en la región es de algo de 3 x 10

10 kg, o un cubo

de agua con lados de 300 m (Sleep 1983). La temperatura saliente es de alrededor de 350°C. La evidencia indica que el agua de mar circula e interactúa con las rocas oceánicas en profundidades entre 5 y 10 km, con proporciones totalmente altas de agua/roca y las temperaturas probablemente exceden de 500°C. En un medio poroso el flujo del fluido puede ser dispersivo y lento, de manera que una parcela de fluido moviéndose lateralmente o verticalmente podría mezclarse con los fluidos aún retenidos en los espacios porosos. Sleep (1983) señaló que hay poca evidencia de este mezclamiento y por lo tanto el flujo del fluido es más probable que ocurra a través de las grietas y fracturas. Sin embargo, en el caso de la corteza oceánica sobrepuesta por los sedimentos derivados de los continentes, la porosidad asume gran importancia tal como se discutió anteriormente. La penetración del agua hacia la roca caliente puede tener lugar, de acuerdo a Lisser (1983), por enfriamiento y fracturamiento debido a la contracción termal. Un frente de fracturamiento avanza hacia abajo fácil y rápidamente (varios metros en un año), debido al enfriamiento de un gran volumen de roca dentro de un tiempo relativamente corto. Se ha estimado que el frente de fracturamiento tiene temperaturas que varían desde alrededor de 700 a 450°C. El frente de fracturamiento separa una región permeable más fría encima de

la roca caliente dominante debajo. El fracturamiento a escala fina de la roca caliente es más probable un rasgo esencial para el lixiviamiento de los metales de mena, porque las fracturas finas exponen un área muy grande por unidad de volumen, permitiendo interacciones substanciales entre los fluidos y las rocas. También, la precipiticación de las fases minerales y su subsecuente sellamiento de los anales y sistemas de aberturas explican sus cortos tiempos de vida, y el abrimiento arriba de nuevos orificios.

� La geometría simplificada de los sistemas hidrotermales en una montaña del océano medio en la zona axial y del eje es mostrada en la Fig. 13 A. La descarga es a través de aberturas que son supuestas a alimentar sobre las zonas de fracturas, mientras la recarga ocurre a lo largo de las escarpas de falla cerca a las zonas axiales. La circulación del agua de mar en la corteza oceánica fue modelada sobre la base del mapeamiento del campo y de los isótopos estables para las ofiolitas Samail en Oman (Taylor 1983). La Fig. 13 B muestra la geometría de los sistemas hidrotermales previstos en este modelo. Los dos sistemas de circulación son postulados. Un sistema superior está localizado encima de una cámara de magma en forma de bote, debajo y extendiéndose hacia fuera del eje de las montañas. Este sistema superior yace dentro de los pillows lavas y en los sectores de los diques laminares de la corteza oceánica y está caracterizada por la permeabilidad más alta y la alta proporción de agua/roca. Los sistemas hidrotermales inferiores están ubicados debajo de los extremos de la cámara de magma tal como el mostrado en la figura, y encima la zona de los ultramáficos tectonizados. Los últimos pueden desarrollar fracturas que se sobreimponen a la fábrica tectónica, y son infiltrados mediante los fluidos descendentes. Los dos sistemas generalmente estarían desunidos para la mayor parte de su extensión, excepto quizás en las porciones más distales, donde el mezclamiento de los dos puede ocurrir (Fig. 13 B). El sistema inferior está caracterizado por las temperaturas más altas y la proporción más baja de agua/roca. Las variaciones del δ18° a través de la corteza oceánica de Samail indica que el enriquecimiento y disminución del 18° caracteriza las capaz superiores e inferiores respectivamente, reflejando las acciones de la operación de los dos sistemas hidrotermales, a pesar del envejecimiento isotópico producido por los efectos prolongados de las alteraciones hidrotermales pueden tender al enmascaramiento de estas variaciones isotópicas (Taylor 1983).

Fig. 13 A. Sistemas hidrotermales en y fuera de los ejes de las crestas (montañas), abertura de alimentación sobre el fondo del mar (Después de Sep, 1983). B, Sistemas hidrotermales encima y bajo los lados de las montañas del medio del océano de la cámara magmática (Después de Taylor, 1983).

� Un modelo de un sistema geotermal debajo del fondo marino es propuesto por Bischoff y Rosenbauer (1989). En este modelo estos autores recurren a la doble convección difusiva estratificada, en la cual una capa inferior de salmuera transfiere calor y constituyentes disueltos hacia una celda convectiva superior dominada de agua de mar (Fig. 14 A, B). La idea de la doble convección difusiva, al menos en teoría, está bien obligada y ha sido usada para explicar ciertos rasgos de la diferenciación del magma (ver por ejemplo Huppert y Sparks 1984; Irvine y otros 1983). La geometría del sistema de las dos capas emparejadas debajo del fondo marino tal como el concebido por Bischoff y Rosenbauer (1989); la Fig. 14 A consiste de las celdas de convección anidadas en las cuales la celda más baja está formada por una salmuera continuamente reciclada ubicada justamente encima del frente de fracturamiento. Esta celda de salmuera inferior arroja calor y disuelve a los componentes mediante la circulación a través de las rocas plutónicas, y transfiere calor y parte de los solutos hacia la celda convectiva superior del agua de mar a través de una interfase difusiva (fig. 14 B). Cuando la celda superior alcanza la temperatura de 360°C, emerge hacia afuera a través de las aberturas del fondo marino. El proceso es usado por los autores para explicar las variaciones de la salinidad de los fluidos descargados. La salinidad más baja de los fluidos descargados se han creído que han estado relacionados a la ebullición de las salmueras inferiores las cuales resultan en la dilución de los fluidos superiores a través de la transferencia de los vapores pobres en soluto hacia ellos. De esta manera, la emisión de baja salinidad coincidiría con las regiones de bajo flujo de las celdas de salmuera, mientras la emisión de alta salinidad correspondería con las zonas fluyentes arriba de las salmueras.

Fig. 14. Modelo de sistema geotermal debajo del fondo del mar. A, Corte transversal de la corteza oceánica y celdas de convección asociadas; LC, celda de salmuera inferior; UC, celda de salmuera superior. B, detalle del modelo de convección difusiva doble; la celda inferior (LC) transfiere calor y solutos hacia la celda superior (UC) que descarga en el fondo del mar; V’s, rocas basálticas; líneas verticals = diques laminares; líneas al azar = rocas gabroicas (Después de Bischoff y Rosenbauer, 1989).

� De esta manera consideramos la circulación el agua de mar calentado debajo de la interfase agua de mar – roca. Sin embargo, la circulación de los fluidos mineralizantes dentro de las masas oceánicas arriba de las aberturas hidrotermales pueden asumir también gran importancia en términos de los procesos de la génesis de los minerales. Este tipo inusual de sistema hidrotermal es denominado grifería, la cual, debido a las corrientes de fondo, normalmente está desplazada relativa a la fuente infrayacente. Estas griferías son fluidos hidrotermales diluidos que se elevan encima de las aberturas y pueden ser detectados por sus temperaturas anómalas con respecto al ambiente del agua de mar. El escaneamiento con el Sonar indica que las griferías pueden ser percibidos hasta alrededor de 80 m encima de la abertura de emisión, mientras su desplazamiento lateral es detectado hasta 50 m hacia afuera. La Figura 15 representa una grifería hidrotermal inclinada aproximadamente 40° encima de una abertura submarina (Lonsdale y Becker 1985). Las partículas de sulfuros a partir de las griferías de los humos negros pueden ubicarse alrededor de las áreas de emisión para formar una pista de material de sulfuros. La ley de Stokes gobierna la velocidad de fijamiento de las partículas en un medio fluido. Esta velocidad es proporcional a la diferencia de densidad entre el fluido y las partículas, al radio de las partículas, a la gravedad, e inversamente proporcional a la viscosidad del fluido. En general puede ser mostrado que, para una grifería alta de alrededor de 50 m, las partículas de sulfuros se ubicarán dentro de radios variando de 50 a 250 m de la grifería (Cathles 1983). Usualmente las acumulaciones de substancias sulfuradas solamente pueden formarse en condiciones tranquilas, tal como aquellas intentadas en una depresión no influenciada por las corrientes de fondo. En una escala global, el movimiento lateral inducido de las corrientes de la grifería están indicados por la distribución asimétrica, en relación a los ejes de las montañas, de los sedimentos metalíferos del fondo marino (óxidos de Fe y Mn). También, la distribución desplazada del isótopo de

3He en el agua de

mar se cree que es el reflejo de la emisión de los manantiales hidrotermales en el eje de las montañas (Edmond y von Damm 1983).

Fig. 15. Desplazamiento de una pluma hidrotermal submarina encima de un vertedero de humo negro debido a las corrientes de fondo. La pluma es de alrededor de 80 m de alto, y las partículas de sulfuros se depositan para formar una pista de alrededor de 50 m desde la abertura (Después de Lonsdale y Becker, 1985).

� El tipo Besshi es un nombre comprensivo que se ha dado para una clase de depósito de

mineral hidrotermal caracterizado por los sulfuros masivos emplazados dentro de los sedimentos terrígenos, intercalados con las rocas máficas de afinidad oceánica. Estas condiciones geológicas se creen que representan una situación por donde el centro de expansión está ubicado dentro de un extremo oceánico estrecho entre los continentes casi emergidos, a partir de donde abundantes sedimentos clásticos son arrojados y tienden a humedecer a lsa rocas basálticas de las montañas. Un ejemplo moderno hoy en día de

esta situación particular es el Golfo de California, y un fósil posible equivalente es la Faja de Anfibolita de Matchless en Namibia y su contenido de depósito de sulfuro masivo. El fondo marino de la cuenca de Guaymas en el Golfo de California ha sido estudiado mediante la exploración con el sonar y los botes sumergibles por Lonsdale y sus colegas (Lonsdale y otros 1980; Lonsdale y Becker 1985). En el Golfo de California las montañas de expansión y las fallas de transformación están ocultas en los lodos y aluviones (Fig. 16). A lo largo de una sección que se extiende sobre más de 120 km, manantiales sobre 100 localidades hidrotermales fueron detectados mediante la exploración de lados sonares. Un depósito muestreado por las dragas fue encontrado por contener sulfatos (anhidrita y barita), talco, calcita, pirrotita, esfalerita, calcopirita y galena, todos empapados en el petróleo hidrotermal condensado (Lonsdale y Becker 1985). Las acumulaciones lodosas de la cuenca de Guaymas son de hecho ricas en carbón planktónico, y éste está craquelado por el calor de los fluidos hidrotermales para formar hidrocarburos. El levantamiento realizado por el grupo de Lonsdale ha indicado que las intrusiones más superficiales del magma están ocultas hasta los 400 m del sedimento. A partir de la sistemática mineralógica e isotópica Lonsdale y coautores dedujeron la presencia de tres sistemas hidrotermales distintos y sobreimpuestos. Uno está caracterizada por la expulsión del agua de los poros siguiendo a la intrusión de un sill máfico superficial. La descarga es a baja temperatura (alrededor de 100°C). El otro es una circulación hidrotermal ubicada profundamente que enfría una cámara del magma. Este fluido se descarga a alta temperatura a través de fracturas en los sills sobreyacientes. Un tercer tipo es debido a la convección del agua dentro de los sedimentos sobre un sill enfriante, el cual proporciona la energía termal necesaria. Las descargas de altas temperaturas son guiadas posiblemente por una cámara de magma de alrededor de 1 km de ancho y entre 3 y 4 km de largo.

Fig. 16. Sistema hidrotermal (flujo de fluido indicado por las flechas), y depósito de mineral en la Cuenca de Guaymas, como el concebido por Lonsdale y otros (1980). El recuadro muestra el Golfo de California y la ubicación de la Cuenca de Guaymas (Después de Lonsdale y otros, 1980).

� Las intrusiones de los sills máficos hacia los sedimentos marinos altamente porosos (Einsele y otros 1980) resultan en la disminución de las porosidades encima y debajo del sill, el cual guía al agua fuera de éste. Poco después de la intrusión, la temperatura en el contacto sedimento – sill puede elevarse hasta un máximo de 400°C, y el agua de los poros en aquella región puede alcanzar el punto de ebullición. La cantidad del agua de poro expulsado siguiendo a la intrusión del sill puede ser tan considerable: por ejemplo un área de 2 km

2 intruidos por los sills podrían expeler algo de 40 x 10

6 m3 de agua de poro.

Esta agua calentada luego podría ubicarse dentro del movimiento convectivo facilitado por la alta permeabilidad de los sedimentos encima de la zona de reducción de la porosidad. Los fluidos hidrotermales luego pueden ser canalizados a lo largo de las fallas y descargados como manantiales calientes en la interfase sedimento – agua.

10. SISTEMAS HIDROTERMALES EN LOS CENTRO VOLCANICOS SUBMARINOS

� La actividad fumarólica en el fondo del mar alrededor de las estructuras volcánicas sumergidas, o las porciones sumergidas de los edificios volcánicos, es la expresión de los sistemas hidrotermales submarinos vulcanogénicos. A parte de las manifestaciones del presente día de este tipo de actividad – tal como aquellos de la Isla de Santorini (Mar Aegean, Smith y Cronan 1983), y el Volcán (Mar Tirreno, Honnorez 1969) - el registro geológico para esos sistemas hidrotermales está representado, al menos en algunos casos, por los depósitos minerales de tipo Kuroko. Aquí es suficiente decir que los depósitos minerales tipo Kuroko son de origen epitermal, formados dentro de las calderas submarinas ubicadas en los arcos de retroceso agrietados. Tal como en el caso de los depósitos subaereales epitermales, los depósitos tipo Kuroko parecen haberse formado durante las últimas etapas del desarrollo de las calderas, a causa de que la actividad de los manantiales calientes y las fumarolas han tomado lugar a lo largo de los flancos de los domos riolíticos y/o depresiones del fondo del mar. Las sistemáticas de los isótopos estables generalmente confirman que los fluidos mineralizantes del tipo Kuroko tienen un mayor componente de agua de mar, y la interacción del agua de mar de los poros con las rocas volcánicas y subvolcánicas generan sistemas de convección hidrotermal. La actividad hidrotermal de tipo Kuroko se ha pensado que está caracterizada por cortos y vigorosos pulsos. El modelamiento del sistema hidrotermal Kuroko ha sido llevado a cabo por Ohmoto y Rye (1974), Pisutha – Arnond y Ohmoto (1983) y Cathles (1983). La Figura 17 muestra modelo simple de la circulación hidrotermal convectiva alrededor de una intrusión riolítica poco profunda. Estos modelos, basados en aquel Ohmoto y Rye, postularon algún mezclamiento con las aguas connatas y magmáticas.

Fig. 17. Modelo esquemático en el sistema hidrotermal de una situación tipo Kuroko (caldera submarina). La figura está basada en el modelo propuesto por Ohmoto y Rye (1974).

� Muy interesantes y detalladas modelamientos ayudados por la computadora fue emprendido por Cathles (1983) para los sistemas geotermales submarinos, con particular referencia a las situaciones Kuroko. En sus ejercicios Cathles usó una serie de cálculos, conjuntamente con los datos geológicos, geoquímicos e isotópicos para forzar el enfriamiento convectivo de un pequeño cuerpo intrusivo, la conexión del flujo de fluido alrededor de éste y los cambios en la naturaleza química e isotópica de ambos fluidos y rocas. Los resultados de sus modelamientos son reportados aquí. El autor comenzó considerando la relación entre el tamaño de la intrusión ígnea y la masa total del fluido hidrotermal que puede ser movido por su energía termal. Una fórmula simple es usada para expresar esta relación:

Mw = Mi Ci/ Cw In T0/T,

donde Mw representa la masa del fluido hidrotermal circulado, Mi la masa de la intrusión, Ci su capacidad calorífica (cal/g/°C), Cw la capacidad calorífica del agua, T0 es la diferencia inicial de la temperatura entre el cuerpo ígneo y el medio circundante, y T la diferencia de temperatura después del enfriamiento hacia un cierto nivel (es decir, 300°C). Si un plutón a una temperatura de 700°C es intruida a una profundidad de 4km, donde la temperatura de ambiente es de 100°C y enfriada a 300°C, la masa del fluido circulado es 22% de la masa del plutón. Si la intrusión está a 1300°C, una masa de solución hidrotermal más caliente de 300°C sería alrededor del 36% de la masa del plutón. Usando la fórmula de arriba, los cálculos de Cathles indican que una intrusión de entre 1,5 x 10

11 a alrededor de 10

13

toneladas es necesario justificar los recursos de los metales estimados en 4,7 x 106 y 4,5 x

106 toneladas de metales combinado de Cu + Pb + Zn para los distritos de Noranda

(Canadá) y Kuroko )Japón) respectivamente. También es interesante que la cantidad de sílice depositada en la superficie puede ser usada para estimar el tamaño de la intrusión y la cantidad del fluido involucrado. Usando un ejemplo a partir del área Noranda, donde un basalto silicificado conteniendo aproximadamente 20% de sílice está presente, y tomando entre la relación de la solubilidad de la sílice en una solución a 300°C y el volumen del área afectada por la silicificación, Cathles estima que algo de 2,3 x 10

15 kg de la solución

hidrotermal encima de 300°C habría sido requerida para producir esta silicificación. Esta a su vez requiere una masa ígnea de alrededor de 10

13 a 700°C. Comparativamente

pequeñas cámaras magmáticas (aproximadamente 2 km de ancho por 3 km de alto) son consideradas en el modelamiento de la historia de su enfriamiento por la circulación convectiva de los fluidos. Este modelamiento indica primeramente que los fluidos a 600°C serían arrojados después de 5000 años después del evento intrusivo, y por consiguiente la observación de humos blanco y negro en las montañas del medio de los océanos indican temperaturas de expulsión de alrededor de 350°C, se concluyó que una roca muy caliente (> 350°C) probablemente es casi impermeable. La permeabilidad por lo tanto es un factor clave en que permite la penetración del agua y el enfriamiento del cuerpo ígneo.

� El enfriamiento convectivo de una cámara magmática de 1 km de ancho por 3,25 km de alto por la afluencia de los fluidos está mostrado en la Fig. 18. Las líneas de flujo en esta figura representa la geometría idealizada del sistema de circulación hidrotermal. Este modelamiento (Cathles 1983) muestra que inicialmente ellos se mueven encima de la gradiente de temperatura, y regresan hacia abajo tal como ellos se mueven dentro de la anomalía termal generados por el plutón. El modelo muestra también que los fluidos solamente ganan acceso hacia la masa intrusiva después que se ha enfriado a aproximadamente 350°C en alrededor de 5000 años. Durante este enfriamiento se estimó que encima de 8000 toneladas de solución a una temperatura de alrededor de 300°C han circulado. Considerando los 40 km de largo de la cuenca de Hokuroko en Japón, Cathles estima que la masa total del agua arrojada habría sido del orden de 3,3 x 10

10 toneladas a

una temperatura más grande de 300°C. La velocidad con que esta agua circula a través del sistema entero probablemente está alrededor de 2000 años (entrada y descarga). Finalmente en la Fig. 19, dos etapas principales de la circulación del fluido y la deposición del mineral son considerados. Los fluidos penetran a una profundidad de alrededor de 5 km y forman dos celdas convectivas, una más cerca de la superficie y la otra más

profunda. Durante la primera etapa los fluidos circulantes más inferiores y más superficiales se mezclan en la interfase roca – agua para precipitar sulfatos. En la segunda etapa, prevalecen condiciones de temperaturas más reducidas y más altas. La expulsión previa puede haber sido sellada por la precipitación del mineral y los fluidos pueden haber sido arrojados a una nueva localidad, donde ellos depositan sulfuros masivos.

Fig. 18. Modelo del enfriamiento convectivo de una cámara magmática, de acuerdo a Cathles (1983). La permeabilidad es tomada en milidarcy. Las flechas indicant el flujo del fluido (Después de Cathles, 1983).

Fig. 19. Etapas de la circulación del fluido hidrotermal en un sistema Kuroko (después de Cathles, 1983). Etapa 1: Humos blancos a baja temperatura, con deposición de sílice + sulfatos y sulfuros diseminados. La anhidrita es depositada en profundidad. Etapa 2: Humos negros a altas temperaturas, con deposición de sulfuros masivos y diseminados (puntos). Una abertura a la

izquierda está sellada por las fases de los minerales precipitados. A, es una vista total, en el recuadro entrecortado mostrando la posición de 1 y 2 en relación al sistema total.

11. SISTEMAS HIDROTERMALES ASOCIADOS A LAS DORSALES EN LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS

� El estudio de numerosos, económicamente significantes, depósitos de sulfuros de metales bases hospedados en sedimentos por muchos años conducen hacia varias teorías de la génesis de los minerales que dividieron a la comunidad geológica, del amplio mundo, en tres campos. Los singenetistas creyeron que los minerales metálicos fueron precipitados a partir de las soluciones transportadas en los sistemas de ríos y/o el agua de mar; los epigenetistas mantienen el punto de vista opuesto que la actividad ígnea y las soluciones hidrotermales por lo tanto fueron responsabless para la mineralización. Más recientemente, los diagenetistas recurren a los procesos diagenéticos como una explicación para las diseminaciones de sulfuros controlados por las facies y estratigráficamente. Ciertamente, las clases de depósitos minerales conocidos como estratiformes y estratoligados hospedados en sedimentos, naturalmente han conducido a uno a concluir que los sedimentos han jugado un rol en los procesos de la génesis de los minerales. La manifiesta naturaleza estratiforme de muchos de estos depósitos y sus asociaciones íntimas con las rocas sedimentarias han dado a los singenetistas los soportes por muchos años. Una revisión histórica de esas diferentes ideas no son dadas aquí, pero en lugar el autor se ha referido a Stanton (1972), Gustafson y Williams (1981) y Dunoyer de Segonzac (1968).

� Con el advenimiento de la teoría de la tectónica de placas y su corolario de la tectónica de dorsales, un número de geocientíficos con fundadas experiencias internacionales empezaron a recojnocer que ciertas vistas propuestas fueron un tanto providenciales, y que ningún intento fue empezado hacer para identificar un factor común global o factores. Large (1981) oportunamente estableció que más a menudo que ninguna de muchas de las descripciones publicadas y las vistas estuvieron abiertas a los argumentos semánticos tediosos. Los factores comunes, este fue realizado, son que estos depósitos parecen estar relacionados a los eventos del dorsalamiento, incluyendo el inicio y la evolución geodinámica de las cuencas sedimentarias dentro de las porciones dorsaladas de la corteza, la asociación de la mineralización con las fallas que estuvieron activas en el tiempo, y en algunos casos, el acompañamiento de la actividad ígnea. La sobreexaminación, en términos de medios tectónicos para los depósitos de sulfuros hospedados en sedimentos, de Sawkins (1990) y Mitchell y Garson (1981) son particularmente útiles y ellos ofrecen al lector una clara perspectiva. También valiosa es la revisión de Large (1981), siempre mencionada, y para las diferentes consideraciones los capítulos relevantes (14, 15 y 20) en Guilbert y Park (1986).

� De esta manera, el consenso popular parece ser que las soluciones hidrotermales son activadas en diferentes etapas de la evolución geodinámica de las cuencas dorsaladas. Los fluidos hidrotermales empezaron a formarse durante los procesos diagenéticos y el movimiento de las aguas meteóricas durante la compactación inicial de las pilas sedimentarias. Esta es seguida por varias etapas, comenzando con ascenso de los fluidos a lo largo de las fallas activas y sus descargas, como los manantiales calientes para producir la precipitación química y el reemplazamiento en la interfase agua de mar – sedimento, para el desarrollo posterior de los fluidos en el medio metamórfico, como se detalló en una última sección. Por lo tanto parecemos tener una continuidad, a partir de las primeras etapas de la deposición de los minerales durante las etapas diagenéticas, a través de las etapas metamórficas, no necesariamente todas presentes en la misma región. La presencia de uno o más de los productos del tipo de sistema hidrotermal sería contingente hacia la etapa de desarrollo y el estado de preservación de la cuenca dada. Un importante informe de Unrug (1988), da una comprensiva revisión de la mineralización en la Faja Plegada de Lufillina del Sur de Africa Central. En esta región, Unrug describe diferentes estilos de la mineralización (estratiformes, vetas, skarn) sin un sistema unificado

que más o menos representa la entera secuencia idealizada referida arriba. En la sección que sigue, algunos modelos de los sistemas hidrotermales propuestos por un número de investigadores y basados sobre un conocimiento geológico corriente, son presentados. Primeramente, sin embargo, es oportuno delimitar los tipos de depósitos minerales, cuyo origen se ha considerado a estar relacionado a los sistemas hidrotermales activados durante la evolución de las estructuras dorsales. Estos depósitos minerales incluyen:

1. Sulfuros de metales bases estratiformes hospedados en sedimentos exhalativos: Estos comprenden: (1) Pb – Zn – Ba – Cu – Ag tales como aquellos de Monte Isa, Mc Arthur River, Broken Hill en Australia, Rammelsberg en Alemania, Aggeneys y Gamsberg en Sud Africa, Sullivan en Canadá; (b) el Cu – Co ± Ag en la faja de Zambia, Zaire y Angola, Witvlei y Klein Aub en Namibia, White Pine (USA), Coppermine River (Canadá), Kupferschiefer (Europa Central), Udokan (Siberia).

2. Estratoligados hospedados en Carbonatos. Estos incluyen Pb – Zn ± V del tipo Mississippi, tipos Alpina e Irish (por ejemplo Tynagh en Irlanda) y el Otavi Mountain Land en Namibia.

3. Salmueras del Mar Rojo. Estos podrían ser los análogos activos modernos de algunos de los depósitos bajo (1).

4. Los lagos de las dorsales del Este Africano. Las acumulaciones de los metales en los sedimentos de los sistemas de las dorsales continentales activas pueden ser análogas a algunos de los depósitos bajo (1):

5. Finalmente, puede ser mencionado que los depósitos tales como aquellos de Mesina en Africa del Sur y el Domo Olímpico (Roxby Downs) en Australia del Sur, pueden ser una variante de (1). Estos pueden proporcionar vínculos desaparecidos con una conexión magmática intracontinental, en la localización de las dorsales.

12. SISTEMAS HIDROTERMALES

� Los estudios de los depósitos de minerales hospedados en los sedimentos, y de los modernos, sistemas dorsales activos semejantes al Mar Rojo y a las dorsales del Este Africano, indican que los sistemas hidrotermales son realmente responsables para sus formaciones. Generalmente los miembros finales de estos sistemas son: (1) diagenéticos de baja temperatura, salmueras metalíferas que se mueven lateralmente en las cuencas sedimentarias, manejadas por las densidades más bajas y el gradiente geotermal; (2) exhalaciones de alta temperatura, o manantiales calientes emitidos desde los fluidos hidrotermales que ascienden a lo largo de fallas graven, para exhalar en los niveles más altos o en la superficie, y producir precipitaciones químicas (exhalitas). La energía termal es proporcionada por las intrusiones ígneas, o por el manto en un medio de la corteza atenuada. LA mezcla de dos tipos de fluidos es considerada probable en muchas instancias (por ejemplo Copperbelt en Zambia). Ahora consideramos a estos sistemas hidrotermales en algunos detalles.

� Durante la evolución de una cuenca sedimentaria, la expulsión de los fluidos toma lugar como un resultado del entierro, compactación y diagénesis. Los cambios diagenéticos pueden ser un componente importante de los fluidos hidrotermales, y en esta conexión puede ser recordado que el límite entre la diagénsis y el metamorfismo de ningún modo está bien definida. Para los propósitos prácticos, la diagénesis esencialmente es un proceso sedimentario que toma lugar bajo condiciones físico – químicas no demasiado disimilares de aquellos encontrados en, o cerca, a la superficie, mientras que el metamorfismo involucra altas temperaturas y presiones. La diagénesis de los sedimentos y su relación a los fluidos formadores de minerales es tratada comprensivamente en Hanor (1979), cuyos artículos proporcionan muchas de las informaciones dadas abajo.

� La expulsión de los fluidos durante el entierro y diagénesis ocurren como un resultado de la reducción de la porosidad, y el volumen del agua liberada puede ser considerable. Un promedio de la lutita puede producir 3,5 x 10

3 litros de agua por cada 1 m

3 de material

sólido depositado (Hanor 1979). Los cálculos del volumen de agua que pueden estar contenidos en una masa de roca sujetas al entierro han sido llevados a cabo por Fyfe y

otros (1978). Ellos consideran un prisma de sedimento de 5 km de espesor y 1 km sobre un lado (5 km

3) con un contenido de agua inicial de 50%. En este ejemplo habría algo de

2,5 km3 de agua salada útil. Los autores consideran también que si un elemento tiene

solubilidad de 1 ppm, luego habría 2,5 x 1015 g x 10

6 = 2,5 x 10

9, o 2500 toneladas, de

aquel elemento en solución. La acumulación de las aguas de las cuencas es característica de una cuenca sedimentaria dada. La salinidad se incrementa con la profundidad en las cuencas sedimentarias, y ésta es explicada por un mecanismo de filtración de membrana – un proceso de sedimentos argiláceos notables permiten el paso de moléculas neutrales (H2O y H2S), entre tanto evitando la migración de los aniones y cationes, resultando en sus concentraciones hacia abajo. De esta manera, las aguas más profundas llegan a ser más saladas y enriquecidas en cationes y aniones. Los elementos que usualmente son enriquecidos en las aguas de formación son el Pb, Zn, Ba, F, Sr y S. El último probablemente es derivado de la reducción bacterial de los sulfatos disueltos hacia los sulfuros durante la diagénesis. El sulfato es predominante en la mayoría de las aguas de formación, mientras el H2S es común en los gases de los campos petrolíferos. En las regiones Cheleken (Mar Caspio) y Mississippi Central, donde no hay evidencia de la actividad ígnea, las salmueras tienen un alto contenido de metal. Las fuentes de los metales pueden ser la fracción orgánica de los sedimentos y/o los minerales silicatos y carbonatos (Hanor 1979). Los trabajos de Doe y Delevaux (1972) sobre la composición isotópica del Pb en los minerales de galena de Missouri, revelan que el Pb es derivado del componente feldespato de las areniscas La Motte a través de las cuales las soluciones hidrotermales circularon.

� La Fig. 20 muestra un modelo del movimiento de salmueras depresionales en las cuencas continentales (Guilbert y Park 1986). Las cuencas son generadas por la diagénesis y compactación, y calentadas quizás por una fuente caliente ocultos. Las salmueras se mueven arriba en la pendiente a lo largo de los flancos de la cuenca hacia el basamento alto para formar depósitos de Pb – Zn de baja temperatura del tipo Mississippi Valley. Una idea nueva ha sido propuesta por Oliver (1986), cuya hipótesis es que los sedimentos de las márgenes continentales pasivos pueden ser compactados, triturados y empujados durante las colisiones tectónicas. Oliver usa el cierre del Océano Lapetus y la colisión de Afria y Norte América para formar la Orogenia Apalachiana como es el caso del punto. Duranteel forzamiento hacia el oeste de varios terrenos sobre un margen continental, los fluidos salinos podrían haber sido expelidos a partir de los sedimentos enterrados y movidos hacia el cabo en el oeste. Estas cuencas tectónicas, de acuerdo a la hipótesis, fueron los responsables para la deposición, en un modelo de zonamiento regional desde el este hacia el oeste, carbón, gas, petróleo, y más lejos en los depósitos de Pb – Zn hospedados en las rocas carbonatadas del tipo Mississippi. Otro caso del desarrollo y movimiento de las cuencas de gran escala es aquel de las zonas de la plataforma norteñas del Orógeno Damara, Namibia, donde numerosos depósitos de Cu –Pb – Zn –V, incluyendo los Psumeb famosos del mundo que están presentes. Misiewicz (a988) propuso que diagenéticamente se formaron los fluidos hidrotermales originados por la desmeteorización de los sedimentos turbidíticos predominantes de los grabens norteños del Orógeno Damara. Estos fluidos fueron expelidos, y durante la última fase de las compresiones orogénicas se movieron a lo largo de la longitud de los graben, formando un frente de mineralización de varios cientos de kilómetros de largo. Los fluidos se movieron en respuesta a los gradientes hidráulicos en los acuíferos clásticos, a lo largo de los grabens y hacia las márgenes de las cuencas, depositando los minerales de mena en las trampas químicamente favorables constituidas por las rocas carbonatadas de la plataforma del norte del Orógeno Damara.

Fig. 20. Modelo de desaguamiento. La cuenca agrietada está rellenada con sedimentos turbidíticos, la compactación, el desaguamiento y diagénesis producen fluidos portadores de metal que migran hacia los basamentos altos y sus arrecifes complejos asociados a carbonatos (después de Guilbert y Park, 1986).

� Un mecanismo de la desmeteorización episódica de las cuencas sedimentarias originando un número de pulsos de fluidos hidrotermales fue adelantado por Sawkins (1984) para explicar la naturaleza de los lentes apilados de algunos de los depósitos gigantes de Pb – Zn hospedados en sedimentos en Australia. Los fluidos hidrotermales generados mediante esta desmeteorización episódica se creen que se han movido por la actividad tectónica tal como por ejemplo el bombeamiento sísmico de Sibson y otros (1975), discutidos después. Un modo particular de la circulación de las salmueras metalíferas sedimentarias diagenéticas en las cuencas es propuesto por Jowett (1986) por el Kupferschiefer de Europa Central. De acuerdo a este modelo, mostrado en la Fig. 21, las salmueras diagenéticas forman unas celdas convectivas que llevan a cabo las salmueras hacia abajo dentro de las partes profundas de la cuenca, arriba en los flancos de los basamentos altos, y regresando abajo entre la cuenca. La deposición del metal ocurrió bajo los sedimentos evaporíticos del Zechstein, el cual está donde las salmueras vuelven para el retorno del flujo dentro de la cuenca.

Fig. 21. Modelo de sistema hidrotermal para el depósito Kupferschiefer de Cu – Pb – Zn. Las celdas convectivas están formadas en las cuencas, con los fluidos (flechas) migrando hacia arriba a lo largo de los flancos del basamento elevado, y volviendo debajo de las evaporitas Zechstein, donde ellas forman el cuerpo mineralizado (negro). (Después de Jowett, 1986).

� Como siempre hemos establecido, hay buena evidencia de una relación espacial entre los tipos de mineralización hospedados en sedimentos desde las regiones más profundas y más calientes hacia las más frías y más altas de una cuenca sedimentaria o, en otras palabras, desde los depósitos hospedados en lutitas hacia los depósitos hospedados en carbonatos. Los arreglos espaciales y los estilos de mineralización proporcionan un enlace posible entre las teorías diagenéticas y exhalativa. El calentamiento de los fluidos de las depresiones mediante una fuente de energía termal (manto?, magmático?) crean convecciones hidrotermales en las porciones profundas de las cuencas, el movimiento hacia arriba y el acanalamiento de los fluidos a lo largo de las fallas de grabens u otras fracturas para eventualmente exhalar en, o bajo la interfase sedimento – agua, donde ellos podrían precipitar a los sulfuros.

� Un sistema hidrotermal exhalativo formado por celdas de convección a gran escala fue propuesto por Russell (1978) para la mineralización hospedada en sedimentos en Irlanda, consiste de celdas excavando hacia abajo en una cuenca sedimentaria que se desarrolla. Las celdas cambian a mayor profundidad hacia temperaturas más altas, llegando a ser más grandes con el tiempo y la evolución progresiva de la cuenca, la cual produce fracturas para mover hacia abajo de manera que el paquete de rocas llega a ser más quebradizo. En este modelo hay por lo menos tres mayores pulsos, o etapas de actividad hidrotermal durante las cuales resultan la abundancia de diferentes metales, de esta manera se explican la paragénesis de los minerales observados de los ensambles de minerales dominados inicialmente de Fe – Mn – Zn – Pb hacia el medio de Zn – Pb – Fe – Mn y hacia el posterior de Zn – Pb – Cu – Fe – Mn.

� Plimer (1985, 1986) citó diferentes tipos de dorsalamiento ensiálico (fallado por fortuna), degaseamiento del manto, y magmatismo asociado para explicar el desarrollo de las exhalitas complejas en Broken Hill y Monte Isa en Australia. Las ideas de Plimer sobre los tipos de los sistemas hidrotermales que podrían haber sido involucrados en la generación de estos depósitos están delineadas aquí. Plimer arguye que los cuerpos mineralizados de Monte Isa fueron formados en situaciones de dorsales de tipo aulocógeno, donde las salmueras formaron sistemas hidrotermales que fueron enfocados y exhalados hacia las depresiones en los grabens profundos, con ningún componente magmático. Las expulsiones periódicas de las salmueras calentadas podrían haber tenido lugar de acuerdo con las consideraciones de Sawkins. Las salmueras podrían haberse movido a lo largo de mayores fracturas y fallas a altas presiones. En contraste, el escenario Broken Hill tiene una asociación con magmatismo bimodal (máfico – félsico) relacionado al dorsalamiento más profundo y más exitoso en una corteza continental más delgada. El modelo de Plimer asume fluidos del manto enriquecidos en CO2, F, B, H2, P, Mn, Fe, Pb, Zn, REE para haberse elevado a lo largo de las fallas graben y haberse mezclado localmente con el agua de mar. Las exhalaciones submarinas depositaron sulfuros y otras exhalitas conteniendo minerales ricos en Si, Zn, Mn, Fe y B sobre el fondo de los valles dorsales. Las zonaciones tanto regionales y locales de las ubicadas en Broken Hill son interpretadas en términos de la distancia, hacia arriba y lateralmente, a partir de los conductos a través de los cuales los fluidos hidrotermales se elevan. Una zonación similar a escala regional es observada en Namaqualand (Africa del Sur), para los depósitos de minerales exhalativos de Aggeneys – Gamsberg. El modelo de Plimer es cuestionado por Wright y otros (1987), quien está en desacuerdo con la asociación asumida con los ácidos volcánicos en Broken Hill. Ellos interpretan más bien estas rocas como sedimentos clásticos, y estos posiblemente fueron los acuíferos a través de los cuales las salmueras portadoras de metal se movieron durante la compactación de las pilas sedimentarias clásticas y porosas. La migración de los fluidos a lo largo de los acuíferos y arriba a lo largo de las cuencas falladas resultaron en el entrampamiento de los fluidos bajo una capa impermeable constituido por las rocas pelíticas.

� Los abundantes y variados tipos de mineralización del Orógeno Pan – African Lufillian de Zambia, Zaire y Angola han sido tomados y explicados por Unrug (1988) en un modelo de la circulación del fluido hidrotermal que combina las salmueras diagenéticas de Jowett (1986) con los fluidos ubicados en profundidad. El modelo de Unrug, aunque cuestionados por Sweeney y Binda (1989) y Garlick (1989), pone elegantemente la controversial

Copperbelt y las áreas adyacentes hacia un sistema unificado de las tectónicas dorsales, asociaron la evolución de la cuenca y el desarrollo del fluido hidrotermal. Este modelo está resumido abajo (ver Unrug 1987, 1988). La mineralización estratiforme Copperbelt de Cu – Co – U – Ni – Au ocurre cerca a la base de una sucesión estratigráfica gruesa del supergrupo Katangan. Presentes también en la sucesión están otros tipos de mineralización, incluyendo los depósitos de vetas y skarn, conteniendo un huésped de los metales tales como U, Au, Ag, Pb, Zn, etc. La mineralización estratiforme fue emplazada antes del plegamiento y metamorfismo, y se reconoció que el Cu y Co probablemente fueron traídos hacia la cuenca en una etapa posterior de la diagénesis. La temperatura de los fluidos se estimó que han estado entre 200 y 250°C más alto que 100 – 150°C de las salmueras responsables para los depósitos del tipo Mississippi Valley. Las salmueras de las depresiones fueron desarrolladas en las partes más profundas de las cuencas, y formaron celdas convectivas guiadas por un alto flujo de calor asociados con los eventos del dorsalamiento que crearon las cuencas. Estas salmueras probablemente se originaron por la compactación y desmeteorización de la secuencia pelítica gruesa de la secuencia Inferior de Kundelungu. Los gradientes termales forzaron la circulación de los fluidos en los acuíferos de los sedimentos del Grupo Roan en las espaldas de los bloques del basamento dorsalado. Los fluidos a su vez interactuaron con las litologías conteniendo los sulfuros diagenéticos primarios (principalmente pirita) dando lugar a la mineralización estratiforme. Los fluidos del Grupo Roan Inferior fueron confinados por las unidades impermeables sobreyacientes del Conglomerado Grand, y fluyeron pendiente arriba a lo largo de los altos basamentos, donde ellos pueden haberse derramado (ver Jowett 1986) para fluir de regreso hacia las partes más profundas de las cuencas para completar la celda de convección. En una etapa posterior, el metamorfismo, la compresión y la deformación de las secuencias sedimentarias produjeron renovadas actividades hidrotermales en la forma de metamorfismos generados y fluidos guiados. Estos pueden haber formado la mineralización tipo veta presentes también en la región. El magmatismo alcalino relacionado a las dorsales puede haber sido responsable para la mineralización del skarn.

� Finalmente, el interesante modelo sabkha propuesto por Renfro (1974) fue elaborado para contrarrestar las discrepancias de los singenetistas. El último mantuvo que el agua fresca portadora de metal podría mezclarse con el agua de mar en una cuenca restringida. Las condiciones de reducción en los restringidos cuerpos de agua causaría que los metales, los cuales pueden estar ahora difusos en solución, se precipiten todo el tiempo con los sedimentos entrantes en el fondo del mar. La zonación de mineral trabajado fuera del estudio de las minas de Copperbelt (Garlick 1961, Fleischr y otros 1976) fue explicado como una zonación desde la orilla hacia el mar, con la precipitación de los sulfuros de cobre cerca a la orilla (calcocita – bornita – calcopirita) hacia Fe (pirita) en las profundidades y aguas anóxicas. Posteriormente estos depósitos metalíferos serían cubiertos por las evaporitas encima de la desecación de la cuenca. Este modelo sufre dos mayores inconvenientes: (1) los metales más solubles ocurren en la mayoría de las posiciones hacia la cuenca, y la zonación de metal resultante requiere que la transgresión debería haber ocurrido, mientras en el hecho las litofacies englobantes reflejan regresiva sedimentación; y (2) el estrato portador de metal se extiende hacia las evaporitas sobreyacientes y hacia las capas oxidadas debajo. De acuerdo al modelo singenético, los límites de facies del metal deberían ser tan definidos como los límites de las litofacies. El modelo Sabkha de Renfro (1974) (Fig. 22) intenta explicar la asociación de algún depósito exhalativo estratiforme con litofacies evaporítico, como es el caso para el cuerpo mineralizado de Roan Antílope de Zambia Copperbelt y el Kupferschiefer en Alemania.

� Una sabkha es una evaporita plana costanera bordeando un cuerpo de agua sobre un lado y un desierto sobre el otro. Esta difiere de una taza de evaporita normal en que el medio deposicional es subaéreo mientras que de una taza de evaporita es subacuosa. En una sabkha de la costa, la evaporación del agua subterránea causa solutos para ser depositados en la superficie sabkha. Este resulta en una gradiente hidráulica subsuperficial que induce el flujo de agua marina de pH alto y bajo Eh hacia flujo del interior hacia la sabkha, mientras que el agua subterránea meteórica de bajo pH y alto Eh fluye hacia el mar. La Fig. 22 muestra la secuencia desarrollante desde la regresión – transgresión hacia

la regresión y la creación de una sabkha madura acompañada por la precipitación de sulfuros, con una zonación dictada por la afinidad de los metales con los sulfuros. El mecanismo involucrado es explicado como sigue. El cuerpo de agua adyacente a la sabkha es prolífico con las algas azul-verde. Estas tienden a formar greñas algales las cuales, con la disminución, se genera mucho H2S, CO2, CH4. De hacia la tierra siguiendo las aguas marinas por lo tanto son enriquecidas en estos constituyentes, mientas el agua meteórica terrestre lleva trazas de Cu, Ag, Zn, Pb y Fe. En la transgresión, las facies algales sobretraslapará los sedimentos del desierto oxigenado, y al mismo tiempo el avance del agua marina fuerza al agua meteórica de regreso hacia la tierra. Una incipiente sabkha se forma cuando los sedimentos abastecen y la subsistencia alcanza un estado firme, causando una serie de evaporitas (aragonita – yeso – halita) para permanecer sobre los sedimentos del desierto continental. El magnesio de la salmuera del agua de mar reemplaza el aragonito par formar la dolomita. Durante la regresión, las greñas algales es sobremontada por las evaporitas mientras el posterior es enterrado por los sedimentos del desierto. Las aguas subterráneas meteóricas son arrojadas hacia la superficie por la fuerte evaporación, y los sulfuros precipitados de paso a través de la disminución de la greña algal la cual suministra el H2S necesario. El zonamiento del metal desde la tierra hacia el mar es mostrado en la Fig. 22.

Fig. 22. El modelo de sabkha para la génesis del depósito del mineral estratiforme de tipo Copperbelt. El modelo fue propuesto por Renfro (1974).

13. SISTEMA HIDROTERMAL DE ORIGEN METAMORFICO Y CRUSTAL

� Los estudios de campo y laboratorio de muchos terrenos metamórficos alrededor del mundo inequívocamente demuestran que los fluidos de la corteza juegan un rol crítico en cualquiera de las reacciones tectónicas y metamórficas. La generación de los fluidos durante el metamorfismo es importante también desde el punto de vista metalogénico, porque estos fluidos tienen la tendencia para migrar hacia las regiones más frías donde ellos pueden ser enfocados en las localidades controladas estructural y/o litológicamente formando una clase de depósito mineral hidrotermal (mesotermales). En esta sección examinaremos el origen y movimiento de los fluidos, y la posible configuración del sistema hidrotermal que puede ser generado durante el metamorfismo de la secuencia de rocas. Hay evidencias – tanto directa e indirecta – que los volátiles y otros constituyentes móviles

son, al menos en parte, generados durante el metamorfismo y se mueven a través de la corteza. Programas de perforaciones recientes CEI y en Alemania ha confirmado, mediante la observación directa y mediante la inferencia geofísica la presencia de movimientos de gran escala de los fluidos de la corteza a profundidades de varios kilómetros (ver Kremenetski y Ovchinnikov 1986). El origen, la naturaleza y el movimiento de los fluidos en la corteza de la Tierra son discutidos en detalle por Fyfe y otros (1978). Entre los trabajos más importantes que son relevantes para el tópico de esta sección son aquellos de Norris y Henley (1976), Etheridge y otros (1983), Fyfe y Kerrich (1984), Kerrich (1986) y Fyfe (1987), en los cuales la lectura está referida.

� Algunas de las situaciones geológicas principales en las que los fluidos de la corteza pueden ser generados y circularon hacia arriba para formar los sistemas hidrotermales capaces del lixiviamiento transporte y deposición de los elementos minerales son: (1) las regiones del metamorfismo regional prógrado y (2) áreas de la colisión las tectónicas de empuje. Con respecto a todos los sistemas hidrotermales, una fuente de calor y las fases de fluidos son necesarias. Las fases de fluidos se originan por las reacciones de desvolatización metamórfica, aunque un número de geocientíficos creen que en algún medio metamórfico la contribución del fluido del manto puede ser también importante. La energía de calor necesaria para inducir las reacciones de deshidratación en un cuerpo de roca puede ser suministrada a través de un número de fuentes que actúan ya sea solo o conjuntamente sobre un periodo de tiempo. Estas fuentes pueden incluir las intrusiones graníticas a escala batolítica, los diapiros del manto en las zonas de atenuación de la corteza y el dorsalamiento, o a través de la yuxtaposición mediante la tectónica de empuje de la corteza caliente sobre las rocas más frías. La rápida elevación con el levantamiento de las isotermas hasta de 500°C dentro de al menos 10 km de la superficie pueden ser también una importante fuente de calor, por la cual ninguna actividad ígnea la que necesita estar presente (Craw y Koons 1988). Debería ser notado que el calor radiactivo es considerado no suficiente para suministrar suficiente energía para conducir las reacciones de deshidratación (Fyfe y otros 1978).

14. METAMORFISMO, METASOMATISMO, DESMETEORIZACION DE LA SECUENCIA DE ROCAS Y LA GENERACION DEL FLUIDO

� El metamorfismo puede ser definido como “todos los cambios del estado sólido en fábrica y composición de un cuerpo de roca que ocurre debajo de la superficie de la Tierra, pero sin la intervención de un silicato fundido” (Best 1982, p. 343). Los procesos metamórficos pueden ser endotérmicos (el calor es suministrado al sistema desde una fuente externa), o exotérmico (el calor es desarrollado por el sistema). La mayoría de las reacciones de deshidratación son endotérmicas, mientras las reacciones de hidratación liberan calor. El metamorfismo también puede ser isoquímico, si las rocas metamorfoseadas han retenido sus composiciones originales con ninguna substancia perdida o ganada de materia. El metasomatismo, en contraste, es el proceso por el cual hay transferencia substancial (ganancia o pérdida) de materia en un cuerpo de roca, resultando en cambios significantes enla composición química (Best 1982). El metasomatismo requiere que volúmenes grandes de fluidos infiltraran e interactúan con los cuerpos de rocas. En esta discusión los procesos metamórficos endotérmicos son considerados.

� Las secuencias de rocas sedimentarias pueden contener grandes cantidades de fluidos acuosos dentro de sus espacios porosos y fracturas. Muchas de estas aguas, cuya naturaleza esencialmente es aquella de las salmueras, es conducida hacia afuera durante la compactación y compresión tectónica. El movimiento de estas salmueras en las cuencas sedimentarias y anterior al conjunto del metamorfismo, pueden conducir al desarrollo de sulfuros de baja temperatura y la mineralización de óxidos en las trampas estructuralmente apropiadas dando lugar a la mineralización conocida como el tipo Mississippi Valley. Durante el entierro y el metamorfismo prógrado, el incremento de la temperatura y presión activan las reacciones de la deshidratación, las cuales liberan agua y otros volátiles desde los retículos de los minerales formadores de rocas. Los interesantes cálculos de Fyfe y otros (1978) indican que una pelita aluminosa en promedio perderá 2,7% de agua en peso

durante la transición de la biotita isógrada hacia el feldespato potásico isógrado. Este correspondería a un lago algo de 300 m de profundidad, arriba de una columna pelítica de 5 km de espesor. Estos fluidos, conjuntamente con las aguas connatas retenidas en la pila de roca, después de la compactación inicial y la consecuente pérdida de permeabilidad son distribuidos en los espacios porosos, límites de los granos, defectos de los límites de granos y microfracturas.

� Las especies dominantes de fluidos en los medios metamórficos son el H2O, CO2, CO, H2, Cl, F, S, CH4, NH3, gases inertes y los hidrocarburos. La liberación de los fluidos durante el metamorfismo de los sedimentos (rocas pelíticas y rocas carbonatadas), y rocas máficas han sido estudiados por Fyfe y otros (1978), quienes publicaron curvas de la liberación de los fluidos para los sedimentos pelíticos y rocas máficas. En general, las rocas sedimentarias contienen minerales hidratados y portadores de volátiles, tales como arcillas, micas y carbonatos. La liberación de los fluidos de los sedimentos pelíticos es un proceso continuo, con la fusión parcial eventualmente tomando lugar cerca de la curva de fusión del granito. Para los gases puros, tal como el ensamble caolinita + cuarzo, la pirofilita se formaría primero, seguido por la deshidratación completa hacia kyanita y cuarzo. En este caso la deshidratación está caracterizada por los pulsos bruscos de la liberación del fluido, en contraste a la liberación continua con el incremento de la temperatura y presión para las soluciones sólidas más complejas de los minerales de las rocas pelíticas.

14. PRESION DEL FLUIDO, POROSIDAD METAMORFICA, BARRERAS IMPERMEABLES Y EL FRACTURAMIENTO HIDRAULICO

� En el caso del sistema cerrado, el volumen de los poros rellenados de fluidos serán reducidos durante la compresión, y las deformaciones se desarrollarán a lo largo de los límites de los granos con la consecuente concentración de la presión en los fluidos de los poros. El efecto total de esta presión será en contraste la presión aplicada externamente, la cual por necesidad de reducida. El esfuerzo efectivo luego representará la diferencia entre el esfuerzo aplicado y la presión del poro rellenado (Phillips 1986). A pesar de que puede ser esperado que la presión hidrostática de los fluidos de los poros se incrementa con la profundidad, un incremento lineal es considerado simplista por Fyfe y otros (1978), cuya atención en los ejemplos espectaculares del imprevisto chorreamiento de las salmueras y petróleo crudo para varias decenas de metros en el aire de la perforación, de esta manera la demostración que aquellos fluidos pueden haber estado bajo presiones muy altas.

� El movimiento de los fluidos en la corteza está relacionado a la permeabilidad de las rocas. La permeabilidad es un parámetro que mide la proporción del flujo del fluido a través de una unidad de área en una unidad de tiempo, a través de las gradientes de presiones y direcciones dadas, y es inversamente proporcional a la viscosidad del fluido (Ley de Darcy). Si la presión del fluido excede la presión confinante y la deformación del cuerpo de roca, el fracturamiento hidráulico ocurrirá y la permeabilidad se incrementará.

� La deformación de una roca, o el esfuerzo diferencial máximo (σ1 – σ3) que puede oponerse en un medio específico, está relacionado a la temperatura, presión confinante, presión del fluido y el tiempo (Fyfe y otros 1978). La deformación teórica de las rocas fue modelado por Griffith (1924), quien creyó que las grietas microscópicas formadas elípticamente ocurren al azar en un material homogéneo e isotrópico. Si un esfuerzo es microesfuerzo aplicado son generados cerca a los extremos de las grietas elípticas, y si sus ejes largos son perpendiculares al menos al esfuerzo principal, las grietas pueden propagarse hasta que el fracturamiento ocurre. Secor (1968) clarificó el modelo mediante la postulación de que las grietas están conectadas por capilaridades conteniendo fluidos. Cuando ocurre la propagación, una grieta dad incremente en volumen y la presión del fluido del poro disminuye, mientras el flujo de los fluidos a través de las capilaridades prontamente se propagan después. De acuerdo a Fyfe y otros (1978), estas microdeformaciones pueden ser tan altas que ellas pueden interrumpirse y romperse el enlace atómico de los materiales no agrietados de manera que las grietas se propagan. Esta teoría fue elegantemente demostrada por medio de los experimentos foto – elásticos (Fyfe y otros, 1978, p. 200).

� La naturaleza de la porosidad en el medio metamórfico fue considerada por Etheridge y otros (1983) en términos de los límites de los granos y las estructuras de deformación. Parece probable que los fluidos pueden residir dentro de los tubos, burbujas limitadas y películas. Etheridge y otros (1983) enfatizan que las microestructuras, los tubos y las burbujas a lo largo de los límites de los granos, son altamente efectivas en las porosidades metamórficas, porque ellas tienden a formar un network interconectante. Las estructuras de deformación, por otro lado, incluyen microgrietas que pueden propagarse desde los fluidos en los límites de los granos, surgiéndose porosidades a partir de las reacciones del mineral (por ejemplo la descarbonatación), y las estructuras macroscópicas tales como las foliaciones y las zonas de cizalla. Los últimos constituyen las formas de canales principales para los fluidos. La capacidad a gran escala en respuesta a los gradientes termales, conjuntamente con los gradientes de las presiones del fluido local, quiere decir que los fluidos tienden a moverse a lo largo de estas estructuras (Fyfe y Henley 1973, Etheridge y otros 1983).

� Las barreras impermeables pueden tener un efecto importante en la presión del fluido del poro y el movimiento de los fluidos connatos y/o metamórficos en los cuerpos de rocas. En una secuencia sedimentaria, las capas de lutitas o evaporitas pueden constituir eficientes barreras impermeables. Las barreras impermeables pueden también formarse a lo largo de la zona de mezcla entre los fluidos metamórficos ascendentes calientes y las aguas meteóricas descendentes más frías. Sus mezclas inducen precipitación de las fases de mineral y el sellamiento a lo largo de la zona de interfase (Cox y otros 1986). Fyfe y otros (1978) modelaron sobre los cambios de las presiones de los fluidos en los poros encima y debajo una capa impermeable a una profundidad de 5 km, en una sección de la corteza de 10 km de espesor. Ellos consideran que en una porción de la corteza situada debajo la capa impermeable (entre 5 y 10 km=, los fluidos están en un sistema cerrado, y tenderán a migrar hacia arriba hasta la presión del fluido en las rocas debajo y adyacente a las barreras formadas sobre la presión equivalente a la presión vertical total. Bajo estas condiciones los fluidos podrían coleccionarse en las áreas de bajo esfuerzo vertical debajo de la barrera para formar un cuerpo semejante a un charco. Se prevé que las barreras serían brechadas por el fracturamiento hidráulico, con las fracturas extendiéndose a través de la parte superior de la secuencia de rocas (ver también Cos y otros 1986). El fracturamiento hidráulico ocurrirá cuando la presión del fluido (Pf) excede o iguala al esfuerzo de tensión (T) y al menos al esfuerzo principal (σ3): Pf > σ3 + T, y como es mostrada en la Fig. 23, la ubicación de las fracturas es una función del campo de esfuerzo local. Otras barreras impermeables estarían presentes en la secuencia de rocas, como ellas normalmente estarían, cada una de las barreras causarían el elevamiento de la presión del fluido bajo el sistema cerrado, seguido por el fracturamiento y acumulación de los fluidos encima.

Fig. 23. Modelo de la migración del fluido y en fracturamiento hidráulico debajo de una capa impermeable en la corteza (Después de Cox y otros, 1986).

� En resumen, la acumulación de los fluidos debajo de las barreras impermeables resultará

en la presión incrementada y el subsecuente escape de los fluidos a través del fracturamiento hidráulico y a través de las fallas y las zonas de cizalla. El incremento de la permeabilidad y/o fracturamiento de la zona de impermeabilidad mediante la alta presión del fluido resulta en la precipitación de la fase de los minerales y un descenso en la presión. La deposición del mineral a su vez resultará en el sellamiento de las fracturas, de manera que la zona impermeable se restablecerá tanto que el ciclo puede empezar nuevamente (Cox y otros 1986).