CAPÍTULO -XIV-
DOCUMENTO de minería a “cielo abierto" por
CRUZADA POR LA TIERRA Y CONTRA LA POBREZA
2do. Frente
Referencia: Tomado de estudios realizados y publicados por la Universidad de Chile –Geología Económica– Departamento de Geología, Investigador: Dr. Brian K. TOWNLEY
“En la naturaleza la gran mayoría de depósitos minerales metálicos están de una u otra forma ligados a procesos hidrotermales.
La fuente, composición y características termodinámicas de un fluido hidrotermal pueden ser bastante variables y dependen en gran medida de las características de su fuente, de la distancia de transporte y su modificación durante este y de las propiedades de la roca huésped.
Los efectos del hidrotermalismo quedan evidenciados en asociaciones de minerales de alteración y de mena, de los cuales se pueden interpretar dentro de parámetros termodinámicos restringidos, las condiciones de un fluido hidrotermal en el pasado.
Para una interpretación de este tipo es necesaria la clara identificación de asociaciones de minerales de alteración y mena y la secuencia paragenética entre ellas.
Un buen conocimiento de las asociaciones compatibles/incompatibles, además de relaciones de contacto/corte, son muchas veces clave para una buena interpretación paragenética, necesario para la comprensión de la evolución de un fluido hidrotermal en un sistema hidrotermal dado. La evolución termodinámica de un fluido hidrotermal juega un rol directo sobre la capacidad de transporte/precipitación de metales, por ende, un rol fundamental en la formación de un yacimiento.
Por una comprensión básica de cualquier tipo de yacimiento de origen hidrotermal es entonces necesario un entendimiento de los procesos de hidrotermalismo, tanto en términos de condiciones termodinámicas asociadas como en términos de asociaciones de minerales de alteración y mineralización producto de una interacción agua–roca.
Los aspectos fundamentales del hidrotermalismo, son:
1. Fuente de fluidos hidrotermales y metales;
2. Alteración hidrotermal;
3. Estabilidad de sulfuros;
4. Transporte y precipitación de metales.”
FUENTE DE FLUIDOS HIDROTERMALES Y METALES
“En la mayoría de los depósitos de origen hidrotermal se sabe hoy en día, que los fluidos hidrotermales participantes son en su mayoría de origen magmático y que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones termodinámicas de éste. Surge la pregunta más importante que nos interroga, en qué momento y por qué se separa o fracciona una fase hidrotermal de una fase magmática y ¿cómo? y ¿por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma?
A condiciones de alta presión y temperatura, un magma posee una alta solubilidad del agua, solubilidad que decrece con el descenso de temperatura y más fuertemente con el descenso de presión.
Magmas máficos poseen mayor solubilidad que magmas félsicos. La pérdida de solubilidad de un magma y la consecuente partición de agua desde la fase magmática es denominada “primera ebullición”, fenómeno gradual y de poca injerencia.
Otro proceso de partición de agua más efectivo que la pérdida de solubilidad, es la denominada “segunda ebullición”, la cual ocurre durante la cristalización de un magma producto de exsolución de agua (se le denomina segunda ebullición porque ocurre durante enfriamiento adiabático). Este proceso será más rápido y violento a mayor velocidad de cristalización
La fase hidrotermal particionada comprenderá una fase vapor y una fase hidro–salmuera salina, con altos contenidos de Na y Cl. Bajo condiciones normales de cristalización, metales como: el Au, Ag, Cu, Zn, Pb y otros, son incorporados a la fase cristalina como trazas de minerales formadores de roca. (ya sea como micro inclusiones de sulfuros magmáticos o en la red cristalina de estos, según Hendry (1985) y Borrok (1999), dándole a las rocas intrusivas rangos de valores geoquímicos “Backround” típicos para estas rocas a nivel global.
Sólo la separación masiva y violenta de una fase hidrotermal será capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de minerales formadores de roca.
Esto implica que mientras menos cristalizado este un magma antes de que comience la cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad de extraer altos contenidos de metal existe.
La convergencia de parámetros geológicos, tectónicos y termodinámicos durante el emplazamiento de magmas será de gran relevancia en la optimización de procesos hidrotermales capaces de secuestrar metales desde un magma. Presión, temperatura, velocidad y tipo de emplazamiento, velocidad de cristalización, porcentaje de cristalización, tipo de volcanismo asociado, entre otros, serán factores incidentes sobre la optimización de la segunda ebullición en un magma.”
ALTERACIÓN HIDROTERMAL
“Se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una interacción fluido hidrotermal–roca. Esta interacción conlleva cambios químicos y mineralógicos en la roca afectada producto del desequilibrio termodinámico entre ambas fases. En estricto rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerada como un proceso de metasomatismo, dándose transformación química y mineralógica de la roca original en un sistema termodinámico abierto.
La alteración hidrotermal es el producto de un proceso, dónde las características mineralógicas, químicas y morfológicas de esta, entregan información acerca de las condiciones termodinámicas del fluido hidrotermal que las generó.
En la naturaleza se reconocen variados tipos de alteración hidrotermal, caracterizados por asociaciones de minerales específicos. Los distintos tipos de alteración e intensidad son dependientes de factores tales como composición del fluido hidrotermal, composición de la roca huésped, temperatura, pH, Eh, razón agua/roca y tiempo de interacción, entre otros.”
La mayoría de los depósitos minerales metálicos están preferentemente ligados a procesos hidrotermales encontrándose asociados con minerales de alteración y de mena y la secuencia paragenética entre ellas. La evolución termodinámica de un fluido en condiciones de hidrotermalismo juega un rol directo sobre la capacidad de transporte/precipitación de metales y concluye siempre en la formación de yacimientos metalíferos.
SIEMPRE LOS YACIMIENTOS SE CONSTITUYEN DENTRO DE SUS REQUISITOS
Para conformar la idea de proyección de cualquier tipo de yacimiento que sea de origen hidrotermal se hace de suma importancia el entender todos los procesos de hidrotermalismo, sean en parámetros de termodinámica asociada como de asociaciones de minerales de alteración y mineralización por efecto directo de la interrelación agua-roca.
Debe de observarse al proceso de alteración hidrotermal como el resultado de la interacción agua-roca dónde los minerales sometidos son el resultado de cambios químicos y mineralógicos del fluido al atravesar la roca base o huésped y llegar a lo que se denomina “trampa de mena” (Reed, 1997) definida como el sitio dónde se producen la combinación de cambios estructurales, de permeabilidad, químicos y físicos que son los que producen la precipitación de la carga metálica a partir de un fluido.
El fluido que llega a la trampa de mena no es el mismo que comenzó al principio del proceso o de su origen, teniendo en cuenta que la roca huésped en todo el proceso de transporte del fluido hidrotermal será un condicionador permanente del efecto del fluido y sus cambios permanentes.
La interacción agua-roca depende de la composición de la roca huésped y del fluido que actúa, de la temperatura y presión a la que se produce agregándose que interactúan también las superficies y los volúmenes que entran en contacto y relación directa con el fluido hidrotermal. Cuando el fluido se derrama sobre una veta como roca de paso, se genera un halo de alteración desde la propia veta hasta la roca huésped en la dirección conceptual de agua-roca que progresivamente disminuyen en sus comportamientos y efectos, lo que se observa también en la dirección de avance del fluido a través de la veta.
La secuencia de halos de alteración desde la veta hacia la roca huésped representa asociaciones que se forman a razones agua-roca progresivamente cada vez menores, de éste modo, la roca proximal está en contacto en mayor proporción de agua hidrotermal que la roca distal, y el agua que avanza en ésta interrelación geológica no sólo va perdiendo temperatura sino que progresivamente se neutraliza.
Podemos verificar en pruebas de laboratorio por ejemplo de una relación fluido ácido/roca calco-alcalinas a 300 Cº en una secuencia de metamorfismo dónde se produce una neutralización sobre el fluido ácido por efecto de interrelación con las rocas en contacto, en este caso el pH crece de 0,8 a 5,5 de esta forma:
• Cuarzo-baritina-anhidrita-pirita-azufre nativo (pH 0,8 a 1,5)
· Cuarzo-anhidrita-alunita-pirita-pirofilita (pH 1,5 a 3,6)
· Cuarzo-anhidrita-pirita-pirofilita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-calcoopirita-electrum (pH 3,6 a 4,8).
· Cuarzo-anhidrita-pirita-clorita-hematita-muscovita-paragonita-epidota-albita-clacopirita-esfarelita-electrum (pH 4,8 a 5,3).
· Cuarzo-pirita-clorita-muscovita-epidota-albita-microclina-magnetita-actinolita-calcita-calcopirita-esfarelita-galena-electrum (pH 5,3 a 5,5).
En un sistema hidrotermal dinámico los metales de mena son lixiviados o precipitados en su trayecto, la evolución química del sistema agua-roca a lo largo del conducto natural del flujo, lo que resultará una separación espacial de zonas de alteración en relación agua-roca interrelacionados. El efecto que se observa y constata es una separación gradual de metales y componentes diferentes en la medida que el sistema evoluciona hasta llegar a concluir en la trampa de mena y las distintas asociaciones que se producen.
Las rocas carbonatadas son muy eficientes en la producción para la concentración de metales, dónde un fluido hidrotermal ácido muy rico en metales reacciona con carbonatos produciendo una alteración calco–silicatada que genera mineralización de mena.
La eficiencia de carbonatos actuando como concentrador de metales da como resultado una fuerte capacidad de neutralización de los fluidos ácidos y una alta solubilidad en soluciones ácidas lo que produce un gran aumento de la porosidad en la roca en que se actúa y permite constituir formación de mena adicional.
Las reacciones principal que se presentan en forma más importante en adicionar sílice a carbonatos de Ca y Mg produciendo minerales calco-silicatados y un gran consumo de H+ por carbonatos lo que produce precipitación de sulfuros.
Los fluidos hidrotermales son soluciones multicomponentes electrolíticos en las que los solutos fundamentales son cloruros alcalinos. Los metales en forma de iones complejos se presentan en forma de trazas en todas estas soluciones indicando que el transporte de metales es totalmente dependiente de la solubilidad acuosa.
La partición de un proceso hidrotermal será el determinante para que se produzcan las condiciones para separar, secuestrar y extraer metales desde los componentes magmáticos y deberá tener una alta solubilidad de metales en los niveles de altas temperaturas de cristalización y sobre todo el trayecto para conformar toba en relación con la o las rocas base o huésped.
Esto indica que es de suma importancia el entendimiento de la química y la estabilidad de los complejos metálicos a altas temperaturas, observando los procesos de depositación lo cual es resultado de la disociación de complejos metálicos y su precipitación en relación directa a las fluctuaciones y cambios dentro del ambiente hidrotermal dónde se produce.
En los fluidos hidrotermales el electrolito predominante es el cloruro de sodio pero casi siempre a menor escala se presentan juntos con el cloruro de potasio y el cloruro de calcio, los ligantes mas importantes son: Cl-, HS- , NH3, OH- y CH3, COO- . En el caso de Cl- es el anión más importante y que tiene las posibilidades de ser el mayor formador de complejos. ( Seward y Barnes, 1997)
En condiciones de alta presión y temperatura el magma posee una alta solubilidad del agua, la que decrece con el descenso de la temperatura y más fuertemente con el descenso de la presión. Los magmas máficos (bajo contenido de sílice y alto contenido de hierro) tienen más solubilidad que magmas félsicos (minerales constituidos por feldespatos y sílice).
A la pérdida de solubilidad de un magma y la consecuente partición de agua desde la fase magmática es denominada “primera ebullición” que tiene muy poca incidencia en los procesos, cuando se produce la cristalización de un magma por exsolución de agua se le denomina “segunda ebullición” que tiene gran importancia en la definición de los procesos.
La fase hidrotermal particionada comprenderá una fase vapor y una fase hidro-salmuera salina con altos contenidos de Na y Cl, solamente la separación masiva y violenta de una fase hidrotermal será capaz de secuestrar metales antes de que entren a formar parte de los minerales formadores de roca.
La conjunción de parámetros geológicos, tectónicos y termodinámicos durante el proceso de movimientos magmáticos es de gran relevancia en los procesos hidrotermales por ser capaces de secuestrar metales desde el magma, siendo la temperatura, velocidad y tipo de emplazamiento, velocidad de cristalización, porcentaje de cristalización, tipo de volcanismo asociado y otros son los directamente involucrados en los resultados de la segunda ebullición en un magma.
En la naturaleza se identifican variados tipos de alteraciones hidrotermales reconocidas por la forma que toman las asociaciones de los minerales que intervienen, sucede cuando se produce el intercambio químico durante la interacción fluido hidrotermal-roca, se considera que es el producto de un proceso dónde las características mineralógicas, químicas y morfológicas de los componentes geológicos entregan información de las condiciones termodinámicas del fluido hidrotermal que las generó.
Debemos de tener en cuenta pese a varias teorías que lo contradicen que indican que en los yacimientos los procesos por alteración se suelen separar de los procesos de mineralizaciones, es prudente recordar que éstas no son más que las dos caras de una misma moneda, mineralización y alteración son las versiones de “silicatada” y “sulfurada” de un sólo proceso hidrotermal.
Los distintos tipos de alteración hidrotermal e intensidad son dependientes de factores tales como la composición del fluido, composición de la roca huésped, temperatura, pH, Eh, razón agua/roca y tiempo de interacción como los más importantes. Ellos son:
Tipos de alteración hidrotermal más comunes, según: Corbett y Leach (1998); Reed (1997); Titley (1992); Rose y Burt (1979) y Meyer y Hemley (1967).
1. Alteración potásica: es caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como cuarzo, magnetita, sericita, clorita. La alteración potásica temprana suele representar una textura tipo hornfel con biotita de alteración de similar composición a biotita primaria, principalmente por efectos de reemplazo metasomático de hornblenda primaria.
Biotita tardía en vetillas es más rica en Mg. Este cambio sugiere una gradación de alteración metasomática inicial dominada por transferencia de calor (metamorfismo de contacto) a alteración hidrotermal convectiva asociada con exsolución y circulación de fluidos hidrotermales.
La alteración potásica de alta temperatura (400° a 800° C) se caracteriza por una alteración selectiva y penetrativa. Biotita en vetillas ocurre en rangos de entre 350° y 400° C, y feldespato potásico en vetillas en el rango entre 300° y 350° C. Biotita y feldespato están comúnmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro alcalino.
2. Alteración propilítica: Es caracterizada principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo magnetita-illita. La alteración propilítica ocurre por lo general como halo gradacional y distal de una alteración potásica, gradando desde actinolita-biotita en el contacto de la zona potásica a actinolita-epidota en la zona propilítica.
En zonas más distales se observan asociaciones de epidota-clorita-albita-carbonatos gradando a zonas progresivamente más ricas en clorita y ceolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Esta característica zonal y gradacional es reflejo de una gradiente termal decreciente desde el núcleo termal (alteración potásica), hacia fuera. Esta alteración se forma a condiciones de pH neutro o alcalino a rangos de temperatura bajo, (200° a250° C). La presencia de actinolita (280° a 300° C)puede ser indicador de la zona de alteración propilítica inferior.
3. Albitizacion: Normalmente asociado con alteración propilítica de alta temperatura, ocurre por lo general como reemplazo selectivo de plagioclasas junto con actinolita. En los sistemas porfídicos es interpretado como una alteración temprana y profunda durante etapas tardías de cristalización de un magma.
4. Alteración cuarzo-sericita: Es caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. Filica: dominancia de sericita. La alteración cuarzo-sericita ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250° C. A temperaturas más bajas se da illita (200° a 250° C) o illita–esmectita (100° a 200° C). A temperatura sobre los 450° C, el corindón aparece en asociación con sericita y andalucita. En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante. La mica es rica en vanadio (Roescolita) y rica en cromo (Fuchsita), ocurren localmente en rocas máficas.
5. Alteración argílica moderada: Es caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y en mayor o menor medida cuarzo. La alteración argílica moderada ocurre en rangos de pH entre 4 y 5 y puede co-existir con la alunita en un rango transicional de pH entre 3 y 4 . La caolinita se forma a temperaturas bajo 300° C, típicamente en el rango <150° a 200° C. Sobre los 300° C, la fase estable es pirofilita
6. Alteración argílica avanzada: Es caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “Vuggy sílica”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita. La alteración argílica avanzada ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre 1 y 3.5. A alta temperatura (sobre 350° C), puede ocurrir con andalucita además de cuarzo. Bajo pH 2 domina al cuarzo, mientras que la alunita ocurre con pH sobre 2.
La alunita puede originarse en variados tipos de ambientes, como producto de alteración por condensación de gases ricos en H2S, como producto de alteración supérgena, como producto de cristalización magmática/hidrotermal, o a lo largo de vetas y brechas hidrotermales de origen magmático.
7. Alteración carbonatada: Es caracterizada por calcita, dolomita, ankerita, siderita, con mayor o menor sericita, pirita y/o albita. Los carbonatos ocurren dentro de un amplio rango de temperatura y pH, asociados con caolinita, clorita y minerales calco-silicatados. Zonación de carbonatos en función de pH incremental es observado en muchos sistemas hidrotermales.
Carbonatos de Fe-Mn (siderita-rodocrosita) co-existen con caolinita e illita, mientras carbonatos mixtos de Ca-Mn-Mg-Fe (rodocrosita-ankerita-kutnahorita-dolomita) ocurren con illita y clorita, y con carbonatos de Ca-Mg (dolomita-calcita) ocurren con clorita y minerales calco-silicatados. Esta zonación es interpretada como producto de la movilidad decreciente de Fe, ino y Mg a pH progresivamente más alto. Los carbonatos pueden aparecer en todo tipo de ambiente hidrotermal.
8. Alteración calcosilicatada: skarn: silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita. Caliza: granates andradita y grosularita, Wollatonita, epidota, diópsido, idocrasa, clorita, actinolita. Dolomita: fosterita, serpentinita, talco, tremolita, clorita. La alteración calco-silicatada ocurre bajo condiciones de PH neutro a alcalino a distintos rangos de temperatura. La asociación ceolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y epidota seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores. Los minerales de ceolitas son particularmente sensibles a temperaturas.
Ceolitas hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita heulandita) predominan a condiciones de baja temperatura (<150° a 200° C) mientras que ceolitas menos hidratadas tales como la laumontita (150° a 200° C)y la wairakita (200° a 300° C) ocurren a temperaturas y profundidades mayores en sistemas hidrotermales. En algunos sistemas se observa la pumpellita/prehnita a temperaturas más elevadas (250° a 300° C), en asociación, en algunos casos, con epidota. La epidota ocurre como granos pequeños y mal cristalizados a temperaturas entre los 180° a 220° C, y como fases bien cristalizadas a temperaturas más altas (>200° a 250° C). Actinolita es estable a temperaturas >280° a 300° C. En ambientes colindantes o pórfido ocurre clinopiroxeno (>300° C) y granate (>325° a 350° c).
9. Alteración tipo greisen: Es caracterizado por muscovita de grano grueso, feldespato y cuarzo, con o sin topacio y/o turmalina. Esta alteración ocurre principalmente asociado a fases pneumatolíticas en rocas graníticas, a temperaturas sobre los 250° C.
Observaciones: La alteración propilítica corresponde a una asociación de minerales que se da en rocas a baja temperatura y razón agua/roca, no diferenciándose en gran medida de metamorfismo de bajo grado.
Por otra parte, se recomienda restringir el uso de la palabra propilítica a aquellas asociaciones que contengan albita, clorita y epidota en rocas cuya composición total no ha variado enormemente con respecto a la roca original. Esta definición la distingue de alteraciones particulares como son la albitización, cloritización y epidotización.”
ESTABILIDAD DE LOS SULFUROS
“En los yacimientos minerales se tiene tanto mineralización de mena como de ganga, dónde la mena está comúnmente formada por sulfuros. Una caracterización de la mineralogía de mena y su química, es de gran utilidad para el entendimiento de los procesos hidrotermales que llevan la formación de un depósito. Estudios experimentales en los últimos 50 años han sido de gran utilidad para el entendimiento de las condiciones termodinámicas asociadas a la génesis de depósitos minerales metálicos.
Es conocido que a altas temperaturas de formación y largos períodos de tiempo de enfriamiento, resultan en el re-equilibrio de minerales de mena. Los investigadores Barton y Skinner (1979) demuestran la relación tiempo-temperatura para el re-equilibrio de una serie de minerales, dónde una gran mayoría procesa re-equilibrios en períodos de sólo días a algunos años para una temperatura sobre los 300° C.
Algunos minerales como la esfalerita,pirita, arsenopirita y molibdenita son refractarios, mientras que otros, como los sulfuros de plata y cobre se re-equilibran casi en forma instantánea. Tomándose en cuenta esta situación de re-equilibrio durante el enfriamiento de un sistema, se tendrá que distintos minerales y sus texturas pueden representar distintas etapas de génesis de un depósito.
Específicamente, esfalerita, pirita, arsenopirita y molibdenita tenderán a preservar su composición y textura original. La pirrotina, galena y sulfuros de Fe-Cu serán intermedios, y la argentita y sulfuros ricos en cobre se re-equilibran en cortos períodos de tiempo.
Estas observaciones no solo indican las limitantes de algunos sulfuros en la retención de evidencia de condiciones de depositación, pero además indican una asociación dada puede retener evidencia de distintos períodos durante la historia de un depósito. Por ejemplo: una pirita o esfalerita puede preservar características composicionales y texturales de la etapa de depositación, digamos 450° C; la pirrotina adyacente podría estar equilibrada a 250° a 300° C, y los sulfosales y sulfuros de plata hasta temperaturas de 250° C. esto no significa que el uso de sulfuros para interpretaciones termodinámicas deba de ser abandonado, pero si indica que mucha atención debe ser prestada en la observación de asociaciones de sulfuros, sobre todo en texturas de re-equilibrio.
En depósitos de origen hidrotermal, los sulfuros precipitan a partir de un fluido hidrotermal, dónde las asociaciones y orden de precipitación están controlados por parámetros termodinámicos como lo son la temperatura (T), la actividad y fugacidad de aniones (fS2, fO2, aS2, aO2), pH, Eh, salinidad, composición química del fluido, etc..
Muchos de estos parámetros estarán controlados por reacciones agua/roca y condiciones de buffer de alteración (pH y redox). Si bien las condiciones de presión no son de gran relevancia en forma directa, si lo son en forma indirecta, sobre todo cuando cambios abruptos de presión provocan trastornos en todos los parámetros termodinámicos.
Tomándose en cuenta las consideraciones termodinámicas de precipitación de sulfuros el análisis de asociaciones referidos a diagramas paramétricos, permite la interpretación relativa de condiciones de formación en un fluido hidrotermal. Por ejemplo, en reacciones de sulfidización-oxidación puede observarse el comportamiento de sulfuros y óxidos de Fe en función de la actividad del azufre y oxígeno.
Con este mismo diagrama puede ser ploteado el comportamiento de otros sulfuros como es el caso de sulfuros de Fe-Cu y Cu y de sulfosales de Cu,
Se observa también el comportamiento de sulfuros de As, y la dependencia de la solución sólida Zn, Fe, de la esfalerita según condiciones de sulfidización-oxidación. Estos diagramas están calculados a 250° C y debe de recordarse la susceptibilidad de algunos sulfuros a re-equilibrarse en muy cortos períodos de tiempo.
De esta forma estos diagramas tienen más bien un valor conceptual y cualitativo, dónde la existencia de asociaciones de minerales o de un mineral específico es indicador de una alta o baja actividad de azufre u oxígeno, es decir, grado de sulfudización/oxidación del fluido hidrotermal originador.
Minerales incompatibles con claras evidencias texturales de corte, serán indicativas de cambios de condiciones de actividades de S2/O2 en un sistema hidrotermal durante su evolución.
Las condiciones de pH son también en algún grado determinables en función de asociaciones de minerales, como por ejemplo, en diagramas de Eh o aO2 versus pH (calculado a 250° C). debe de recordarse que esto es en función en gran medida de la estabilidad de las especies de azufre, teniendo campos de dominio delimitados por condiciones de aO2 y pH.
Por otra parte, las condiciones de pH son dependientes de temperatura, luego, los límites cambiarán de acuerdo a variaciones de temperatura. Una relación entre pH y Eh se observa en el límite +oxido-reductor. A Mayor pH más bajo es el límite y viceversa.
El uso de sulfuros como geotermómetros es muy poco recomendable y solo debe ser considerada para sulfuros refractarios con largo tiempo de re-equilibrio. Por ejemplo, la arsenopirita presenta composición Fe-As variable y dependiente de la temperatura de formación, pero incluso, a bajas temperaturas este se re-equilibra rápidamente, perdiendo sus características originales de formación.
Un geotermómetro más viable es la esfalerita. Esta presenta una solución sólida Zn-Fe dependiente de la actividad de azufre y de temperatura. Considerando la característica refractaria de la esfalerita, esta puede retener las condiciones originales de formación, pero debe poder estimarse las condiciones de sulfidización de formación en forma independiente.
Para otros minerales existen reacciones de sulfidizacion dependiente de temperaturas pero no recomendables como geotermómetros. Estos diagramas pueden ser empleados para estimaciones de sulfidización de acuerdo a asociaciones de minerales en equilibrio.
Una textura muy común en esfalerita es la presencia de inclusiones alargadas y elipsoidales de calcopirita.
Se pensaba que estos ocurrían como producto de exsolucion. Se sabe ahora, que la calcopirita aparece como reemplazo selectivo de Fe en esfalerita por fluidos ricos en cobre. Esto indica condiciones de re-equilibrio y esfaleritas asociadas con calcopirita no deben de ser usadas como geotermómetros. Para geotermometría en ambientes hidrotermales se recomienda mas el uso de microtermometría de inclusiones fluidas como una herramienta de mayor confiabilidad.”
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