Niggli. Etapas finales de la cristalización: Ortomagmáticas, Pegmatíticas, Pneumatolíticas: skarn, greissen y albitas e Hidrotermales. Ciclo endógenos de los elementos químicos.
En un cuerpo magmático mag mático que esta completando su cristalización, cristaliz ación, el líquido residual se encuentra enriquecido con los elementos que no se fijaron en los minerales ya formados de la roca ígnea. Si el contenido original del metal en el magma es mayor que el que puede fijar los minerales de la roca, quedaría un resto relegado a los fluidos residuales que, al enfriarse, se depositará en forma relativamente concentrada. La capacidad de un cuerpo magmático de formar depósitos minerales depende no sólo de que contenga una proporción superior al promedio de un metal determinado, sino también de que su evolución diferenciativa y las condiciones geológicas estructurales permitan la concentración extraordinaria extraordinaria del metal durante algunas de sus fases evolutivas.
Los procesos endógenos como los pegmatiticos, pneumatolíticos e hidrotermales, representan las etapas finales de la diferenciación magmática ( postmagmatica) que constituyen depósitos en los que minerales metálicos se formaron después que las rocas que lo alojaban (depósitos epigenéticos), pero también tam bién no son los únicos procesos de concentración de elementos minerales; también pueden producirse durante la etapa ortomagmática, como se demuestra con los depósitos de cromo, niquel, cobalto, y cobre asociados con rocas máficas a ultramáficas, en este caso, los minerales se formaron al mismo tiempo que la cristalización de los silicatos de las rocas (depósitos singenéticos).
Según Niggli (1929) los dividió en fases fas es de cristalización: Fase ortomagmatica Fase pegmatitica Fase pneumatolitica Fase Hidrotermal Fases post magmáticas en hidrotermal y fase teletermal. La fase hidrotermal se divide en tres zonas :Zona catatermal Zona mesotermal Zona epitermal
A series of stages determined by: dominant temperature residual melt composition volatiles.
The principal stage in the crystallization of silicates from a typical magma; up to 90% of the magma may crystallize during this stage. Also Also known as orthotectic stage.
high temper temperature ature (> 800° 800°C) C) pyrogenetic minerals crystallise out - silicates of basic rocks Olivine, Pyroxine (e.g. Augite), Augite), Calcic Plagioclase may sink by gravity to form rich economic deposits
Los minerales metálicos acompañan, ac ompañan, como hemos visto, a las rocas intrusivas como minerales minoritarios, en forma de óxidos o de sulfuros, fundamentalmente, f undamentalmente, que que cristalizan a la vez que el resto de componentes silicatados de la roca. En el detalle, pertenecen a varios subtipos
Yacimientos formados por inmiscibilidad líquida. Los magmas máficos a menudo contienen altas proporciones de sulfuros metálicos, que pueden individualizarse debido a que son inmiscibles con el magma silicatado. Se forman así yacimientos de sulfuros de Ni-Co-Cu-Fe, Ni-Co-Cu-Fe, formados por minerales como pirrotina, pentlandita, calcopirita..., a menudo enriquecidos en elementos del grupo del platino.
Yacimientos formados a partir p artir del propio magma m agma silicatado. Existen tres grandes subtipos: 1.
Formados por cristalización cristalización simple. En determinados casos, no es necesaria una segregación que produzca la concentración del mineral en cuestión: es el caso de los diamantes, cuyo alto valor económico hace que a pesar de encontrarse en muy bajas concentraciones, sea explotable.
2.
3.
Formados por cristalización más acumulación. En la mayor parte de los casos, además de la cristalización del mineral hace falta un mecanismo que produzca un aumento de su concentración que lo haga explotable. El principal mecanismo es la cristalización fraccionada acompañada de acumulación preferencial por densidades en la cámara magmática. El caso más extendido de este tipo corresponde a yacimientos yacimientos de cromita en rocas máficas y ultramáficas, en los que de nuevo suelen darse concentraciones interesantes de elementos del grupo del platino. Formados por cristalización más acumulación y segregación. El caso más favorable para la explotación es aquel en el que los minerales metálicos llegan a separarse físicamente del resto del magma, por mecanismos diversos, diversos, fundamental f undamentalmente mente bajo la acción de esfuerzos tectónicos. Algunos yacimientos de magnetita corresponden a esta tipología.
temperature 600°C to 800°C remaining magma rich in volatiles, including water low viscosity (less viscous) hydatogenic hydatoge nic minerals miner als crystallise out Amphiboles Amp hiboles (e.g. Hornblende), Micas
Pneumatolytic and pegmatitic deposits are formed Pneumatolytic f ormed from volatile-rich volatil e-rich (i.e. rich in water, fluorine, boron) hightemperature fluids emanating from igneous intrusions. Some of these deposits occur as pipe-like bodies or breccia pipes. These are important sources for: tin rare-earth elements tantalum beryllium lithium molybdenum tungsten
La pegmatita es una roca ígnea con tamaño de grano alrededor de 20 mm. La mayoría de las pegmatitas están compuestas por granito, que contiene cuarzo, feldespato y mica. Las pegmatitas son importantes en cuanto a que contienen minerales poco frecuentes en la tierra y también piedras preciosas, como pueden ser aquamarina, turmalina, turmal ina, topacio, fluorita y apatita. apatita . A veces se encuentran mezclados con minerales compuestos por estaño y wolframio.
Los minerales cuya textura cristalina es e s granular, granular, y que tienen cristales grandes son el resultado del lento enfriamiento de los magmas, y que los que tienen cristales más pequeños son el resultado de enfriamientos de magma más rápidos. Sin embargo, la pegmatita es una excepción a esta regla. Estas se forman por magma que se enfría enf ría rápidamente, en ocasiones en cuestión de días. A veces, aparece en forma de diques o sills. Por razones aún desconocidas, desconocidas , esta roca puede desarrollar grandes cristales a pesar de su relativo rápido enfriamiento. La hipótesis más barajada sería la acción del agua, que es muy importante en todos los procesos de cristalización.
A pesar de su rápido enfriamiento, enfriami ento, la pegmatita puede tener grandes cristales, en ocasiones llegan a medir varios metros de largo. La acción del agua puedetambién concentrar elementos poco comunes en la pegmatita. Así pues, no es demasiado raro encontrar minerales poco frecuentes o piedras preciosas. La pegmatita es por tanto una fuente de minerales poco frecuentes como la columbita o la tantalita. La forma más común de encontrar este mineral está en las intrusiones graníticas. Pueden formar bolsas que contengan bonitas formaciones cristalinas. Esto es porque los cristales son libres de crecer en el espacio de la bolsa sin distorsionarse.
De acuerdo de la situación geotectónica se forman diferentes tipos de magma. El magma en zonas de subducción es diferente como el magma de una cordillera centro oceánica. El ambiente geotectónico se refleja entonces en los tipos de rocas magmáticas y en la composición química, especialmente de los elementos elem entos de traza y de las tierras raras (Nb, Y, La).
Las pegmatitas son el resultado de la cristalización cristalización final de magmas en un ambiente rico en volátiles, que favorece la migración iónica, y permite la formación f ormación de cristales de gran tamaño, que en ocasiones pueden llegar a alcanzar varios metros cúbicos. Las pegmatitas presentan una gran variabilidad composicional, que está en función del tipo de roca (normalmente plutónica) plutónica) con la que están relacionadas genéticamente. Las mas frecuentes fr ecuentes son de composición granítica, asociadas a granitos y granitos alcalinos,, y están constituidas mayoritariamente alcalinos mayoritariamente por cuarzo, feldespato potásico (microclina u ortoclasa), plagioclasa sódica (albita) y mica blanca (moscovi ( moscovita), ta), junto a otros minerales que pueden ser mas o menos abundantes: turmalina, apatito, fluorita, lepidolita, berilo, topacio, corindón, monacita, casiterita, uraninita, torbernita, así hasta 300 especies mineralógicas descritas en un solo macizo pegmatítico.
Pueden tener interés económico, debido a sus posibles altos contenidos contenido s en minerales tipo gema (esmeraldas, aguamarinas, aguamarinas, topacios, rubíes...), y minerales con contenidos en elementos raros (Li, U, Th, Tierras Raras) y otros (Sn, W, F). También los minerales comunes de estas rocas suelen tener interés económico, ya que tanto sus grandes cristales de cuarzo pueden ser utilizados para el tallado de lentes, como los de feldespato para la producción de cerámica, y los de mica para el aislamiento eléctrico. Las pegmatitas suelen aparecen en la zona periférica de macizos de rocas plutónicas, constituyendo diques, sills y masas irregulares, de dimensiones muy variables: hasta más de 1 Km. de longitud. Suelen mostrar zonaciones composicionales, como la de la figura 41-1. Desde el punto de vista textural son rocas granudas de grano muy grueso: se han descrito cristales de moscovita de hasta 10 m de longitud en estas rocas, y de feldespato potásico de varios m 3.
alteración hidrotermal con un núcleo de alteración potásica (feldespato K, biotita, que grada hacia fuera hacia una alteración fílica (= cuarzo-sericítica). En su zona periférica encontramos facies argílicas (intermedia o avanzada) y propilítica (con clorita, epidota, calcita).
reduction in pressure volatiles separate out as separate phase force magma into adjacent rock as veins and dykes may react with the country rock to form for m new types Granite to Greisen Biotite to Muscovite tourmalinisation kaolinisation -steam attacks feldspar in granite reducing it to china clay
Las rocas (o yacimientos) neumatolíticas, neumatolíticas , son intermedias entre las pegmatitas y las rocas hidrotermales. Son rocas de reemplazamiento metasomático, es decir, decir, producto del reemplazamiento a alta temperatura de una roca por otra, por disolución parcial de la original, y depósito depósi to a partir de los fluidos mineralizantes. Las temperaturas características de formación se sitúan entre 600 y 400ºC. Su composición es muy variable, en función de la de los fluidos, y de la roca a la que reemplazan, con la que suele producirse mezcla química. Las mas conocidas e interesantes desde el punto de vista minero son los skarns.
Producidos por la interacción entre fluidos derivados de granitos, y, y, principalmente, rocas carbonatadas (calizas o dolomías). Se forman así unas rocas de mineralogía m ineralogía especial, ricas en silicatos cálcicos cál cicos (epidota, anfíboles y piroxenos cálcicos, granates cálcicos), y que pueden contener concentraciones de minerales metálicos de interés económico: scheelita, casiterita, fluorita, calcopirita, blenda, galena, magnetita, hematites. Por lo general constituyen masas irregulares en la zona de contacto entre las rocas intrusivas y las encajantes . Su morfología es irregular, irregular, aunque se s e encuentra condicionada por la zona de contacto entre ambas rocas.
Su textura es característica de sistemas de reemplazamiento, con sustituciones seudomórficas, diseminaciones irregulares, relleno de fracturillas, etc.
Corresponden estos yacimientos a zonas de alteración relacionadas con granitos, y que por lo general afectan afecta n a zonas periféricas del propio granito En estas zonas se produce una destrucción del feldespato f eldespato potásico, con formación de mica blanca microcristalina (illita), y con entrada de abundante sílice que se deposita en la roca en forma coloidal (calcedonia), en lo que de denomina denomi na proceso de silicificación. La casiterita y la wolframita suelen ser las principales menas m enas metálicas asociadas a estos yacimientos.
temperature 400°C to 600°C aqueous solution forced out into fissures dissolved material deposited source of economically important minerals
Son soluciones hidrotermales que transportan los metales desde la intrusión en consolidación hasta el lugar de la deposición del metal y se les considera el factor de mayor importancia en la formación de depósitos minerales epigenéticos. Son líquidos que gradualmente pierden calor a medida que aumenta su distancia de la intrusión. De este modo dan origen a depósitos hidrotermales de elevada temperatura cerca de la intrusión, los depósitos de temperatura intermedia a cierta distancia de la misma, y los de baja a mayor distancia. Lindgren designó a estos 3 grupos con el nombre de depósitos hipotermales, mesotermales y epitemales, según las temperaturas y presiones
En su viaje a través de las rocas, las soluciones hidrotermales pueden perder su contenido mineral por deposición en las distintas clases de aberturas de las rocas, formando depósitos de relleno de cavidades o por sustitución metasomática de las rocas, formando depósitos de substitución. La substitución en condiciones de alta temperaturas y presiones próximas a la intrusión donde se formaron los depósitos hidrotermales y el relleno de cavidades predomina en condiciones de bajas temperaturas y presiones donde se formaron los depósitos epitermales ambos son características de la zona mesotermal.
La secuencia de alteración (figura 2) es la siguiente: 1) formación de las zonas de alteración potásica y propilítica; 2) desarrollo de la alteración fílica (hacia fuera y arriba); y 3) formación de facies de alteración argílica en la parte superior del sistema. Esta última puede ser avanzada, implicando la presencia de minerales tales como caolinita y alunita. Se reconoce un solape temporal y espacial en esta secuencia. De 1 a 3 la participación de aguas meteóricas en el sistema hidrotermal es cada vez más importante. De hecho, la parte superior del sistema hidrotermal entra de lleno en el campo epitermal (alteración argílica avanzada), y en la misma pueden formarse mineralizaciones auríferas, en un ambiente más superficial (desde unos 2 km de
Los yacimientos hidrotermales, comunemente también conocidos como filonianos, se clasifican según su temperatura de formación (que suele estar entre los 400 y los 100ºC), y en función de la mayor o menor proximidad a la roca ígnea de la que derivan. No es una clasificación rigurosa, ya que no siempre es posible determinar con exactitud la temperatura a la que se han formado, ni la distancia a la roca ígnea de la que derivan, que puede no reconocerse, o puede ser difícil de establecer con precisión entre varias próximas. Una clasificación más conveniente se basaría en su mineralogía, pero ésta puede ser tan variada que invalida cualquier intento de clasificación sistemática en este sentido. Las mineralizaciones hidrotermales están constituidas fundamentalmente por cuarzo y/o carbonatos diversos, entre los que cabe destacar calcita, dolomita, y siderita, minerales que suelen constituir la ganga o parte no explotable en los yacimientos de interés minero. Entre los minerales de interés minero (o menas ) que pueden estar presentes en este tipo de rocas o yacimientos, podemos citar barita, fluorita , y minerales sulfurados, como pirita, calcopirita, blenda, galena, cobres grises (tetraedrita y tennantita), argentita, platas rojas (proustita-pirargirita), cinabrio, y un largo etcétera de minerales, entre los que se encuentra también el oro nativo.
Los yacimientos filonianos constituyen el relleno de fracturas abiertas en la roca, que suelen presentar disposiciones planares de dimensiones muy variables. En la figura 41-3 aparecen estructuras filonianas de grandes dimensiones ligadas a una intrusión granítica, mientras que en la figura 41-4 se muestran posibles morfologías que pueden presentar los filones. Las texturas son características de la cristalización en espacios abiertos (figura 41-5): geodas, drusas, crecimientos paralelos, concentraciones nodulares.
Otras morfologías incluyen el entrecruzado de vetillas (stockwork) y las diseminacion diseminaciones es de mineral, características ambas de los yacimientos de tipo pórfido cuprífero. También son relativamente frecuentes los cuerpos irregulares, que pueden formarse tanto por fenómenos f enómenos de reemplazamiento reemplazamiento como por relleno de cavidade cavidades. s. De entre los distintos tipos de yacimi yacimientos entos hidrotermales, destacaremos dos tipos por su importancia económica: los yacimientos yacimi entos de pórfidos cupríferos (+/- Mo) y los epitermales de metales preciosos (Au , Ag). Tienen Tienen también su importancia, aunque menor en la actualidad, las mineralizaciones mineralizaciones filonianas de metales de base (Pb-Zn-Cu), y de estaño-wolframio . También llegan a alcanzar considerable interés minero algunas mineralizaciones mineraliz aciones de hierro de carácter hidrotermal asociadas a intrusiones, como pueden ser las de Kiruna (Suecia) o las existentes en la denominada “Franja Ferrífera de Chile”.
Los depósitos epitermales son aquellos en los que la mineralización ocurrió dentro de 1 a 2 Km de profundidad desde la superficie terrestre y se depositó a partir de fluidos hidrotermales calientes. Los fluidos se estiman en el rango desde <100ºC hasta unos 320ºC y durante la formación del depósito estos fluidos hidrotermales pueden alcanzar la superficie como fuentes termales, o como fumarolas o solfataras.
Los depósitos epitermales se encuentran de preferencia en áreas de volcanismo activo alrededor de los márgenes activos de continentes o arcos de islas y los más importantes son los de metales preciosos (Au, Ag), aunque pueden contener cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Bi, etc.
La mineralización epitermal de metales preciosos puede formarse a partir de dos tipos de fluidos químicamente distintos. Los de “baja sulfuración ” son reducidos y tienen un pH cercano c ercano a neutro (la medida de concentración de iones de hidrógeno) y los fluidos de “alta sulfuración”, los cuales son más oxidados y ácidos.
Los términos de alta y baja sulfuración fueron introducidos por Hedenquist (1987) y se refieren al estado de oxidación del azufre. En los de alta sulfuración el azufre se presenta como S4+ en forma de SO2 (oxidado) y en los de baja sulfuración como S-2 en forma de H2S (reducido).
Los fluidos de baja sulfuración (BS) son una mezcla de aguas-lluvias (aguas meteóricas) que han percolado a subsuperficie y aguas magmáticas (derivadas de una fuente de roca fundida a mayor profundidad en la tierra) que han ascendido hacia la superficie.
Los metales preciosos han sido transportados en solución como iones complejos (en general bisulfurados a niveles epitermales; clorurados a niveles más profundos) y para fluidos de baja sulfuración la precipitación de metales ocurre cuando el fluido hierve al acercarse a la superficie (ebullición).
Los fluidos de alta sulfuración (AS) se derivan principalmente de una fuente magmática y depositan metales preciosos cerca de la superficie cuando el fluido se enfría o se diluye mezclándose con aguas meteóricas. Los metales preciosos en solución derivan directamente del magma o pueden ser lixiviados de las rocas volcánicas huéspedes a medida que los fluidos circulan c irculan a través de ellas.
En ambos tipos de depósitos (BS y AS) los fluidos circulan hacia la superficie a través de fracturas en las rocas y la mineralización a menudo se se presenta en esos conductos (mineralización controlada estructuralmente), pero también pueden circular por niveles de rocas permeables y eventualmente mineralizar ciertos estratos. Los fluidos de BS generalmente forman vetas de relleno con metales preciosos o series de vetas/vetillas más finas, denominadas “stockwork” o “sheeted-veins”.
Los fluidos de AS más calientes y ácidos penetran más en las rocas huéspedes originando cuerpos mineralizados vetiformes, pero también diseminación en las rocas. Los depósitos de oro de BS pueden contener cantidades económicas de Ag y cantidades menores de Pb, Zn y Cu, mientras los de sistemas auríferos de AS AS a menudos producen cantidades económicas de Cu y algo de Ag. Otros minerales asociados con los de BS son cuarzo (incluyendo calcedonia), carbonato, pirita, esfalerita y galena, mientras los de
La exploración geoquímica de estos depósitos puede resultar en distintas anomalías geoquímicas, dependiendo de la mineralización involucrada. Los sistemas si stemas de BS tienden a ser más ricos en Zn y Pb, más bajos en Cu y con razones Ag/Au más altas. Los de AS pueden ser más ricos en As y Cu con razones Au/Ag más bajas. La fineza del oro (=Au/Au+Ag x 1000) en yacimientos epitermales es en general baja (promedio 685 en sistemas del Pacifico SW), es decir el oro contiene apreciables cantidades de plata (color amarillo pálido a blanco) y en muchos m uchos casos se presenta como electrum (aleación natural de oro y plata); en contraste los yacimientos de tipo pórfido o skarn presentan normalmente más alta fineza del oro (promedio (promedi o
La formación de depósitos minerales es un proceso complejo y la mayoría de los procesos grada a otro otr o con el cambio de variables del sistema sist ema tales tale s como T° T°,, P, P, roca ro ca hospedante, hosp edante, composición composici ón de fluidos. Así, las clasificaciones de DM deberían ser flexibles y considerar gradaciones y clases intermedias. Las clasificaciones de Niggli, Schneiderhohn, Lindgren y Bateman son esencialmente similares; la génesis o naturaleza de los fluidos mineralizantes mineralizantes es la base de la subdivisión subdivi sión primaria en todas ellas. Las clasificaciones de Niggli y Schneiderhohn incluyen subdivisiones subdivi siones para las asociaciones minerales o contenido metálico de los depósitos. De manera que pueden ser usadas en el campo.
Lindgren trató de ubicar los procesos p rocesos físicos y químicos en la zonas de profundidad-temperatura. La clasificación de Bateman es la más simple; enfatiza el proceso de formación y la forma del depósito. Las asociaciones minerales pueden ser usadas como modificadores.
En la mayoría de depósitos de origen hidrotermal hi drotermal se sabe hoy en día que los fluidos hidrotermales participantes son en su mayoría de origen magmático, m agmático, y que son los que contienen metales a ser depositados según las condiciones termodinámicas de éste. La pregunta obvia entonces es en que momento y por qué se separa o fracciona una fase fas e hidrotermal de una fase magmática y como y por qué es capaz de secuestrar metales desde el magma.
A condiciones de alta presión y temperatura, te mperatura, un magma posee una alta solubilidad del agua, solubilidad que decrece con el descenso de temperatura tem peratura 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", ebullició n", la cual ocurre durante la cristalización de un magma producto de exsolución 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 f ase vapor y una fase f ase de hidro-salmuera salina, con altos contenidos de Na y Cl. Bajo condiciones normales de cristalización, metales como el Cu, Zn, Pb, Au, Au, Ag, Ag, etc. son incorporados a la fase f ase cristalina como trazas en minerales formadores de roca.
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 cristalización masiva y rápida, mejor probabilidad de extraer altos contenidos de metal existen. 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.
Se entiende como proceso de alteración hidrotermal al intercambio químico ocurrido durante una interacción fluido hidrotermal-roca. Alteración hidrotermal provoca cambios químicos y mineralógicos en la roca afectada. En estricto rigor, rigor, una alteración hidrotermal puede ser considerado como un proceso de metasomatismo, dandose transformación química y mineralógica de la roca original en un sistema termodinámico abierto.
Las características mineralógicas, químicas y morfológicas de alteración entregan información acerca de las condicio-nes 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.
Caracterizada principalmente por feldespato potásico y/o biotita, con minerales accesorios como com o cuarzo, magnetita, sericita, clorita. La alteración alter ación potásic po tásica a de alta temperatu tem peratura ra (400° a 800°C) 800° C) se caracteriza caract eriza por una un a alteración alteraci ón selectiva select iva y penetrativa. Biotita en vetillas ocurre principalmente en el rango 350°-400°C. Feldespato Feldes pato potásic p otásico o en vetilla vetillas s en el rango r ango 300 3 00° °-350° -350°C. C. Biotita y felsdespato están comunmente asociados con cuarzo, magnetita y/o pirita, formados a condiciones de pH neutro a alcalino.
Caracterizada principalmente principalmente por la asociación clorita-epidota con o sin albita, calcita, pirita, con minerales accesorios como cuarzo-magnetita-illita. La alteración propilítica 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 actinolita-epi dota en la zona propilí propilítica. tica. En zonas más distales se observan asociaciones de epidotaclorita-albita-carbonatos clorita-albita-carbona tos gradando a zonas progresivamente más ricas en clorita y zeolitas hidratadas formadas a bajas condiciones de temperatura. Se forma a condiciones de pH neutro a alcalino a rangos r angos de tempera temp eratur tura a bajo b ajo (20 (200° 0°-25 -250° 0°C). C).
Caracterizada principalmente por cuarzo y sericita con minerales accesorios como clorita, illita y pirita. Ocurre en un rango de pH 5 a 6 a temperaturas sobre los 250°C. A tem tempera peratur turas as más baja bajas s se da ill illita ita (200 (200° °-25 -250° 0°C) C) o illita ill ita-sm -smect ectita ita (10 (100° 0°-20 -200° 0°C). C). A tempe temperaturas raturas sobre sob re los 450 450° °C, corindón cori ndón aparece apa rece en asociación con sericita y andalusita. En ambientes ricos en Na, paragonita puede aparecer como la mica dominante.
Caracterizada principalmente por arcillas (caolín) y mayor o menor cuarzo. 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 caoli nita se form forma a a temperaturas temperatu ras bajo 300° 300 °C, típicam típi cament ente e en el rang rango o <150 <150° °-20 -200° 0°C. C. Sobre los l os 300° 300 °C la fase fas e estable es pirofil pi rofilita. ita.
Caracterizada principalmente por cuarzo residual (cuarzo oqueroso o “vuggy sílica”) con o sin presencia de alunita, jarosita, caolín, pirofilita y pirita. Ocurre dentro de un amplio rango de temperatura pero a condiciones de pH entre 1 y 3.5. A alta tempera te mperatura tura (sobre 350° 350°C) C) puede pued e ocurrir con andalusita además de cuarzo. Bajo pH 2 domina el cuarzo, mientras que alunita ocurre a pH sobre 2.
Caracterizado por silicatos de Ca y Mg dependiendo de la roca huésped, caliza o dolomita. Caliza : granates andradita y grosularita, wollastonita, epidota, diopsido, 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 zeolita-clorita-carbonatos es formada a bajas temperaturas y epidota, seguido por actinolita, ocurren a temperaturas progresivamente mayores
