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Alteración Hidrotermal 1
ALTERACION HIDROTERMAL
La alteración hidrotermal es un término general que incluye la respuesta mineralógica,
textural y química de las rocas a un cambio ambiental, en térmicos químicos y termales, en
la presencia de agua caliente, vapor o gas. La alteración hidrotermal ocurre a través de la
transformación de fases minerales, crecimiento de nuevos minerales, disolución de
minerales y/o precipitación, y reacciones de intercambio iónico entre los minerales
constituyentes de una roca y el fluido caliente que circuló por la misma. Aunque la
composición litológica inicial tiene una influencia en la mineralogía secundaria
(hidrotermal), su efecto es menor que el debido a la permeabilidad, temperatura y
composición del fluido. En efecto, la temperatura del fluido y el pH del mismo son los
factores más relevantes en la asociación mineralógica resultante de los procesos de
alteración hidrotermal, más que la litología. Ej., La asociación mineralógica: cuarzo, albita,
feldespato-K, clorita, epidota férrica, illita, calcita y pirita, se ha encontrado en basaltos en
Islandia, areniscas en Imperial Valley, riolitas en Nueva Zelanda y andesitas en Indonesia.
Esa asociación de minerales de alteración se ha producido en el rango de temperatura de
250º-280ºC.
La susceptibilidad a la alteración es variable en los minerales primarios de las rocas. El
más reactivo es el vidrio volcánico, frecuentemente alterado primero a ópalo, smectita,
calcita o zeolita y luego a minerales de arcilla.
En términos generales se puede establecer un orden relativo de susceptibilidad a la
alteración de los minerales, a saber:
Olivino > magnetita > hiperstena > hornblenda > biotita = plagioclasa
El cuarzo es resistente a la alteración hidrotermal y no es afectado hasta temperaturas de
300ºC, pero hay evidencias de recristalización del cuarzo a mayores temperaturas. Es
relativamente frecuente que en rocas alteradas intensamente cuya textura original ha sido
completamente obliterada, se preserven cristales de cuarzo primarios.
La característica esencial de la alteración hidrotermal es la conversión de un conjunto
mineral inicial en una nueva asociación de minerales más estable bajo las condiciones
hidrotermales de temperatura, presión y sobre todo de composición de fluidos. La textura
original de la roca puede ser modificada ligeramente o completamente obliterada por la
alteración hidrotermal.
La alteración hidrotermal es un tipo de metamorfismo que involucra la recristalización de la
roca a nuevos minerales más estables bajo las condiciones hidrotermales. La caracteráitica
distintiva de la alteración hidrotermal es la importancia del fluido hidrotermal en transferir
constituyentes y calor. En efecto, la alteración hidrotermal involucra la circulación de
volúmenes relativamente grandes de fluidos calientes atravesando las rocas permeables
debido a la presencia de fisuras o poros interconectados. El fluido tiende a estar
considerablemente fuera de equilibrio termodinámico con las rocas adyacentes y esto
genera las modificaciones en la composición mineralógica original de las rocas, puesto que

componentes en solución y de los minerales sólidos se intercambian para lograr un
equilibrio termodinámico.
El transporte de materiales involucrados en la alteración de las rocas puede ocurrir por
infiltración o por difusión (transporte por difusión de especies químicas a través de fluidos
estancados en los poros de las rocas) o por una combinación de ambos procesos. Si la
evidencia geológica muestra que los materiales o componentes químicos se movieron a
gran distancia el medio de transporte dominante probablemente fue la infiltración. En
sistemas hidrotermales la difusión e infiltración ocurren simultáneamente.
Factores que controlan a la alteración hidrotermal de las rocas.
a) Temperatura y la diferencia de temperatura (∆tº) entre la roca y el fluido que la
invade: mientras más caliente el fluido mayor será el efecto sobre la mineralogía
original.
b) Composición del fluido; sobre todo el pH del fluido hidrotermal: mientras más bajo el
pH (fluido más ácido) mayor será el efecto sobre los minerales originales.
c) Permeabilidad de la roca: Una roca compacta y sin permeabilidad no podrá ser
invadida por fluidos hidrotermales para causar efectos de alteración. Sin embargo, los
fluidos pueden producir fracturamiento hidráulico de las rocas o disolución de
minerales generando permeabilidad secundaria en ellas.
d) Duración de la interacción agua/roca y variaciones de la razón agua/roca. Mientras
mayor volumen de aguas calientes circulen por las rocas y por mayor tiempo, las
modificaciones mineralógicas serán más completas.
e) Composición de la roca; la proporción de minerales: es relevante para grados menos
intensos de alteración, dado que los distintos minerales tienen distinta susceptibilidad a
ser alterados, pero en alteraciones intensas la mineralogía resultante es esencialmente
independiente del tipo de roca original.
f) Presión: este es un efecto indirecto, pero controla procesos secundarios como la
profundidad de ebullición de fluidos, fracturamiento hidráulico (generación de brechas
hidrotermales) y erupción o explosiones hidrotermales.
Los dos factores iniciales temperatura y composición del fluido hidrotermal son lejos
los más importantes para la mineralogía hidrotermal resultante de un proceso de alteración.
Esto es relevante porque las asociaciones de minerales hidrotermales nos dan indicios de
las condiciones en que se formaron depósitos minerales de origen hidrotermal.
La intensidad de la alteración corresponde a un término objetivo que se refiere a la
extensión en que una roca ha sido alterada, mientras que el grado de alteración es un
término subjetivo que requiere una interpretación basada en la mineralogía de alteración.
Sin embargo, se han propuesto los términos pervasividad para indicar la intensidad de la
alteración y extensividad para indicar la distribución espacial de la alteración hidrotermal.
Estos últimos términos fueron propuestos para cuantificar porcentualmente la intensidad y
extensión de alteración hidrotermal. Sin embargo, en la práctica nunca se generalizó su uso
en tal sentido, pero el término pervasivo se utiliza corrientemente para referirse a que tan
penetrativa es la alteración de las rocas. Una alteración pervasiva se refiere a aquella en

que una roca está completamente alterada en todo su volumen, en contraposición a
alteraciones poco pervasivas donde la alteración se limita a las vecindades de las fracturas
por donde circuló el fluido, pero las partes masivas de las rocas están inalteradas.
Productos típicos de reemplazo por alteración
Aunque como se indicó anteriormente dependiendo de la intensidad de la alteración la
mineralogía final hidrotermal puede no ser influenciada por la composición mineralógica
inicial de la roca. La composición de algunos minerales proporciona los componentes para
ciertos minerales hidrotermales, a saber:
Mineral Original Productos de reemplazo hidrotermal
Vidrio Volcánico Zeolitas (Ej. mordenita, laumontita), cristobalita,
cuarzo, calcita, arcillas (Ej. montmorillonita)
Magnetita/ilmenita/titanomagnetita Pirita, leucoxeno, esfena, pirrotina, hematita
Piroxena/anfíbola/olivino/calcita/biotita Clorita, illita, cuarzo, pirita, anhidrita
Plagioclasa cálcica, biotita Calcita, albita, adularia, wairakita, cuarzo, anhidrita
Plagioclasa cálcica Calcita, albita, adularia, wairakita, cuarzo, anhidrita,
clorita, illita, caolín, montmorillonita, epidota
Ortoclasa/sanidina Adularia
Procesos debidos a la alteración hidrotermal
Depositación directa: muchos minerales se depositan directamente a partir de soluciones
hidrotermales. Para poder hacerlo es obvio que la roca debe tener pasajes para que el fluido
pueda moverse dentro de ellas. Ej. diaclasas, fallas, fracturas hidráulicas, discordancias,
zonas brechosas, huecos, poros y fisuras.
El cuarzo, calcita y anhidrita forman fácilmente venillas y relleno de huecos en las rocas,
pero también se ha observado localmente clorita, illita, adularia, pirita, pirrotina, hematita,
wairakita, fluorita, laumontita, mordenita, prehnita y epidota que deben haberse depositado
directamente de un fluido hidrotermal.
Reemplazo: Muchos minerales de las rocas son inestables en un ambiente hidrotermal y
estos tienden a ser reemplazados por nuevos minerales que son estables o al menos
metaestables en las nuevas condiciones. La velocidad del reemplazo es muy variable y
depende de la permeabilidad de la roca.
Lixiviación: Algunos de los componentes químicos de las rocas son extraídos por los
fluidos hidrotermales al atravesarlas, particularmente cationes metálicos, de modo que la
roca es deprimida en dichos componentes o lixiviada. En ciertas condiciones, como por
ejemplo donde se condensa vapor acidificado por oxidación de H2S, la solución ácida
resultante (por la presencia de H2SO4) ataca las rocas disolviendo minerales primarios, pero
sin reemplazar los huecos resultantes que se producen. Esto puede en casos extremos
resultar en una masa porosa de cuarzo residual.

La alteración hidrotermal y mineralización concomitante son el resultado de un proceso
irreversible de intercambio químico entre una solución acuosa y rocas adyacentes. Ciertos
componentes son extraídos selectivamente de las rocas de caja y son agregados al fluido y
otros componentes (incluyendo metales de mena) son selectivamente incorporados por las
rocas (o forman una cubierta sobre ellas) y son removidos del fluido hidrotermal. El
resultado de este proceso depende de las condiciones físicas en la interfase fluido-roca y en
las cantidades relativas de fluido y roca involucradas en el proceso de intercambio químico
(razón agua/roca). Solo la roca alterada es el resultado visible del proceso, porque el fluido
es removido del sistema, a excepción de posibles inclusiones fluidas en los minerales
precipitados.
Algunos tipos de alteración involucran solo una transferencia en un sentido del fluido a la
roca o viceversa, a saber:
Ganancia o pérdida de
Hidratación / deshidratación, H2O
Carbonatación / decarbonatación, CO2
Oxidación / reducción, O2
Sulfuración / reducción S2
Estos procesos están controlados por: presión, fugacidad, concentración, actividad o
potencial químico de los componentes involucrados. La precipitación o disolución de un
mineral también es un procesos en un sentido y el parámetro controlador es la solubilidad.
Las reacciones de intercambio iónico son importantes en los procesos de alteración. Ej. el
intercambio de Mg2+
por Ca2+
(intercambio catiónico); Las reacciones de intercambio
iónico también se conocen como cambio de base y corresponden a una reacción por la cual
cationes adsorbidos en la superficie de un sólido, tal como un mineral de arcilla o zeolita
son reemplazados por cationes en la solución circundante. El intercambio de cationes Ca2+
y Na+
de plagioclasas por K+
para originar feldespato potásico corresponde a este tipo de
reacción y caracteriza a la alteración potásica. El intercambio de cationes metálicos de los
minerales de una roca por H+
corresponde a un caso especial, conocido como hidrólisis y
es muy importante en la mayoría de los tipos de alteración hidrotermal.
La alteración hidrotermal produce cambios en las propiedades de las rocas alterando su
densidad (aumento o disminución), porosidad, permeabilidad (aumento o disminución),
susceptibilidad magnética (usualmente disminuye, pero puede aumentar cuando se
deposita magnetita hidrotermal) y resistividad (usualmente decrece porque los sulfuros
metálicos permiten el paso de corrientes eléctricas, pero masas silíceas producto de
alteración pueden ser más resistivas). Simultáneamente con esos cambios físicos pueden
ocurrir eventos relacionados o sin relación como fallamiento y formación de
diaclasas/fracturas que afectan el proceso de alteración.
El reemplazo, lixiviación y depositación de minerales también causa cambios químicos
cuya extensión y naturaleza varía mucho, pero los cuales son obviamente función de la
mineralogía.

El comportamiento típico de los elementos mayores durante la alteración hidrotermal en
rocas volcánicas reaccionando con un fluido caliente son los siguientes:
Elemento mayor Cambio Mineral hidrotermal en el
que se incorpora
SiO2 Agregado Cuarzo, cristobalita, silicatos
TiO2 No cambia Esfena, leucoxeno
Al2O3 Agregado y removido Muchos silicatos, algunos óxidos.
Fe2O3 y FeO Agregado y removido Cloritas, pirita, pirrotita, siderita,
epidota, hematita.
MnO No cambia
MgO Removido Clorita, biotita
CaO Agregado y removido Calcita, wairakita, epidota,
prehnita, anhidrita,
montmorillonita, esfena, fluorita,
zeolitas, wollastonita
Na2O Agregado y removido Albita
K2O Agregado Adularia, illita, alunita, biotita
CO2 Agregado Calcita, siderita
S, SO3 Agregado Anhidrita, alunita, pirita, pirrotina,
baritina
H2O Agregado Todas las arcillas, epidota,
prehnita, zeolitas, diasporo,
pirofilita, anfíbolas
P2O5 No cambia o agregado Apatita
Cl Removido Halita
F Agregado o no cambia Fluorita
Reacciones de hidrólisis
La estabilidad de feldespatos, micas y arcillas en procesos de alteración hidrotermal es
comúnmente controlada por hidrólisis, en la cual K+
, Na+
, Ca2+
, y otros cationes se
transfieren de minerales a la solución y el H+
se incorpora en las fases sólidas remanentes.
Esto ha sido denominado metasomatismo de hidrógeno (Hemley and Jones, 1964).
La hidrólisis es una reacción de descomposición que involucra la participación de agua.
En geología corresponde a la reacción entre minerales silicatados ya sea con agua pura o
con una solución acuosa, en la cual los iones H+
y OH-
son consumidos selectivamente.
H+
+ OH-
= H2O
Las reacciones de hidrólisis son muy importantes en los procesos de alteración
hidrotermal y algunos tipos de alteraciones son el resultado de distinto grado de hidrólisis
de los minerales constituyentes de las rocas.

Ejemplo: Alteración hidrotermal de plagioclasa → sericita → arcillas → cuarzo
En términos químicos esto se puede representar por las reacciones
siguientes:
Andesina sericita cuarzo
0.75 Na2CaAl4Si8O24 + 2H+
+ K+
= KAl3Si3O10(OH)2 + 1.5 Na+ + 0.75 Ca2+
+ 3SiO2
Sericita (mica potásica) caolinita
KAl3Si3O10(OH)2 + H+
+ 1.5 H2O = 1.5 Al2Si2O5(OH)4 + K+
Caolinita Cuarzo
0.5 Al2Si2O5(OH)4 + 3H+
= SiO2 + 2.5 H2O + Al3+
Otros ejemplos de hidrólisis:
Andesina caolinita cuarzo
Na2CaAl4Si8O24 + 4H+
+ 2H2O = 2 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+
+ Ca2+
Sericita pirofilita cuarzo
KAl3Si3O10(OH)2 + H+
+ 3SiO2 = 1.5 Al2Si4O10(OH)4 + 4SiO2 + 2Na+
+ Ca+
Albita montmorillonita-Na cuarzo
1.17 NaAlSi3O8 + H+
= 0.5 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + 1.67SiO2 + Na+
Montmorillonita caolinita cuarzo
3 Na0.33Al2.33Si3.67O10(OH)2 + H+
+ 3.5 H2O = 3.5 Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + Na+
Sericita alunita cuarzo
KAl3Si3O10(OH)2 + 4H+
+ 2SO2-
= KAl3(SO4)2(OH)6 + 3SiO2
ácido sulfúrico
Todas estas reacciones implican un empobrecimiento de H+
en el fluido hidrotermal,
consecuentemente un aumento del pH de la solución hidrotermal. Este fenómeno puede
neutralizar fluidos ácidos y la neutralización puede resultar en zonaciones de distintos
minerales hidrotermales en torno a conductos hidrotermales. Cabe destacar que en la
mayoría de las reacciones de hidrólisis producen como subproducto SiO2 y esta es la razón
porque el cuarzo es omnipresente en rocas alteradas. En situaciones de fluidos muy ácidos
como el ejemplificado en la última reacción se pueden hidrolizar incluso micas aluminosas
dando origen al sulfato de Al alunita y cuarzo.
Aunque las reacciones de hidrólisis modifican el pH del fluido hidrotermal al alterar los
minerales de las rocas, la presencia de ciertos minerales interactuando con soluciones
salinas pueden mantener ciertos rangos de pH mientras no se consuman totalmente; estos se
conocen como minerales buffer. Las series de minerales buffer hacen que la variaciones
de pH sean escalonadas y serán importantes para la solubilidad y precipitación de metales.

Clasificación de Alteración Hidrotermal
La alteración hidrotermal produce un amplio rango de mineralogía, abundancia mineral y
texturas en distintas rocas. Esto hace que sea complicado tener un criterio uniforme para la
clasificación de tipos de alteración. Los autores de mapeos y de estudios de alteración
generalmente han simplificado sus observaciones clasificando las rocas alteradas en grupos.
El método más simple es mediante la utilización del mineral más abundante y más obvio en
la roca alterada. De ahí derivan denominaciones como:
Denominación Presencia dominante de
Silicificación sílice o cuarzo
Sericitización sericita
Argilización minerales de arcilla
Cloritización clorita
Epidotización epidota
Actinolitización actinolita
Etc.
Aunque esta nomenclatura simple se emplea comúnmente, en realidad los minerales de
alteración no se presentan individualmente sino que forman ciertos grupos o asociaciones
de minerales de alteración.
Otra aproximación al problema de clasificar alteraciones hidrotermales es basarse en los
cambios químicos dominantes durante la alteración. Un ejemplo de esto son los términos:
metasomatismo de hidrógeno, metasomatismo portásico o metasomatísmo de flúor. Sin
embargo, esta clasificación no es muy práctica debido a que son varios los elementos que
son introducidos o removidos de las rocas en distintas proporciones, lo que complica este
tipo de clasificación en detalle.
Es más práctico clasifica las alteraciones hidrotermales por la asociación de minerales de
alteración presentes en las rocas. Una asociación de minerales de alteración refleja las
condiciones de temperatura, presión, composición química del fluido hidrotermal,
mineralogía de la roca original y el tiempo que tomó para lograr un equilibrio
termodinámico entre la roca y el fluido.
Se requiere una observación detallada de los minerales y sus texturas para identificar la
asociación de minerales correcta. Por otra parte, existe una variedad de términos para
designar tipos de alteración basados en este criterio que han usado diferentes autores. Ej.
alteración argílica intermedia y avanzada, propilítica, biotita-ortoclasa.
No siempre los términos para tipos de alteración han sido utilizados con un criterio
uniforme por distintos autores. Por ejemplo el término alteración fílica fue originalemente
propuesto por Burnham (1962) para incluir alteraciones que produzcan filisilicatos, tanto
alteraciones sericíticas, como biotíticas. Sin embargo, Lowell y Gilbert (1970) y otros
autores en adelante han usado el término alteración fílica a rocas con alteración serícítica o
cuarzo-sericítica.

Figura 1 (a-e). Asociaciones minerales de ocurrencia común en los principales tipos de
alteración en rocas alumino-silicatadas; el cuarzo usualmente está presente en todas
(basado en Meyer y Hemley, 1967). A altas temperaturas se presenta andalucita en
alteración argílica avanzada. Puntos entre sericita y clorita indican separación de tipos
(tomado de Rose y Burt, 1979).
Meyer y Hemley (1967) clasificaron la alteración hidrotermal en los tipos: propilítica,
argílica intermedia, argílica avanzada, sericítica y potásica (Fig. 1).
Propilítica: Presencia de epidota y/o clorita y ausencia de un apreciable metasomatismo
catiónico o lixiviación de alcalis o tierras alcalinas; H2O, CO2 y S pueden agregarse a la
roca y comúnmente se presentan también albita, calcita y pirita. Este tipo de alteración
representa un grado bajo de hidrólisis de los minerales de las rocas y por lo mismo su
posición en zonas alteradas tiende a ser marginal.
Argílica Intermedia: Importantes cantidades de caolinita, montmorillonita, smectita o
arcillas amorfas, principalmente reemplazando a plagioclasas; puede haber sericita
acompañando a las arcillas; el feldespato potásico de las rocas puede estar fresco o también

argilizado. Hay una significativa lixiviación de Ca, Na y Mg de las rocas. La alteración
argílica intermedia representa un grado más alto de hidrólisis relativo a la alteración
propilítica.
Sericítica o cuarzo-sericítica: Ambos feldespatos (plagioclasas y feldespato potásico)
transformados a sericita y cuarzo, con cantidades menores de caolinita. Normalmente los
minerales máficos también están completamente destruidos en este tipo de alteración.
Argílica avanzada: gran parte de los minerales de las rocas transformados a dickita,
caolinita, pirofilita, diásporo, alunita y cuarzo. Este tipo de alteración representa un
ataque hidrolítico extremo de las rocas en que incluso se rompen los fuertes enlaces del
aluminio en los silicatos originando sulfato de Al (alunita) y óxidos de Al (diásporo). En
casos extremos la roca puede ser transformada a una masa de sílice oquerosa residual
(“vuggy silica” en inglés).
Potásica: Alteración de plagioclasas y minerales máficos a feldespato potásico y/o biotita.
Esta alteración corresponde a un intercambio catiónico (cambio de base) con la adición de
K a las rocas. A diferencia de las anteriores este tipo de alteración no implica hidrólisis y
ocurre en condiciones de pH neutro o alcalino a altas temperaturas (principalmente en el
rango 350°-550°C. Por esta razón, frecuentemente se refiere a la alteración potásica como
tardimagmática y se presenta en la porción central o núcleo de zonas alteradas ligadas al
emplazamiento de plutones intrusivos.
Carten (1986) definó la alteración sódico-cálcica en las zonas de raíz del pórfido cuprífero
Yerrington (Nevada, USA), la que se caracteriza por una asociación de actinolita, albita-
oligoclasa-andesina, epidota, magnetita, clorita, cuarzo, escapolita. Esta alteración
ocurre en la porción profunda de pórfidos cupríferos y se desarrolla en forma simultánea
con la alteración potásica a niveles más altos. En muchos estudios los minerales que la
caracterizan la alteración sódico-cálcica se atribuían indistintamente a una alteración
propilítica “de alta temperatura” y/o a alteración potásica.
Además, existe la alteración tipo skarn, la cual corresponde a la transformación de rocas
carbonatadas (calizas, dolomitas) a minerales calcosilicatados en zonas adyacentes a
intrusivos. Se caracteriza por la presencia de granates (andradita y grosularita),
wollastonita, epidota, diópsido, idocrasa, clorita, actinolita. En los casos que los
carbonatos son magnésicos (dolomitas) la asociación incluye: forsterita, serpentina, talco,
tremolita, clorita. Skarn es un término de origen sueco para designar rocas calcáreas
metamorfizadas, pero su uso se ha generalizado para depósitos minerales relacionados a
fenómenos de metamorfismo de contacto y metasomatismo ligados a intrusiones que cortan
secuencias de rocas carbonatadas. Es un tipo especial de alteración en la que la litología
original es determinante en la asociación mineral resultante.
La alteración tipo greissen caracterizada por la asociación: muscovita, feldespato, cuarzo,
topacio y/o turmalina. Se asocia a facies neumatolíticas de rocas graníticas y ocurre a
temperaturas mayores de 250°C, generalmente en las porciones apicales o cúpulas de
batolitos graníticos, donde se atribuye a la acumulación de volátiles provenientes del

magma o por incorporación de fluidos provenientes de la deshidratación de las rocas
intuidas.
Figura 2. Asociaciones de minerales de alteración comunes en sistemas hidrotermales
(tomado de Corbett y Leach, 1998).

Corbett y Leach (1998) publicaron un diagrama de clasificación de tipo de alteración
hidrotermal en que se incluyen los principales tipos clásicos de tipos de alteración
ordenados en función del pH del fluido y de la temperatura (Fig. 2). Estos autores
separaron además grupos caracterizados por ciertos minerales a saber:
Grupo de la Sílice: estos son los únicos minerales estables en forma significativa en
fluidos de pH bajo (<pH 2; Stoffregen, 1987).
- Sílice opalina, cristobalita y tridimita ocurren en ambiente superficial de un sistema
hidrotermal. Típicamente a tº<100ºC.
- Cuarzo es el mineral principal a mayores temperaturas.
A pH más altos se forma sílice amorfa a tº<100ºC.
El cuarzo está siempre presente prácticamente a >100ºC, pero se puede formar sílice
amorfa de un fluido a 200ºC si este se enfría rápidamente.
- Calcedonia generalmente se forma en el rango 100º-200ºC
Grupo de la Alunita: Un fluido con un pH ligeramente superior a 2, forma alunita en un
amplio rango de tº (Stoffregen, 1987). Esta se presenta con andalusita a altas tº
(típicamente >350º-400º) y con corindón a temperaturas aún mayores (>400-450ºC).
Se han reconocido 4 ambientes de formación de alunita (Rye et al., 1993) en base a datos
isotópicos de S y O. Las condiciones de formación de la alunita también puede inferirse
por la forma cristalina, por el marco geológico y paragénesis mineralógica.
1.- Alunita calentada por vapor (“steam-heated”) se desarrolla en ambientes superficiales
por la oxidación de fluidos con gas H2S, el cual deriva de un sistema hidrotermal en
ebullición en profundidad. La alunita depositada de esta agua calentadas por vapor es
usualmente de grano muy fino en cristales pseudo-cúbicos. La alunita calentada por vapor
puede encontrarse hasta profundidades de 1 a 1.5 Km, en sistemas en los cuales aguas
sulfatadas ácidas descienden en un sistema hidrotermal que se desvanece.
2.- Alunita supergena se desarrolla a partir de la producción de ácido sulfúrico por
meteorización de sulfuros. Esta exhibe un hábito pseudo-acicular pobremente cristalino.
(generalmente se asocia a otros minerales supergenos como hematita y jarosita).
3.- Alunita magmática se deriva de fluidos de fuente dominantemente magmática y forma
cristales bien formados de grano grueso con forma tabular que rellenan fracturas, cementan
brechas y depósitos en huecos lixiviados como pseudomorfos de fenocristales o clastos
líticos. La alunita formada a mayor temperatura, donde puede estar entrecrecida con
muscovita cristalina y/o andalusita, puede estar presente como grandes cristales irregulares
que encierran poikilíticamente cuarzo y otras fases, o como cristales euhedrales pseudo-
rómbicos.

4.- Alunita de veta/brecha magmática: la alunita se presenta en vetas y brechas que se ha
inferido que se han depositado directamente de fluidos ricos en volátiles, los cuales
ascienden desde una masa fundida en cristalización. En este ambiente la alunita puede
estar presente como cristales prismáticos radiales.
Grupo del caolín: estos minerales derivan de la acción de fluidos de pH moderadamente
bajo (aprox. pH 4) y coexisten con alunita en un rango de pH transicional (pH 3-4). La
halloysita (arcilla del grupo del caolín) se presenta principalmente como producto de
alteración supergena, aunque hay evidencias que se forma en condiciones hidrotermales de
muy baja tº. En los sistemas geotermales filipinos se ha identificado una zonación de
caolín hidrotermal. La caolinita se forma a profundidades someras en condiciones de baja
tº (<150-200ºC), y pirofilita se forma a profundidades mayores y a mayor temperatura. En
un rango intermedio entre ambos se forma dickita.
Localmente se encuentra diásporo con alunita y/o minerales del grupo del caolín,
comúnmente en zonas de intensa silicificación, donde este se forma a expensas de pirofilita
por la reacción:
Cuarzo + diásporo ←→ pirofilita (Hemley et al., 1980)
Grupo de la Illita: En fluidos con un pH 4-6 dominan los minerales del grupo de la illita y
coexisten con el grupo del caolín en pH del fluido 4-5, dependiendo de la temperatura y
salinidad del fluido. Las relaciones profundidad/tº del grupo de la illita están bien
documentadas tanto de cuencas sedimentarias como de campos geotermales activos. A
baja tº se presenta smectita (<100-150º), illita-smectita interlaminada a alrededor de 100-
200ºC, illita a aprox. 200-250ºC, y muscovita >250ºC. La sericita es una muscovita de
grano fino que puede contener alguna illita y es transicional entre la illita y muscovita bien
cristalizada.
El contenido de smectita dentro de las arcillas interlaminadas de illita-smectita decrece
progresivamente al aumentar la temperatura sobre el rango 100-200ºC. La cristalinidad de
la illita y sericita aumentan con el aumento de la tº y pueden monitorearse con análisis de
XRD. Los cambios de cristalinidad de la muscovita también pueden ser monitoreados con
XRD; al aumentar la tº hay un cambio progresivo desde una mica 1M desordenada a una
muscovita bien cristalizada 2M. En algunos sistemas se presenta paragonita (cuando la
plagioclasa es albita). La mica de vanadio roscoelita y la mica de cromo fuchsita se
presentan cuando los fluidos han migrado a través de rocas máficas.
Grupo de la Clorita: en condiciones levemente ácidas a neutras de pH los minerales
clorita-carbonatos son dominantes, coexistiendo con el grupo de la illita en ambientes cuyo
pH es 5-6. Clorita-illita interlaminada ocurre a baja tº gradando a clorita a mayor tº.
Grupo de los Calco-silicatos: estos minerales se forman en condiciones de pH neutro a
levemente alcalino. En condiciones frías se forma zeolitas-clorita-carbonato y epidota
seguida de anfíbolas secundarias (princ. Actinolita) se desarrollan progresivamente a
mayores temperaturas. Las zeolitas son particularmente sensitivas a la tº. Zeolitas
hidratadas (natrolita, chabazita, mesolita, mordenita, stilbita, heulandita) predominan en

condiciones frías (150-200ºC), mientras que las menos hidratadas como la laumontita (150-
200ºC) y wairakita (200-300ºC) se presentan progresivamente en niveles más profundos y
calientes del sistema hidrotermal. En algunos sistemas se encuentra prehnita y/o pumpellita
a temperaturas de 250-300ºC, asociadas a veces con epidota.
La epidota se presenta como granos incipientes pobremente cristalinos alrededor de 180-
200ºC y como fases bien cristalizadas a temperaturas mayores (>220-250ºC). La actinolita
es estable en sistemas hidrotermales a temperaturas >280-300ºC.
Los carbonatos se encuentran en un amplio rango de pH y de temperatura y se asocian con
caolín, illita, clorita, y fases calco-silicatadas. Una zonación de minerales carbonatados que
se correlaciona con el aumento de pH se encuentra en muchos sistemas hidrotermales.
Carbonatos de Fe-Mn (siderita, rodocrosita) coexisten con caolín y arcillas del grupo de la
illita, mientras que carbonatos de Ca-Mn-Mg-Fe mezclados (rodocrosita- ankerita-
kutnahorita-dolomita) coexisten con arcillas del grupo de la illita y cloríticas, y los
carbonatos de Ca-Mg (calcita-dolomita) coexisten con clorita-minerales calco-silicatados.
Esta zonación se interpreta como el reflejo de la decreciente movilidad del Fe, Mn y Mg al
aumentar progresivamente el pH del fluido. Los carbonatos se presentan típicamente en
todos los niveles de sistemas hidrotermales, desde la superficie hasta ambientes de tipo
pórfido o skarn.
Los feldespatos están asociados tanto con clorita como con minerales calco-silicatados.
Los feldespatos secundarios son generalmente estables en condiciones de pH neutro o
alcalino. La albita se presenta cuando los fluidos tienen una alta razón aNa+/aK+ y
feldespato potásico a bajas razones aNa+/aK+. Adularia se presenta como especie de
feldespato secundario de baja tº en sistemas epitermales, mientras la ortoclasa en alta tº
dentro de ambiente de tipo pórfido (>350 a 550ºC). La adularia se presenta en condiciones
permeables de alto flujo de fluido y la albita bajo permeabilidad baja.
Los sulfatos se encuentran en amplios rangos de tº y regímenes de pH en sistemas
hidrotermales. Mientras la alunita (sulfato de aluminio) se forma en condiciones de bajo
pH (<3-4), la anhidrita (sulfato de calcio) se forma a pH más alto y tº >100-150ºC, y el yeso
en ambientes más fríos. La jarosita es común como mineral supergeno, pero también se
presenta en ambientes ácidos someros en sistemas geotérmicos activos.
Existen, además, varias fases minerales conteniendo elementos halógenos (Ej. Boro en
turmalina y flúor, cloro y fósforo en apatitas), los cuales indican que los fluidos tuvieron
una importante componente volátil magmática. Estos minerales comúnmente se asocian
con sericita/mica formada a alta temperatura y bajo moderadamente bajo pH.
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