CAPÍTULO 1

YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN.

1. Materiales de los Yacimientos Metalíferos. Los yacimientos metalíferos son concentraciones de

metales, que primitivamente estaban dispersos, los minerales generalmente unidos químicamente a

otros formando las menas minerales éstas a su vez están asociados a minerales no metálicos,

denominada ganga o materia rocosa.

1.1. Menas minerales. Es una concentración de uno o más elementos químicamente

unidos, y asociados con minerales de ganga principalmente, cuarzo o calcita y material rocoso. Las

características que debe tener una mena:

a. El mineral o minerales que constituyan un yacimiento puedan ser explotables se puedan

obtener uno o más metales, las menas se encuentran en forma de mineral nativo como: (oro, plata,

y platino), éstos a su vez se encuentran en combinación con metales (azufre, arsénico, oxigeno y

silicio.

Más adelante veremos con detenimiento los diversos factores que hacen posible que un

yacimiento pueda considerarse de rendimiento económico.

Es necesario considerar la ley de los mismos.

1.2. Clasificación de las menas. Por su origen pueden ser singenéticas formados

originalmente a partir del magma o roca eruptiva.

Por su origen pueden ser primarias, hipogénicas y secundarias supergénicas.

Las hipogénicas son aquellas que fueron depositadas durante el periodo o periodos de

metalización, por soluciones hidrotermales ascendentes. Las segundas son el resultado de la

alteración de las mismas como resultado de la lixiviación u otros procesos superficiales, la acción

de las aguas superficiales descendentes. (Ver Tabla 1)

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Tabla 1. Lista de las menas minerales corrientes

1.3. Minerales de Ganga. Los minerales de ganga son materias asociadas a un

depósito, la ganga contiene un solo mineral como la pirita este material es desechable, pero en

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todo caso esto no se puede tomar como una regla ya que tenemos una infinidad de producto de

ganga que pueden ser de rendimiento económico. Las calizas, piritas, cuarzo etc.

Algunas gangas pueden tener presencia de pequeñas cantidades de bismuto, cadmio arsénico,

este último elemento es muy importante porque se pueden perder yacimientos de cobre, oro, plata,

plomo, zinc. (ver Tabla 2).

Tabla 2. Lista de minerales de ganga comunes

1.4. Metales Asociados a las menas. Las menas pueden producir un solo metal o

compuestas por un solo metal; puede ser el fierro, aluminio, cromo, estaño, mercurio manganeso,

wolframio y algunos minerales de cobre.

a) Menas Compuestas. Normalmente están asociadas a uno o varios

elementos oro, plata, cobre plomo, zinc, níquel, cobalto, antimonio y manganeso. Las menas

compuestas pueden ser plomo-cobre-plata y oro, plata-plomo-zinc- cobre y oro, hierro-

manganeso, hierro-titanio, níquel-cobre.3

b) Contenido de las Menas. Contenido de las menas se llama tenor, casi ésta

no se usa, en el ámbito minero normalmente usamos tanto por ciento o bien en el caso de los

minerales preciosos onzas y en gramos por tonelada, es importante tener en cuenta los costos de

los minerales en el ámbito internacional estos pueden ser consultados en diferentes medios de

comunicación Materiales de Yacimientos no Metálicos.

Los minerales pueden ser líquidos sólidos y gases, el nombre de mena para estos

productos no se aplica y se les designa con el nombre, por ejemplo mica, asbesto, petróleo etc. El

nombre de ganga tampoco se usa para estos elementos simplemente se les denomina desechos.

En el mercado se cotizan a precios bajos, exceptuando aquellos como las piedras preciosas,

asbestos, grafito, espato flúor, pegmatitas, baritina, azufre etc. los minerales no metálicos son los

más abundantes en la corteza terrestre éstos tienen gran aceptación en la industria, podemos

mencionar los pétreos, arcillas yeso, calizas, micas, caolines.

Los minerales no metálicos son una basta gama de substancias y no están asociados

en grupos, como en los metales principalmente en las menas, pero como todo siempre hay algunas

asociaciones, como el petróleo y gas; potasa, sal, yeso; feldespato, mica, esteatita y talco.

c) Determinación de los materiales. Los materiales que integran los

yacimientos minerales pueden determinarse visualmente en su mayoría. Sin embargo, para

proceder a una determinación más exacta se necesitan métodos precisos, como ensayos, análisis

químicos, examen microscópico, análisis por rayos X y espectroscopio, análisis térmicos o

pruebas físicas.

d) Formación de los minerales. En la formación de los minerales es necesario

tomar en cuenta la temperatura y presión ya que la presencia de ciertos minerales puede

proporcionar información de la temperatura y presión.

e) Temperatura y presión. La formación de un mineral indica generalmente un

cambio desde un estado disperso a un estado sólido. Como la mayor parte de los minerales han

sido precipitados de soluciones liquidas o gaseosas, la temperatura y presión desempeñan papeles

de importancia.

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Un descenso de temperatura provoca la precipitación a partir de soluciones acuosas

del magma.

Las sales más solubles tenderán a permanecer más tiempo en solución y se

precipitarán más tarde que las menos solubles, con lo cual se explica la secuencia de minerales en

los depósitos, así como la zonación de los minerales. Los minerales precipitados pueden volver a

ser disueltos y luego precipitados de nuevo.

Las leyes de Van’t Hoff, demuestran cuando la precipitación se produce, a partir de

soluciones pueden producir varias reacciones sobre todas aquellas que van acompañadas por el

desprendimiento de mayor calor.

La solución es generalmente endotérmica (consume calor) y la precipitación es

exotérmica produce calor.

Un aumento de presión favorece a la solución y una disminución de la presión, (se

produce al descender las soluciones al interior de la tierra y provoca la precipitación).

Los gases en solución son muy sensibles a los cambios de presión. Por ejemplo el

anhídrido carbónico retenido en el agua favorece a la solubilidad del carbonato de calcio, su

liberación por una disminución de la presión, causa la precipitación del carbonato de calcio.

La cristalización de un material a partir de un gas se puede formar solo con la

disminución de la presión.

f) Cristalización a partir de magmas. Cuando un magma se enfría y un

mineral dado rebasa el punto de saturación de la solución, dicho mineral cristaliza con tal

temperatura a la presión existente e inferior al punto de fusión del mineral, a partir de ciertos

magmas se han formado por cristalización minerales de importancia económica como, apatito,

magnetita o cromita.

g) Sublimación. El calor de la actividad ígnea puede provocar la volatilización

de ciertas sustancias, ulteriormente se deposita en forma de sublimados alrededor de boquetes

volcánicos, fumarolas, o intrusiones de escasa profundidad. También puede producirse reacciones

entre gases por ejemplo, el azufre es un sublimado muy frecuente.

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h) Destilación. El petróleo y el gas natural se formaron por destilación lenta de

materia orgánica depositada en sedimentos marinos.

i) Evaporación y súper saturación. Las sales en solución se precipitan

cuando la evaporación del solvente produce la súper saturación, en la formación de los depósitos

de sal por evaporación del agua de mar, en las minas por evaporación de florescencias de sulfatos

de cobre, hierro, zinc, magnesio, calcio y otras sales.

j) Reacción de gases con otros gases, líquidos o sólidos. La actividad ígnea

va acompañada de la liberación de grandes masas gaseosas que contienen muchos elementos y

compuestos hallados en los depósitos minerales, se han encontrado grandes cantidades de

magnetita, así como sulfuros, metálicos, bóricos, fluoruros, boratos, azufre, molibdenita, como

ejemplo, tenemos que a altas temperaturas se puede formar azufre nativo y hematita.

Los gases también reaccionan con los líquidos y forman minerales a temperaturas

elevadas, un ejemplo es la precipitación del sulfuro de cobre a partir de aguas minerales de sulfato

cúprico por el sulfuro de hidrógeno, los más importantes son las reacciones entre las emanaciones

gaseosas y los sólidos producen minerales de alta temperatura, como la asociación de silicatos

raros.

k) Reacción de los líquidos con líquidos y sólidos. El gran volumen de

fluidos magmáticos eliminados durante la consolidación de rocas intrusivas disuelve grandes

cantidades de materia minera, son soluciones líquidas en su ascensión pueden reunirse con aguas

superficiales de composición diferente, así como con rocas de reactividad variante o mezclarse con

otras soluciones magmáticas.

Las reacciones entre soluciones y sólidas son probablemente los procesos naturales

más importantes en la formación de los minerales hipogénicos y supergénicos. Las aguas están

continuamente en contacto con rocas y minerales, produciendo reacciones químicas y se precipitan

en minerales de mena y de ganga. Interviniendo varios procesos: metasomatismo o sustitución,

solubilidad relativa, reducción u oxidación, disposición directa, acción catalítica, absorción cambios

de fase, complejos químicos etc.

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1.5. Metasomatismo o reemplazamiento metasomático. Es un proceso de solución

o deposición capilar por lo cual los materiales nuevos sustituyen a los minerales o rocas

preexistentes. Un mineral puede sustituir a otro y conservar su forma y tamaño exactos

(seudomorfo)

1.5.1. El Reemplazamiento. Es el proceso de mayor importancia en la formación de los

minerales epigenéticos y en los depósitos minerales, o de los que se formaron posteriormente a las

rocas que los encierran.

1.5.2. La Solubilidad Relativa. De una sustancia sólida o en solución determina la

precipitación de muchos minerales a partir de la solución. Por ejemplo si una solución de sulfato de

cobre entra en contacto con blenda que es más soluble, el sulfuro de cobre se depositara a

expensas de la blenda la cual pasara entonces a la solución.

1.5.3. La Reducción y Oxidación. El papel que juega en la precipitación cuando una

solución reacciona con un sólido. La materia orgánica o la pirita reducen el oro de las soluciones

auríferas, y la materia orgánica reduce al carbonato ferroso (siderita) de las soluciones férricas. Las

soluciones cupríferas pueden ser oxidadas por el hierro férrico, dando lugar a la deposición del

cobre nativo y a la conocida oxidación de la pirita da limonita.

a) La Acción Catalítica. Son sustancias que producen precipitaciones de las soluciones sin

que ellas entren en dicha solución, es otra causa de la deposición de minerales.

b) La Absorción. Es la incorporación de una sustancia a la superficie de otra, por ejemplo el

caolín absorbe cobre para formar la crisocola, el gel de sílice absorbe óxido férrico, el cambio

implica reacciones químicas entre las substancias.

El cambio de base ocurre entre sólidos y líquidos del mismo se cambian cationes,

produciendo una modificación en las características de ambos.

c) Procesos de Meteorización. La meteorización es mucho más importante de

lo que se cree generalmente, para la formación de minerales de importancia económica. Es una

complicada operación que implica varios procesos distintos: desintegración, oxidación, hidratación,

reacción de soluciones de gases y con otras soluciones, gases y sólidos y evaporación.

La meteorización se subdivide en mecánica y química.

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1) La Acción Mecánica. Tiene importancia en los valiosos depósitos

superficiales, no crea minerales útiles, simplemente libera y concentra los ya formados.

2) La Acción química. Reduce el volumen de los minerales, creando mayor

superficie disponible para el ataque, la meteorización química y crea minerales útiles.

1.6. Yacimientos preexistentes de minerales de importancia económica. Producen

nuevos minerales, estos cambios son producidos por la acción de las aguas superficiales y del

agua atmosférica, oxigeno y anhídrido carbónico. Ciertos minerales quedan alterados in situ: otros

son disueltos, arrastrados y precipitados en forma de minerales nuevos, los sulfuros más comunes

son atacados en la zona de oxidación se convierten en limonita, metales nativos, óxidos,

carbonatos, Silicatos, sulfatos y cloruros. Debajo de la zona de meteorización se precipitan sulfuros

supergénicos, como la calcosita, covelita, argentita y otros.

1.7. Masas marginales y submarginales. Son minerales diseminados de bajo grado,

como la pirita y calcopirita se convierten en depósitos comerciales, muchos depósitos en el mundo

se han formado, de esta manera.

a) Minerales de ganga. Como la siderita y rodocrosita, los carbonatos de manganeso hierro, el

feldespato se convierten por meteorización en óxidos utilizables de manganeso, hierro en arcillas

para porcelana.

b) Rocas. Se transforman por meteorización en minerales de nueva formación y forman valiosos

depósitos de minerales. Las ígneas feldespáticas y las pizarras producen depósitos de bauxita que

es la mena de aluminio.

1.8. Metamorfismo. Los agentes de metamorfismo son: la presión el calor el agua,

actúan sobre las rocas y los minerales dando origen, por recombinación y recristalización de los

ingredientes a nuevos minerales, que son estables en las nuevas condiciones impuestas algunos

de ellos de valor económico, el granate, grafito, silimanita son creados por metamorfismo.

1.9. Termómetros Geológicos. Los minerales que proporcionan datos sobre la

temperatura de su formación y de los depósitos que los encierran se denominan termómetros

geológicos, mediante repetidas observaciones de la asociación de ciertos minerales con otros

diagnosticados previamente han servido para determinar la termometría geológica.

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1.10. Mediciones directas. La medición de las temperaturas de las lavas, fumarolas,

manantiales calientes proporcionan la temperatura máxima de formación para minerales

contenidos en los mismos, se han llegado a registrar temperaturas de 1,185°C, para lava básica,

en general los minerales primarios de las rocas más básicas según Bowen se forman por encima

de los 870°C, disminuyendo a medida que aumenta la sílice

La temperatura de las fuentes termales se extiende por debajo del punto ebullición del

agua, se pueden asignar temperaturas máximas de formación al ópalo, yeso, cinabrio, estibinita y

otros muchos que se han observado en depósitos hidrotermales.

1.11. Punto de fusión. Los puntos de fusión de los minerales indican temperaturas

máximas de cristalización, o límites superiores de temperatura de formación. La presencia de otras

sustancias hace descender generalmente el punto de fusión.

1.12. Disociación. Los minerales que pierden constituyentes volátiles a ciertas

temperaturas pueden servir también de termómetros geológicos, sin embargo, la temperatura de

disociación aumenta con la presión, por ejemplo las zeolitas indican bajas temperaturas de

formación porque cuando se calientan pierden su contenido de agua siempre que la presión no sea

muy elevada.

1.13. Punto de inversión. Los indicadores más útiles de la temperatura son los puntos

de inversión, por lo que están poco afectados por la presión y los cambios reconocen fácilmente en

su mayoría. Se conocen muchos puntos de inversión a las temperaturas reinantes en la formación

de la mayor pare de depósitos minerales. La sílice es la que se usa con mayores frecuencias y se

encuentra de un modo general, y presenta 4 modificaciones cristalinas estables, cuyas zonas de

estabilidad son conocidas. La tridimita y la cristóbalita, el cuarzo, se forman a 870°C, a 573°C, el

cuarzo se transforma o retrocede a cuarzo bajo o (y viceversa) con una simetría diferente

reconocible.

1.14. Desmezcla. Los minerales que forman soluciones sólidas naturales y se separan

de sus mezclas a determinadas temperaturas inferiores dando ínter formaciones minerales

distintas, sirven de termómetros geológicos, pues indican una temperatura de formación por

encima de la cual tiene lugar la mezcla por ejemplo Schwartz, demostró que la calcopirita y la

bornita se separan de sus mezclas a 475°C, etc.

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1.15. Recristalización. Este cambio es algo parecido a la inversión y desmezcla, pero

se aplica de un modo específico a los metales nativos. Carpetear y Fisher, descubrieron que el

cobre nativo experimenta una acusada recristalización a unos 450°C.

1.16. Inclusiones líquidas. Hace mucho tiempo que Sorby demostró que las

inclusiones liquidas en cavidades de los cristales, indican la temperatura aproximada de formación

de los cristales mediante el volumen de la contracción del líquido, suponiendo que éste llenaba

originalmente la cavidad.

1.17. Cambios de propiedades físicas. Algunos minerales experimentan a ciertas

temperaturas, visibles cambios en algunas propiedades físicas. Los halos pleocroicos de la mica

quedan destruidas a 480°C, el cuarzo ahumado y la amatista pierden color entre 240°C, y 260°C, y

al rededor de 175°C, desaparece el color de la fluorita.

1.18. Paragénesis. La repetida asociación de ciertos minerales en depósitos que

contienen uno o más termómetros geológicos es posible clasificarlos, como minerales de alta

media y baja temperatura.

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A continuación se mencionan algunos Minerales de alta, media y baja temperatura.

ALTA MEDIA

BAJA

Magnetita Calcopirita Estibnita Plata rojaEspecularita Arsenopirita Rejalgar

MarcasitaPirrotina Galena

Cinabrio AdulariaTurmalina Blenda Telúricos

CalcedoniaCasiterita Tetraedrita

Selénidos RodocrositaGrana Argentita SideritaPiroxenoAnfíbol – Topacio

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Tablas 3. Muestra las temperaturas de los minerales de los yacimientos minerales

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MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES

Temperatura Mineral Naturaleza Observaciones Autoridad

1890 Olivino (fosterita) Punto de fusión Larsen

1713 Cristobalita Punto de fusión Bowen

1550 Anortita Punto de fusión Larsen

1470 Tridimita a cristobalita Bowen

1391 Diópcido Punto de fusión Bowen

1248 Nefelina a carnegita Shepherd

1185 Lava basáltica Medida Bowen

11-57-1187 Pirrotina Punto de fusión Bowen

1150 Ortoclasa irregularmente da leucita Bowen

1125 Wollastonita (ssolución1300° Osborn

1120 Funde la galena Punto de fusión

1120 Funde la albita Punto de fusión

1045 PbS-ZnS eutérico funde Punto de fusión PbS = 94% Ramdohr

1020 Blenda wurtzita Si 17% Fe T es 880°C Merwin

1000 Silimanita, cianita, andalucita De mullita Posnjak

955-1140 Piroxeno ortorrómbico Límite superior Bowen

990 Egirina Funde Irregularmente Bowen

900 Tremolita Disociación Da diópcido Posnjak

900 Calcita disocia a 1 atm. 40 atm.=1100° Smith

870 Cuarzo superior a tridimita Lento

842 Argentita Punto de fusión Edwars

830-900 Cobaltina invierte

800 Granatepierden birrefringencia Lindgren

800 Magnetita-ilmenita no mezclan Ramdohr

600-700 Carbono obtenido de caliza 800° a 40° Lindgren

700 Magnetita-ilmenita no mezclan Desmezcla

Dudoso demasiado

elevado Ramdohr

685 Pirita a pirrotina-azufre Disociación Bowen

675 Oligisto-ilmenita no mezclan Desmezcla elevado Ramdohr

630 Galena-argentita eutérica Punto de fusión Bowen

609 Jamesonita funde Punto de fusión Incongruentemente Klooster

605 Expulsión del color de la Caliza Inversión Erdmann.

603 Leucita a leucita Desmezcla Schairer

600 Calcopirita-pirrotita sublima Schwart

580 Cinabrio sublima Edwars

573 Cuarzo bajo a cuarzo alto Punto de inversión Enantiotrópico Larsen

550 Blenda y calcopirita no mezclan Desmezcla? Borchert

550 Maghemita-oligisto Ramdohr

546 Estibinita funde Jerger

530 Brucita Estable hasta Gilligham

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MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES

Temperatur

a Mineral Naturaleza Observaciones Autoridad

500 Estannita-calcopirita desmezcla Ahlfield

500 Calcopirita-tetraedrita desmezcla Edwars

500 Blenda en calcopirita desmezcla Borchert

500 Calcopirita Ramdohr

485 Plagionita-estibinita Punto de fusión Bowen

483 Pirargirita Punto de fusión Edwars

481 Mica-halos pleocroicos Science,

475 Bornita-calcopirita no mz Desmezcla Formado encima 475°

473 Pirargirita-proustita Punto de fusión Bastin

472 Calaverita funde Punto de fusión Pelabon

210-465 Wollastonita Recombinación Indefinida Morey

450 Cubanita-petlandita desmezcla Gillingham

450-425 Pirrotina-petlandita desmezcla Schwartz

450 Calcopirita-cubanita Inversión Newhose

450 Marcasita a pirita Inversión Monotrópico Allen

450-300 Pirr.cpSol.a calcopirita Inversión borchert

400 Cobre nativo recr. Reclistalización Carpenter

400 Microclina desmezcla E.Spencer

400 Adularia Temp.máx.de form. E.Spencer

400 Metacinabrio a cinabrio Inversión Ramdohr

400-500 Formación de silicatos Ca Lindgren

400-500 Cloruro de sodio, solubilidad Inclusiones fluidas Lindgren

360 Oro Recristalización Edwars

350-550 Pirrotina-calcopirita desmezcla borchert

350-400 siderita de oligisto disociación No demostrado Scheneider

300 Cuarzo-ahumado: desaparece el color Lindgren

300 Calcosita-estromeyerita desmezcla Schwartz

275-350 Plata-discrasita desmezcla Carpenter

275 Bornita -tetraedrita desmezcla Edwars

271 Bismuto funde (Cu,Ag) Punto de fusión (289°-Ramdohr) Johnson

268 Carnalita: inversión Punto de inversión Ramdohr

265 Boracita, ortorrómbica Punto de Pronto Mugge

262 Ag-Bi eutérico Punto de fusión Bowen

255-235 Calcopirita a pirrotina No mezclan? Borchert

262 Ag-Bi eutérico Punto de fusión Bowen

255-235 Calcopirita a pirrotina No mezclan? Borchert

Tablas 3. Muestra las temperaturas de los minerales de los yacimientos

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MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES

Temperatur

a Mineral Naturaleza

Observacione

s Autoridad

250

240-260 Cuarzo ahumado, calcopirita Pierden color Holden

235 Pirrotina No mezclan Ramdohr

215 Ilmenita No mezclan Kooenigdsb

210-230 Galena Desmezcla Ramdohr

210 Matildita Inversión Ramdohr

200-250 Alemonita No mezcla Ramdohr

200 Plata recristalizada Recristalización Carpenter

184 Calaverita Borchert

179 Acantita-Argentita. Inversión

Schneiderrh

o

175 Flourita, desaparece el color Lingren

175-225 Bornita -calcosina No mezcla lento Schwrtz

168 Carnalita Funde segualmente Van’t

150 TeAg2 Ramdohr

149 Hessita Punto de Inversión

144-139 Pirrotina Punto de inversión Roberts

135 Blenda Vacuolas Newhose

135 S2A2 Ramdorhr

130 Goetita inestable Psnjak

100 Zeolitas punto máximo Formación Baja preción

100 Adularia Limite inferior

93-105 Calcosina Punto de inversión Zies

75 Punto de inversión Ramdohr

70 Punto de inversión Edwaes

43 Punto de inversión Monotropico Bäckstró

CAPÍTULO 2

2. MAGMAS, ROCAS y YACIMIENTOS MINERALES.

La cristalización de los magmas da origen a una gran variedad de minerales, que se asocian para

dar origen a las diversas rocas ígneas, que a su vez pueden contener una cierta variedad de concentraciones de

determinados minerales de interés económico. Esta variedad está en relación con la variedad de procesos

implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su formación en niveles más o menos profundos del

planeta hasta su cristalización en proximidad de la superficie.

Un placer de oro se pudo haber producido por un retoño magmático, que sufrió primero una desintegración y

posteriormente fue concentrado por aguas en movimiento hasta formar un yacimiento explotable. Se han tenido

asociaciones muy generalizadas de minerales con cierta clase de rocas ígneas, por ejemplo cromita con

peridotita, o estaño con granito.

2.1. Magmas. Los magmas son masas de materia en fusión dentro de la corteza terrestre, a partir de las

cuales se cristalizan las rocas ígneas. Sin embargo su composición no es la misma que de las rocas a que dan

origen, porque los magmas contienen agua, e importantes cantidades de substancias volátiles que escapan

antes de producirse la consolidación completa, con soluciones a alta temperaturas de silicatos, sílice, óxidos

metálicos y algunas sustancias disueltas. Obedecen a las leyes de las soluciones químicas. Según Larsen, su

temperatura oscila entre 600°C para los magmas de riolita y 1250°C, para los magmas basálticos.

Los volátiles consisten principalmente: en agua, anhídrido carbónico, azufre, cloro, flúor y boro cuando

disminuye la viscosidad, hacen descender el punto de fusión, se reúnen y transportan y determinan la formación

de yacimientos minerales.

Los magmas son fenómenos que ocurren dentro de la corteza terrestre, en forma de depósitos o bolsas de

magmas que son empujados hacia arriba luego se consolidan. La fusión es local debajo de la corteza sólida no

queda ninguna capa continua en fusión, la temperatura de las rocas es debido al calor interno de la tierra, es

superior al punto de fusión de las mismas pero la enorme presión determinada por la carga de las rocas que

están encima e impide tal fusión. Sin embargo si disminuye la presión por alabeo, fallas o eliminación de la carga

superior por la erosión produciría la fusión y el resultado sería la formación de magma.

El magma líquido, lo mismo que todo líquido a presión tiende a desplazarse hacia el punto donde es menor

la presión, en su desplazamiento hacia arriba el magma puede remover bloques del techo rocoso, que caen en 16

el líquido, dando origen a los enclaves, puede empujar a un lado rocas débiles o deslizarse entre fracturas a lo

largo de planos de estratificación, formando lacolitos, diques o puede ser expulsado a la superficie dando origen

a erupciones volcánicas o puede solidificarse en las profundidad formando grandes intrusiones como masas o

batolitos.

2.2. Cristalización. La cristalización de los minerales no está determinada por sus temperaturas de fusión,

ningún mineral puede cristalizar por encima de su punto de fusión. Por consiguiente un magma puede

permanecer fluido a una temperatura inferior al punto de fusión de todos sus componentes.

2.3. Orden de Cristalización. Las sustancias más insolubles cristalizan primero y generalmente son los

minerales accesorios tales como apatito, circón, titanita, rutilo, ilmenita, magnetita y cromita. En general, el orden

de cristalizaciones de basicidad decreciente. EL olivino, piroxeno rómbico (de Mg). Seguidos por los

clinopiroxenos, plagioclasa básica, horblenda, plagioclasa media, plagioclasa ácida, ortoclasa, mica y cuarzo.

Como se muestra en la orden de cristalización de Bowen.

Olivino

Plagioclasa cálcica

Piroxenos de Mg.

Piroxenos de Mg-Ca Plagioclasa calcoalcalina

Anfiboles Plagioclasa alcalina

Biotita

Feldespato potásico

Moscovita

Cuarzo

Serie de reacción de Bowen en las rocas subalcalinas

Las substancias volátiles o mineralizadoras como flúor, boro, y el cloro conjuntamente con el estaño se

encuentran en los líquidos madres de los magmas silícicos restantes, pueden ramificarse y llegar a formar

diques ricos en minerales.

Fenómenos magmáticos y tipos de rocas que se forman

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En la figura 1. Se presentan diferentes de procesos magmáticos: la fusión parcial de la corteza (llamada anatexia), el ascenso de los magmas (en verde, de origen mantèlico; en rojo, de origen cortical), y su consolidación como rocas plutònicas (plutones), subvolcànicas (diferenciando la s morfologìas de lopolitos, alcoholitos, sills y diques). También se presenta esquemática esquemáticamente la actividad volcánica, que genera lavas, piroclastos, y rocas con una cierta componente sedimentaría (epiclastitas).

2.4. Diferenciación. Es inconcebible que magmas originalmente diferentes hayan pasado por único

conducto, lo cual hace llegar a la conclusión de que unos magmas originariamente homogéneos se dividieron en

fracciones diferenciales a este proceso se le llama diferenciación magmática. Durante el proceso de la

diferenciación, ciertas substancias metálicas como óxidos de hierro pueden reunirse en fracciones en que estas

concentraciones y se consoliden formando parte de la intrusión o bien masas inyectadas separadamente y

formar depósitos en minerales magmáticos.

2.5. Diferenciación por cristalización. Se ha demostrado que cuando un magma se empieza cristalizar y

tienden a formarse, primeramente ciertos cristales de este modo la porción líquida del magma quedó

empobrecida de los constituyentes que integran dichos primeros cristales, los cristales formados en primer lugar

son principalmente minerales pesados como la magnetita y el olivino, estos caen al fondo del líquido no tan

denso como ellos, a medida que avanza la cristalización, los cristales formados primeramente se solidifican

gradualmente y en cima de los mismos queda un líquido de diferente composición esto se le llama magma

residual.

Si los minerales formados primeramente fueran más ligeros que el líquido restante como en el caso de

ciertos magmas básicos, subirían a la superficie y se produciría una separación parecida.

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2.6. Inmiscibilidad. Se entiende por inmiscibilidad la imposibilidad de que se produzca mezcla, como entre

el agua y el aceite. Vogt, explica el origen de ciertos depósitos de sulfuros, considerando que los sulfuros

disueltos con el descenso de temperatura se separan en forma de gotitas inmiscibles que se depositan como

fracción fundida.

2.7. Rocas ígneas. Como resultado de la cristalización y diferenciación se forman asociaciones de minerales

que producen varias clases de rocas ígneas. La textura de las rocas está determinada principalmente por el

ritmo de enfriamiento, y también por una gran cantidad de mineralizados presentes durante la consolidación, un

enfriamiento lento nos da una textura granada, si el enfriamiento es rápido los cristales son pequeños y la

textura es afanítica y si es muy rápido no se produce cristalización alguna y se forma el vidrio, como en caso de

algunas lavas. La cristalización interrumpida puede dar una textura porfídica consistente en cristales grandes

(fenocristales) en una matriz de grano más fino. Esta textura fue producida por una cristalización inicial de

minerales de forma anterior, seguida por un desplazamiento del magma hacia otro lugar, donde el líquido

remanente experimentó cristalización completa.

Así resultan variedades diferentes de rocas ígneas a partir de diferencias tanto en composición como de

textura.

2.8. Pegmatitas. Al proseguir la cristalización del último líquido residual de un granito principalmente de

silicatos de bajo punto de fusión y considerable cantidad de agua, junto con otros componentes de bajo punto de

fusión y volátiles y relativa concentración de muchas de las substancias que integran los depósitos minerales de

origen ígneo. Además del agua las substancias volátiles están constituidas por componentes de boro, flúor,

cloro, azufre, fósforo y otros elementos más raros. Todos ellos ayudan a la cristalización reduciendo la

viscosidad del magma y disminuyendo el punto de congelación de los minerales.

19

Figura 2. Se muestran algunos tipos de rocas ígneas

Es una transición entre una fase ígnea y una fase hidrotermal, con más inclinación, la ígnea se le denomina

fase pegmatítica. Las avenidas del líquido primitivo dan simples diques pegmatíticos que son variedades de

rocas ígneas y otros elementos, algunos minerales de los depósitos de menas, se caracterizan por contener

drusas y contener compuestos de tungsteno, estaño, uranio, titanio, berilo, fósforo, cloro, fluor y otros elementos.

2.9. Emanaciones gaseosas y líquidos. Tener ha demostrado que un magma tiende a dividirse en:

1. Líquidos sulfurosos inamisibles que cristalizan y forman yacimientos de sulfuro magmático.

2. Cristales de silicatos y óxidos que forman rocas ígneas de yacimientos de mineral.

3. Emanaciones gaseosas que escapan.

4. Líquidos residuales.

Los dos últimos son de especial interés para los geólogos desde el punto de vista económico, son colectores

y transportadores de la mayoría de los constituyentes de los depósitos minerales mezclados con aguas

meteóricas, constituyen las soluciones mineralizadoras o soluciones hidrotermales a que se deben su formación

la mayoría de los depósitos minerales metálicos.

20

2.10. Los residuales. Se conoce que la mayoría de los depósitos minerales de origen ígneo son resultantes

de aguas termales de derivación magmática. Las soluciones hidrotermales se consideran originarias, directa o

indirectamente, del magma consecuencia de la cristalización y la diferenciación.

La naturaleza de los líquidos residuales sólo puede determinarse por deducción ya que no pueden ser

observados directamente como lo pueden ser las emanaciones gaseosas. Los manantiales calientes se llegan a

tener pocos indicios de su líquido original porque sus aguas pueden condensarse a partir de volátiles, parece

evidente que los magmas dan:

a. Volátiles que interiormente condensan en soluciones hidrotermales

b. Líquidos hidrotermales

c. Líquidos primitivos pegmatíticos que a su vez dan pegmatitas, volátiles y soluciones

hidrotermales pobres en metales.

2.11. Magmas y Yacimientos Minerales. La demostración consiste en la presencia de rocas ígneas que por

si mismas son minerales; por ejemplo en las emanaciones de volcanes, fumarolas y manantiales calientes, en la

zonificación alrededor de los centros ígneos y en el carácter de las soluciones mineralizadoras.

2.11.1. Las rocas ígneas como minerales. Algunas rocas ígneas son la misma masa del mineral,

como algunos depósitos de magnetita, cromita, ilmenita, corindón, o diamantes.

2.11.2. Relación entre ciertos metales y las rocas especificas. Las observaciones sobre el terreno

ponen de manifiesto una asociación de ciertos minerales de mena con rocas específicas. Esta asociación

establece una relación entre los minerales de mena y las rocas indicando que ambos tienen un mismo origen.

Por ejemplo los depósitos de origen primario se hallan sólo en rocas ultrabásicas, como dunita o peridotita, los

diamantes de Kimberlita, la cromita en peridotita o serpentina, la ilmenita en gabro o anortosita, magnetita

titanífera, el corindón en rocas libres de cuarzo como la sienita nefelina, los sulfuros niquelíferos en norita o en

gabro, estaño en granitos silícicos, el berilo en pegmatita granítica.

21

Magmas y Yacimientos minerales

Fig. 3 Relación entre rocas ígneas depósitos minerales (modificado por Budington).

22

Los elementos que se ramifican hacia arriba se encuentran en los formados por emanaciones magmáticas,

los que cuelgan hacia abajo son concentraciones magmáticas, los caídos son productos meteorizados. Los

círculos de trazo continuo, indican las concentraciones principales.

2.11.3. Relación con los volcanes. El volcanismo ofrece la oportunidad para observar directamente

las relaciones existentes entre los depósitos minerales y los magmas, aunque los depósitos formados sean

relativamente de poca importancia desde el punto de vista económico. Entre los sublimados de los volcanes han

sido observado azufre, rejalgar, glauberita, teluro, cobalto, estaño, zinc, plomo, cobre, bismuto, fósforo, oligisto

especular, bismuto, tenorita, sodio, hierro.

2.11.4. Fumarolas. Los volcanes cuya violencia no es favorable a depositación, es la demostración de

los sublimados y de las fumarolas, con esto se demuestran que las substancias no-solo son transportadas por

magmas sino también en una fase gaseosa, se han detectado minerales como el cobre, potasio, hierro, sodio,

carbonato, sulfato sódico, fluoruros, sulfuros, compuestos de cobalto, rubidio, estroncio etc.

2.11.5. Fuentes termales. Las fuentes termales contienen numerosas substancias minerales y

demuestran que estas aguas calientes, disuelven las transportan, y depositan.

Las aguas de manantiales calientes pueden ser meteóricas, magmáticas o ambas cosas a la vez, aunque

es difícil distinguirlas. La temperatura no es una guía segura porque las mantillas pueden originarse sin calor

volcánico, y las existentes en zonas de vulcanismo pueden ser aguas meteóricas por ser ineludible su mezcla

con aguas meteóricas próximas a la superficie. La mejor indicación de su derivación magmática es la presencia

de constituyentes magmáticos, como lo ha demostrado. Con las aguas termales de Yellowstone. Lingren divide

los manantiales “juveniles” en aguas de cloruro-silicato de sodio y aguas de carbonato de sodio.

La mayoría de fuentes termales llamadas “juveniles” son probablemente meteóricas en gran parte, con

aportaciones menores de agua y constituyentes magmáticos.

2.11.6. Zonación mineral. En muchos distritos mineros, los minerales están en zonas o en fajas

alrededor del centro ígneo, con la temperatura más alta y los minerales más solubles cerca del origen, y la

temperatura más baja y los minerales menos solubles lejos del origen.

2.11.7. Carácter de las soluciones mineralizantes hipogénicas. Las soluciones mineralizadoras

hipogénicas pueden ser gaseosas, líquidas o ambas cosas a la vez, los líquidos pueden ser acuosos o

pegmatíticos. Las fuentes termales que transportan o depositan metales en la superficie son alcalinas.

23

El líquido pegmatítico residual de un magma en diferenciación debe ser alcalino, según Bowen, debido a la

interacción del agua y los silicatos.

2.11.8. Relación con los volcanes. El vulcanismo ofrece oportunidad para observar directamente las

relaciones existentes entre los depósitos son de poca importancia desde el punto de vista económico, pero

científicamente demuestran la derivación magmática de muchos minerales y metales. Los depósitos conocidos

adentro y fuera son el azufre nativo y entre los sublimados han sido observados: azufre, rejalgar, glauberita,

teluro, cobalto, estaño zinc, plomo-cobre, bismuto, fósforo, ácido bórico y sodio

24

CAPÍTULO 3

3. Procesos de Formación de los Yacimientos Minerales.

La formación de los yacimientos minerales es muy complicada, ya que algunos contienen varias menas y

gangas, y que a la fecha no existen dos iguales y estos han sufrido procesos diversos, en la formación de un

depósito pudieron haber intervenido más de un proceso, entre los agentes que intervienen de los yacimientos

minerales es el agua ya sea en forma de vapor, agua magmática caliente, agua meteórica fría, agua de mar,

lago o río, temperatura y presión de la superficie, otros agentes son los magmas, gases, vapores, sólidos en

solución, la atmósfera, los organismos, y la roca encajonante.

Se muestra un esquema general de algunos de los procesos de formación yacimientos minerales, faltando

en este esquema la formación de yacimientos Volcanogenéticos Sedimentarios, Sedex y yacimientos de

placer.

En la figura 4. Se observan los diferentes tipos de yacimientos según Fersman, completado por los estados de erosión de Emmons. (Routier 1963), en este esquema general se presentan algunos de los procesos de formación yacimientos minerales, faltando en este esquema la formación de yacimientos Volcanogenéticos Sedimentarios, Sedex y yacimientos de placer.

25

Fig. 5. Zoneamiento de los concentrados geoquímicos según Fersman, completado por los estados de erosión según Emmons

En nuestro curso veremos los diferentes procesos que dan origen a los principales yacimientos

minerales y son los siguientes:

o Concentración magmática.o Sublimación.o Metasomatismo de contacto.o Procesos Hidrotermales.o Relleno de cavidades.o Reemplazamiento.o Stockwork o Pórfidos Cupríferoso Oxidación y enriquecimiento supergénico.o Sedimentación.o Evaporación.o Concentración residual y mecánica.o Metamorfismo.o Volcanogenéticos sedimentarios – Exhalativoso Placer

En los yacimientos minerales intervinieron dos más procesos estos pudieron haber intervenido al mismo

tiempo o en diferentes épocas.

La sustitución y el relleno de cavidades actúan comúnmente juntas.

La sedimentación produce una capa de mineral de hierro de bajo grado.

La meteorización lo enriquece y el metamorfismo lo altera.

Los yacimientos formados al mismo tiempo que las rocas son denominadas singenéticas.26

Los yacimientos que son formados posteriormente a las rocas se les denominan epigenéticos.

3.1. Concentración Magmática. Los magmas pueden concentrarse en masas de suficiente volumen y

riquezas, llegando a constituir yacimientos minerales de valor económico, son grandes y ricas pero existen

relativamente pocos.

Los yacimientos magmáticos se caracterizan por su estrecha relación con las rocas ígneas intrusivas

intermedias y profundas. Se les denomina también segregaciones magmáticas, inyecciones magmáticas o

depósitos singenéticos ígneos.

Los yacimientos magmáticos se forman de la masa ígnea intrusivas por simple cristalización o por

concentración por diferenciación. Los yacimientos ortomagmáticos propuesto por Niggli, en la formación de

concentraciones magmáticas tienen completa aplicación los procesos de diferenciación.

Los yacimientos magmáticos primitivos son el resultado de los procesos magmáticos: los denominados

ortotécticos y ortomagmáticos han sido formados por:

1. simple cristalización sin concentración

2. segregación de cristales de la primera formación

3. inyección de materias concentradas en otros lugares por diferenciación.

Los minerales metálicos cristalizaron antes que los silicatos de la roca y se separaron por diferenciación y

cristalización.

3.1.1. Diseminación. La cristalización simple de un magma profundo in situ una roca producirá una

roca granuda en cuya masa pueden estar diseminados los cristales. Los depósitos resultantes tienen la forma

de roca intrusiva, que puede ser un dique, chimenea o una masa de forma de bolsa, su volumen es grande

comparado con la mayoría de los yacimientos minerales.

El mismo proceso puede producir una masa sin valor comercial.

3.1.2. Segregación. El término segregación es empleado a menudo, de un modo general, para

designar a los depósitos magmáticos diferenciándolos de los formados por solución u otros medios. Siguiendo

el significado original exclusivamente para las concentraciones de minerales que cristalizaron in situ de los que

hay que distinguir de la inyección, en el que el diferenciado ha experimentado un cambio en posición de

27

consolidación. Las segregaciones magmáticas tempranas son concentraciones tempranas valiosas

constituyentes del magma producido por diferenciación por cristalización gravitativa.

Los depósitos minerales formados por segregación magmática primaria son generalmente lenticulares y de

volumen pequeño, por lo común son lentejones aislados, coniformes y se presentan en racimos, en algunos se

casos se forman capas en la roca huésped.

3.1.3. Inyecciones. Muchos yacimientos magmáticos se consideraban pertenecientes a este grupo.

Los minerales metálicos se concentraron probablemente por diferenciación por cristalización. Son anteriores o

contemporáneos de los minerales primarios (ígneos) asociados, no han permanecido en el lugar de

acumulación original, sino que fueron inyectados en la roca huésped o en las rocas circundantes. Las

relaciones estructurales del yacimiento con la roca que los encierra muestra claramente que fueron inyectados;

atraviesan las estructuras rocosas que los encierran, incluyen fragmentos de dicha roca o se presentan en

forma de dique u otras masas intrusivas en rocas ajenas, incluso llegan a metamorfosear las paredes de las

rocas.

3.1.4. Yacimientos magmáticos secundarios. Los yacimientos magmáticos secundarios son masas

de minerales pirogénicos que cristalizaron al final del período magmático. Son las partes consolidadas de las

fracciones ígneas que las subsistieron después de la cristalización, de los silicatos formados primeramente, en

este respecto difieren las concentraciones primarias de minerales metálicos. Por lo tanto los minerales

metálicos de los yacimientos magmáticos secundarios se formaron después de los silicatos de la roca, los

atraviesan, los inundan y reaccionan con ellos, produciendo bordes de reacción. Estos cambios denominados

alteraciones deutéricas, ocurrieron antes de la consolidación final de la masa ígnea y deben distinguirse de los

efectos neumatolíticos o hidrotermales posteriores.

Los yacimientos magmáticos secundarios están predominantemente asociados con rocas ígneas básicas y

se formaron por variaciones de la diferenciación por cristalización. Las pegmatitas primarias se presentan

principalmente en forma de inyecciones, pero también como segregaciones.

3.1.5. Segregaciones líquidas y residuales. El magma residual se enriquece, general y

progresivamente, en sílice, álcalis, y agua, en ciertos tipos de magma básico, el magma residual puede

enriquecerse en hierro y titanio. El líquido residual puede segregarse a los intersticios cristalinos al interior de

la cámara magmática y cristalizar, sin ulterior desplazamiento, formando los últimos minerales pirogenéticos.

En caso de inmovilidad, este líquido forma segregaciones magmáticas secundarias en la porción central de la

cámara magmática o en las capas del fondo, puede formar valiosos depósitos.

3.1.6. Inyección líquida residual. En este proceso el líquido residual es rico en hierro

28

se acumula en circunstancias de perturbaciones conjuntas a las intrusiones ígneas.

1. Puede ser desviado a lugares de menos presión en las porciones consolidadas suprayacentes de la roca

madre o hacia el interior rocas que lo encierran.

2. Si no se ha producido acumulación del líquido, el líquido residual rico en hierro puede filtrarse por presión

hacia fuera y formar inyecciones magmáticas posteriores.

Las masas minerales resultantes pueden ser de forma irregular capas o diques y generalmente atraviesan la

estructura primaria de la roca huéspedes o cortan a las rocas invadidas.

Las relaciones de las rocas intrusivas ígneas normales y los minerales metálicos rodean, atraviesan,

corroen, y reaccionan con los silicatos magmáticos de formación anterior, sin embargo estas reacciones tienen

lugar antes de la consolidación final. Si los fluidos inyectados, ricos en hierro, son ricos en volátiles, pueden

producir una reacción neumatolítica.

3.1.7. Segregación de líquidos no miscibles. Al parecer los óxidos metálicos no pueden formar

soluciones no miscibles en magmas de silicatos Vogt, demostró que los sulfuros de hierro-níquel-cobre, son

solubles entre 6 y 7 % de magmas básicos y que al enfriarse pueden separarse en forma de gotas inmiscibles

que se acumulan en el fondo de la cámara magmática, donde forman segregaciones del sulfuro líquido. Los

sulfuros permanecen líquidos hasta después de haber cristalizado los silicatos, entonces penetran en estos,

los corroen y cristalizan alrededor de los mismos. Estos son los últimos minerales pirogénicos que cristalizan y

al penetrar corroen los silicatos anteriores dan origen a las relaciones que con frecuencia han sido

interpretadas como hidrotermales. Los yacimientos están formados por una mineralogía muy simple pirrotina,

petlandita, calcopirita, níquel cobre, a los que acompañan platino, oro, plata y otros elementos confinados a las

rocas ígneas básicas de la familia del gabro. Los productos de procesos magmáticos pueden dividirse en

metales nativos, óxidos sulfuros, y piedras preciosas. A continuación enumeramos los diversos yacimientos y

los minerales importantes.

29

TABLA 4. PRODUCTOS DE IMPORTANCIA ECONÓMICA

Yacimientos Minerales

Metales nativos

Platino Platino con cromita o sulfuros de Ni,-Cu, CoMetales de platino Osmio, iridio, paladio, y otrosOro, plata Metales subproductosHierro-Níquel Metales nativos

Óxidos

Hierro Magentita, algo de hematitaHierro-titanio Magnetita titanífera, hematita.Titanio IlmenitaCromo CromitaWolframio WolframitaCorindón Corindón

Sulfuros

Níquel cobre calcopirita, petlandita, polidimita, sperrylita, conPirrotita y metales preciososNíquel Pentlandita y polidimita, con pirrotinaCobre Bornita y calcopirita, con pirita (raro)Molibdeno Molibdenita (raro)

Piedras preciosas

Diamante DiamanteGranate Piropo, AlmandinoPeridoto Peridoto

3.1.8. Asociación de las rocas y de los productos minerales. Existen asociaciones definidas entre

minerales metálicos y magmáticos, con ciertas clases de rocas. El platino sólo se encuentra en rocas básicas

o ultrabásicas, variedades de norita, peridotita y sus productos de alteración

La magnetita titanífera tiene por roca madres el gabro y la anortosita

Los depósitos de magnetita magmáticas se hallan en la sienita.

Los depósitos de níquel cobre están asociados a la norita.

El corindón magmático a sienita nefelina

El diamante sólo se haya en cantidades comerciales en la Kimberlita, es una variedad de peridotita.

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Las rocas básicas profundas están predominantemente asociadas a casi todos los depósitos magmáticos,

esto puede indicar una relación genética durante el comienzo de la historia de las rocas básicas.

Ejemplo de un yacimiento de concentración magmática

Se presenta un ejemplo de yacimiento de concentración magmática como el mineral de magnetita, y que es

de importancia económica, y los métodos de exploración. Los métodos utilizaos en la prospección de

yacimientos de fierro (magnetita) son los siguientes: se mencionan a continuación someramente. Geológico,

geofísico, geoquímico

El método geológico esta íntimamente relacionado con los procesos tectónicos como se muestra en la

siguiente Modelo Geológico Hipotético.

Los métodos de exploración en busca de yacimientos de Fe, son los siguientes:

Geología.

Los yacimientos de fierro de segregación magmática están íntimamente ligados a procesos tectónicos

asociados principalmente a arcos volcánicos, como se describe a continuación.

a. Corteza terrestre superior anterior al cenozoico, está limitada por cratones continentales.

b. Vulcanismo marginal origina las rocas (CaAl) que son hospedantes de los principales

yacimientos de Fe.

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Fig. 6. Se observa el magmatismo de las márgenes cratonicas que son generadoras de mineralización de fierro. El mineral es alojado en cavidades de las estructuras volcánicas en fallas llegando afluir como inyecciones y segregación como derrame lávico.

Fig 7. Muestra el vulcanismo ácido que cubre a los elementos geológicos que antecede y la erosión es la encargada de descubrir parcial o totalmente este tipo de yacimientos, como se muestra en la figura siguiente

Fig 8. En la siguiente figura se muestra las características de algunos yacimientos de Fe, más importantes que afloran en México

32

Fig 9. La geología es un cuerpo plutónico de composición ácida y que se encuentra en contacto con roca

extrusiva asociada a rocas andesitas, presenta una segregación de fierro, son las características que presenta

los yacimientos e de fierro Aquila y la Colomera en el estado de Michoacán.

Como lo demuestra en la figura 9., se observa una serie de fracturas y fisuras que son producto del un

efecto tectónico donde el mineral es inyectado y posteriormente segregado como los siguientes yacimientos

Las Truchas en Guerrero, Hércules Coahuila, Cerro del Mercado en Durango por último el flujo de la

segregación se localiza entre el contacto con rocas calcáreas aunque las rocas calcáreas, se encuentran

normalmente en contacto con rocas intrusivas y produciendo un Skarn de fierro.

En la figura 9, presenta los siguientes yacimientos: San Pascual, Cerro del Mercado, Alicante, Las Truchas

La Perla en Chihuahua actualmente agotado y muchos más desconocidos.

Geofísica. Como sabemos que los cuerpos intrusitos con tienen pequeñas cantidades de magnetita, el

método más usado en su etapa regional es la magnetometría aérea, con el objeto de obtener anomalías que

estén reaccionados con cuerpos plutónicos o estructuras que hayan servido a la inyección de la

mineralización. Las anomalías se pueden clasificar por su intensidad de su campo magnético en valores

isononateles, estas deberán ser verificadas en el campo a nivel de Semidetalle si están relacionadas con la

mineralización de magnetita, con fallas o con cuerpos cuerpo básico o ultrabásico.

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Anomalías aéreas magnéticasoriginada por mineral de hierro aflorante y ocultozona de Hércules, Coh.

Afloramiento mineral de hierro

Fig.10. Aereomagnetometría de detalle

Geoquímica. Se efectúa la toma de muestras del yacimiento para la determinación de la calidad del mineral

en porcentaje de fierro y de sus impurezas.

3.2. Sublimación. La sublimación está relacionada tan sólo con compuestos que son volatilizados y

posteriormente depositados a partir del vapor a menor temperatura o presión. Implica una transición directa del

estado sólido al gaseoso o viceversa sin pasa por el estado líquido que usualmente se encuentra entre ambos.

Al rededor de volcanes y fumarolas se depositan muchos sublimados pero pocas en abundancia para que

sean costeables.

3.3. Metasomatismo de Contacto. Los efectos de contacto de las emanaciones gaseosas a elevada

temperatura, escapan durante la consolidación de los magmas intrusivos o poco después de la misma; fueron

divididos por Farrell en dos tipos:

1. Los efectos térmicos sin adición de nuevas materias, que dan origen al metamorfismo de

contacto.

34

2. Los efectos térmicos combinados con adiciones procedentes de la cámara magmática, que dan

rigen al metasomatismo de contacto

Se debe hacer una clara distinción de ambos.

3.4. El metamorfismo de contacto se manifiesta por:

1. - Efectos endógenos o internos en los márgenes de la masa intrusiva

2. - Efectos exógenos o externos en las rocas invadidas por la masa ígnea.

3. - Los efectos endógenos consisten principalmente en cambios de textura o de composición mineral en la

zona marginal; pueden presentarse minerales pegmatíticos como la turmalina, el berilo o los granates.

Los efectos exógenos de grandes masas intrusivas son generalmente muy importantes. Es el efecto de un

endurecimiento de las rocas circundantes, en general una completa transformación de la misma.

En una caliza impura formada por carbonatos de calcio, magnesio, hierro, cuarzo, arcilla, el óxido de calcio

y el cuarzo pueden combinarse formando Wollastonita; dolomita, cuarzo y agua forman tremolita o actinita si

se le añade hierro; calcita, arcilla y cuarzo forman granates o grosularia. cuarcita a partir de areniscas o

mármoles a partir de calizas o dolomitas y rocas más metamorfoseadas, como corumbianitas a partir de

pizarras o esquistos, rocas silicatadas complejas a partir de caliza impuras.

El resultado de estos cambios es la formación alrededor de la intrusión, de una aureola de metamórfica de

contacto, que varía según la forma y tamaño de la intrusión, el carácter y estructura de las rocas.

El Metasomatismo de contacto difiere del metamorfismo de contacto ya que implica adiciones importantes a

partir del magma, las cuales por reacción meta somática con las rocas con las que establece contacto forman

nuevos minerales en condiciones de elevada temperatura y presión. A los efectos producidos por el calor del

metamorfismo de contacto se añaden los del metasomatismo, en virtud de los cuales los nuevos minerales

están compuestos, y en parte por constituyentes que se les han agregado desde el magma. En este caso la

mineralogía es más variada y compleja que con el metamorfismo térmico sólo.

Si las emanaciones magmáticas están muy cargadas de los constituyentes de depósitos minerales,

resultan yacimientos magmáticas de contacto, particularmente en un ambiente favorable de rocas calcáreas. A

estos depósitos se les a denominado frecuentemente yacimientos metamórficos de contacto; Lindgren dice

que no son metamórficos; Son metasomáticos y sus materiales se derivan gran parte del magma y no de la

roca invadida.

35

Lindgren, propuso la denominación de depósitos pirometasomáticos, definiéndoles aquellos formados por

cambios metasomáticos en las rocas principalmente en la caliza, en contacto con rocas intrusivas o cerca de

las mismas y bajo la influencia de emanaciones magmáticas.

Por lo tanto los depósitos metasomáticos de contacto y los pirometasomáticos son esencialmente lo

mismo, Lindgren, incluye en los pirametasomáticos son numerosos yacimientos lejanos del contacto con el

intrusivos, muchos de los cuales son considerados como yacimientos de reemplazamiento hipotermal.

3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en:

1. Metamorfismo térmico, normal implica solo recristalización y recombinación de los constituyentes rocas

originales.

2. Metamorfismo neumatolítico, que implica además del transporte gaseoso de materiales a partir del

magma.

a) Generalidades. Los efectos térmicos de las intrusiones magmáticas profundas sobre las rocas

invadidas son el resultado del calor transferido directamente por las emanaciones magmáticas, y en menor

proporción por la conducción que es más lenta. Capas enteras de rocas de carbonatos se transforman en

rocas complejas llamadas táctitas, o skarn con la adición de los óxidos de hierro bien granatitas.

b). Fases de formación. Al parecer, el Metasomatismo de contacto empieza poco después de la

intrusión y continúa hasta mucho después de la consolidación de la parte exterior de la intrusión. La primera

fase que es térmica, produce recristalización y recombinación, con o sin aporte del magma, esto da origen a

muchos silicatos, la magnetita y el oligisto se forman con los silicatos y después de ellos, pero generalmente

preceden a la formación de los sulfuros.

Los sulfuros se forman en su mayoría, después de los silicatos y los óxidos.

1. Modo de transferencia. La recristalización y parte de la recombinación pueden haber sido realizadas

por el calor tan sólo, inmediatamente después de la intrusión. Sin embargo, la principal transferencia de

materias por los fluidos magmáticas debe de haber ocurrido en el período posterior después de estacionarse la

zona fría de la intrusión y durante la acumulación del magma final, en el que habían concentrado los

mineralizantes

36

2. Relación con la intrusión. El Metasomatismo de contacto que da origen a los yacimientos minerales no

se presenta en todos los magmas, parece depender de la composición del magma y este esta relacionado con

el volumen y profundidad de la masa intrusiva.

3. Composición de la intrusión. Los que dan origen a los depósitos minerales son en la mayoría silícica

de composición intermedia, como monzonita cuarcífera, monzonita, granodiorita, o diorita cuarcífera.

Las rocas altamente sílicas, como el granito normal, raras veces producen depósitos minerales. Tampoco

se encuentran depósitos metasomáticos de contacto en rocas ultrabásicas, solo en casos raros en rocas

básicas.

Los yacimientos metasomáticos de contacto se produzcan a partir de los silícicos, que de las intrusiones

básicas esto se debe probablemente a que la materia silícea tiene un alto contenido de agua, mientras que la

básica es relativamente seca.

4. Tamaño y forma. La mayoría de los, yacimientos metasomáticos de contacto están asociados con

bolsas, batolitos y masas intrusivas de tamaño similar, raras veces están asociados con lacolitos y grandes

solares y están ausentes los diques. Las masas que buzan suavemente producen zonas más amplias de

metasomatismo de contacto que los que tienen flancos muy pronunciados.

5. Profundidad de intrusión. La profundidad de la intrusión es un factor importante en la formación de los

yacimientos metasomáticos de contacto, los depósitos sólo se encuentran en rocas granudas, lo que indica un

enfriamiento lento. La ausencia de depósitos en rocas de textura vítrea y afanítica, debido a un enfriamiento

rápido a escasas profundidades no son favorables para los depósitos metasomáticos y la mayoría de ellos

cristalizaran a profundidades superiores a los 1500 m.

6. Alteración de la Intrusión. En general la intrusión resulta poco afectada, durante el metamorfismo de

contacto, raramente sus bordes pueden estar alterados que oscurezcan él limite exacto entre la intrusión y la

roca alterada. La epidota es el mineral principal formado durante la intrusión, es el resultado de la absorción

CaO y CO2, de la roca invadida. Con menos frecuencia se presenta él gránate, la vesubianita, clorita, diópsido,

y otros minerales es frecuente la seritización de la intrusión, es un efecto causado por emanaciones ulteriores

de agua termales a través los bordes estabilizados de la intrusión.

7. Relación con la composición. Las rocas carbonatas es las más afectadas por la intrusión del magma;

la caliza y la dolomía pura cristalizan fácilmente y sé recombinan con los elementos introducidos.

37

Las rocas carbonatadas impuras resultan más afectadas aún, puesto que las impurezas como la sílice,

alúmina y el hierro son ingredientes dispuestos para entrar a en nuevas combinaciones con el óxido de calcio.

La totalidad de la roca adyacente a la intrusión puede ser convertida en una masa de granate, silicatos y

mineral.

Las areniscas resultan un poco afectadas y recristalizan en cuarcita, y pueden contener pocos minerales

metasomáticos, los esquistos y pizarras resultan calcinados y endurecidos, o alterados en forma de corumbia,

generalmente con andalucita, sillimanita y estauralita. Las rocas ígneas invadidas no contienen depósitos

metasomáticos de contacto, presenta una leve alteración.

3.4.2. Yacimientos Minerales Resultantes. Los yacimientos minerales que resultan por

metasomatismo de contacto constituyen una clase definitiva caracterizada por una reunión no usual de

minerales de mena y de ganga.

Los depósitos consisten generalmente en varias masas inconexas y son de volumen pequeño y caprichosa

distribución dentro de la aureola de metamorfismo.

a. Posición. Las masas de las menas minerales se hallan dentro de la aureola de contacto, o

cerca del contacto, los depósitos generalmente diseminados irregularmente alrededor del contacto, pero

tienden a concentrarse del lado de la intrusión que buza con mayor suavidad.

b. Forma y Tamaño. Los depósitos metasomáticos de contacto son de contorno notablemente irregular y

pueden tener todas las formas, los que presentan una forma más irregular se hallan en espesas capas de

calizas en formas tabulares y los depósitos están alineados.

c. Textura. La textura de los minerales es de textura basta y contienen cristales grandes o otras capas de

cristales, presentan siluetas cristalinas, los minerales columnares y radiales pueden presentar facetas de

cristales de varios centímetros de longitud.

3.4.3. Mineralogía. La mineralogía de estos depósitos, es la asociación de minerales de ganga

característicos de alta temperatura como son: grosularia y andarina, gránate, hendembergita, hastingsita,

tremolita, actinolita, wollastonita, epidota, zoicita, vesubianita, diópsido, forsterita, anortita, albita, florita, clorita

y micas. Generalmente están presentes en el cuarzo y carbonatos.

Además pueden presentarse silicatos que contienen mineralizadores, turmalina, axinita, escapolita,

ludwigita, condodrita, y topacio. Los metales de mena están formados por óxidos, metales nativos, sulfuros,

38

arseniuros y sulfosales. Los óxidos están representados por magnetita, ilmenita, oligisto, (especularita),

corindón y espínelas.

Abunda especialmente la magnetita, el grafito, el oro, y el platino representan los minerales nativos, los

sulfuros son principalmente sulfuros básicos de metales, los sulfo arseniuros y los antimoniuros, son raros, lo

mismo que los teluros, se encuentran además, sheelita y wolframita.

Tipos de Minerales formados por metasomatismo de contacto, con sus principales constituyentes minerales

y ejemplos.

Depósitos Minerales Principales Ejemplos

Hierro

Cobre

Zinc

Plomo

Estaño

Wólframio

Molibdeno

Grafito

Magnetita y oligisto

Calcopirita, bornita con pirita, pirrotita, blenda, molibdenita y óxidos de Fe

Blenda con magnetita, sulfuros de hierro y plomo

Galena, magnetita, pirita, cobre zinc.

Casiterita, Wolframita, molibdenita

Shelita y sulfuros con molibdenita y pirita

Molibdenita, pirita y granate

Grafito y silicatos de contacto.

Cornwall (E.U; Iron spring (utha), Fierro (N. Mex) Banato (hungria).Bisbee, Cananea, Utah

Hanover, Nuevo Mex.N. Mex. California

Finlandia, Sajonia, Alaska

Australia, Nevada, Islandia

Australia, Marruecos.

Canadá, AustraliaColumbia Británica, E.U. Corea

39

Oro

Manganeso

Granate

Corindón

Oro con arsenopirita, magnetita y sulfuros de hierro y cobre

Manganeso, óxidos de hierro, silicatos

Granate y silicatos

Corindón con magnetita y granate y silicatos

México, SueciaNueva York

Tabla 5. Yacimientos Minerales Resultantes

40

CAPÍTULO 4

4. PROCESOS HIDROTERMALES.

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 acierta 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 meta somática 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.

4.1. Principios de los procesos hidrotermales. Los factores esenciales para los depósitos hidrotermales

son:

1. Disponibilidad de soluciones mineralizadoras susceptibles de disolver materia mineral.

2. Presencia de aberturas en las rocas por las cuales puedan canalizarse las soluciones.

3. Presencia de lugares de emplazamiento para la deposición del contenido del mineral.

4. Reacción química cuyo resultado sea la deposición.

5. Suficiente concentración de materia mineral depositada para llegar a constituir depósitos

explotables.

41

4.1.1. Carácter de las soluciones. La acción es visible sólo en forma de depósitos minerales o de la

alteración de la pared rocosa, la palabra hidrotermal, son aguas calientes cuya temperatura oscila entre los 500°

C y 50° C. Las de temperatura elevada están también a presión elevada

4.1.2. Abertura en las rocas. Las aberturas en las rocas son fundamentales para la

formación de depósitos epigenéticos, son esenciales para la existencia de aguas freáticas, petróleo, y gas.

Los diferentes tipos de aberturas en las rocas que pueden servir de receptáculo para los minerales o

permitir el desplazamiento de soluciones o de sus constituyentes a través de las rocas, pueden clasificarse del

modo siguiente.

4.1.3. Cavidades primitivas.

Espacios porosos

Retículos cristalinos.

Vesículas o burbujas de aire

Conductos de expulsión de lavas

Grietas de enfriamiento

Cavidades de brechas ígneas

Planos de estratificación

4.1.4. Cavidades provocadas

Fisuras, con fallas o sin ellas

Cavidades en zonas de cizallamiento

Cavidades debidas a plegamiento o alabeo

Crestas de pliegues

Grietas y roturas de anticlinales y sinclinales

Chimeneas volcánicas

Brechas tectónicas

Brechas de hundimiento

Cuevas de solución

Aberturas de alteración de rocas

42

4.1.5. Espacios porosos. Son aberturas intersticiales entre los granos, susceptibles de absorber agua.

Hacen permeables a las rocas y sirven de receptáculo para los minerales, petróleo gas y agua.

4.1.6. Porosidad. Es el volumen del espacio poroso medido en porcentaje de volumen de roca. Los

materiales ángulos tienen mayor porosidad que los esféricos, los materiales más finos tienen una porosidad

considerable mayor que los angulares más gruesos, por ejemplo la arena arcillosa tiene una porosidad del

52,94 % mientras que un material más grueso tiene una porosidad del 33 %.

4.1.7. Permeabilidad. La permeabilidad de una roca depende de su porosidad, una roca puede ser

porosa y no ser permeable. La permeabilidad no aumenta en proporción directa con la porosidad, pero depende

de los poros, y la cantidad total de espacio poroso, principalmente la interconexión de los espacios porosos.

Por consiguiente, las arcillas y esquistos húmedos son esencialmente impermeables. Las rocas de poros

gruesos, aunque tengan baja porosidad son totalmente permeables, si los poros están interconectados.

4.1.8. Retículos cristalinos. Los espacios existentes entre los átomos de un cristal pueden permitir la

difusión de los iones de radios iónicos más pequeños. Esta difusión puede permitir que se produzcan

substituciones o adiciones dentro del cristal.

4.1.9. Planos de estratificación. Son rasgos bien conocidos de todas las formaciones

sedimentarias y que permiten la entrada de soluciones hidrotermales y la sustitución de las paredes adyacentes

por menas minerales.

4.1.10. Vesículas o burbujas de aire. Son aberturas producidas por vapores en dilatación, típicas de

la parte superior de muchas corrientes de lava basáltica.

4.1.11. Canales de lava. Se forman en las corrientes de lava cuando sé a solidificado la parte exterior

de ésta y la lava líquida que queda en el centro se escurre hacia fuera dejando un tubo o túnel.

4.1.12. Grietas de enfriamiento. Se forman como resultado de la contracción al enfriarse las rocas

ígneas.

4.1.13. Cavidades de brecha ígnea. Las brechas ígneas se dividen en dos tipos:

Brechas volcánicas que forman conglomerados.

43

Brechas de intrusión, ambas están formadas por fragmentos angulares gruesos de rocas, con materiales

más finos en los intersticios. Pueden ser totalmente permeables.

4.1.14. Fisuras. Las fisuras son aberturas tabulares continuas en las rocas, generalmente de

considerable longitud y profundidad. Estas son originadas por fuerzas de compresión, de tensión que actúan

sobre las rocas, pueden ir o no ir acompañadas de fallas. Las fallas son fisuras, pero no todas las fisuras son

fallas. Pueden constituir conductos largos y continuos para las soluciones. Cuando están ocupadas por metales

o minerales forman filones de fisura.

4.1.15. Cavidades en zonas de cizallamiento. Estas se producen cuando las fracturas, en lugar de

estar concentradas en una o dos roturas, se descomponen en innumerables superficies de roturas y trituración.

Las aberturas delgadas y hojosas, la mayoría en su tamaño infinitesimal, son excelentes conductos para las

soluciones, como lo demuestran las copiosas corrientes de agua que fluyen por ellas en donde forman túneles o

minas.

4.1.16. Plegamiento y alabeo. La flexión y el plegamiento de los estratos sedimentarios dan origen a:

1. Abertura de crestas de plegamientos de anticlinales estrechos y estrechamente plegados.

2. Declives que son muy inclinados y planicies, aberturas formadas por la fractura de capas por un ligero

hundimiento.

3. Grietas longitudinales a lo largo de las crestas de los anticlinales y sinclinales.

4.1.17. Conductos volcánicos. Cuando se produce una actividad volcánica explosiva se producen

aberturas tabulares, las materias expulsadas pueden volver a caer o ser arrastradas de nuevo a la abertura,

formando brechas

4.1.18. Brechas. Se forman por la fragmentación de cualquier roca quebradiza producida por

plegamiento, fallas, intrusión u otras fuerzas tectónicas en cuyo caso se forman las brechas tectónicas o bien por

hundimiento de las rocas situadas encima de una abertura, en este caso se forman brechas de hundimiento.

4.1.19. Movimiento de las soluciones a través de las rocas. El movimiento de las soluciones

hidrotermales a través de las rocas parece producirse con mayor facilidad donde existen aberturas largas y

continuas, como fisuras, o donde existen aberturas más pequeñas interconectadas, como en las zonas de

cizallamiento, capas de lava vesicular o sedimentos porosos permeables, muchos yacimientos contienen

millones de toneladas de mineral, debieron de ser enormes cantidades de soluciones para transportar esta

sustancia.

44

4.2. Factores que afectan a la deposición.

4.2.1. Cambios y reacciones químicas. En su largo camino ascendente, las soluciones

mineralizadoras tienen que experimentar algún cambio químico por su reacción con las rocas que atraviesan.

Las rocas silicatadas las hacen alcalinas o más alcalinas. La concentración de iones de hidrogeno (PH) puede

determinar cuándo ha de ocurrir la reacción con las rocas o deposición.

La sustitución puede producirse por los minerales antiguos por otros nuevos, sólo por la reacción entre la

solución y un sólido. Paredes muy reactivas como las calizas.

4.2.2. Temperatura y presión. Los factores más importantes que producen la deposición hidrotermal a

partir de soluciones se producen los cambios de temperatura y presión. En general un descenso de temperatura

hace disminuir la solubilidad y produce precipitación. Las soluciones hidrotermales inician su camino con el calor

proporcionado por el magma, calor que se pierde lentamente al ir atravesando las rocas. El descenso de

temperatura depende del ritmo de pérdida de calor en las paredes rocosas, lo cual depende a su vez de la

cantidad de la solución que atraviese, de las reacciones exotérmicas y principalmente de la capacidad de la

pared rocosa para absorber el calor.

Cuando mayor es la difusibilidad térmica de una roca más rápidamente absorberá el calor y mayor será el

descenso de la temperatura en las soluciones. En las fases iniciales de circulación de las paredes rocosas frías,

el descenso de temperatura será relativamente rápido pero la continua fluencia de soluciones calentará las rocas

de las paredes hasta llegar a la temperatura de las soluciones, en cuyo momento disminuirá la pérdida de calor.

45

Tabla 6. Se presentan algunos efectos de alteración.

Condiciones Roca Productos de alteración

Epitermal Caliza

Lavas

Intrusivas ígneas

Silicificación

Alunita, clorita, pirita, sericita,

Minerales arcillosos.

Clorita, epidota, calcita, cuarzo,

sericita, minerales arcillosos..

Mesotermal

Caliza

Pizarras y lavas

Rocas ígneas silícicas

Rocas ígneas básicas

silicificado a jasperoide, dolomitas,

siderita, silicificación, minerales

arcillosos, principalmente

sericita y cuarzo, minerales arcillosos

serpentinizado, epidota y clorita

Hipotermal Rocas graníticas,

esquistos, y lavas

Greisen, topacio, muscovita, turmalina,

pírasenos y anfíbol

La presencia de un halo de alteración se ha utilizado en la prospección de menas minerales. En el caso de

yacimientos en la que la meteorización ha barrido por lixiviación los minerales metálicos cerca de la superficie

pero el halo de alteración persiste para indicar su antigua presencia.

4.3. Localización de la mineralización hidrotermal. La causa de la localización de los yacimientos

hidrotermales varía en cada distrito y pude ser debida a uno o más factores que hayan actuado conjuntamente,

depende el carácter químico y físico de la roca huésped y de los rasgos estructurales, de la intrusión y de la

profundidad de su formación, de los cambios que experimenten las aberturas de las rocas.

46

La mayoría de las soluciones hidrotermales son de origen magmática, puede determinar la localización del

mineral. Estas pueden formarse en cualquier clase de roca huésped. Por ejemplo las rocas carbonatadas

permiten la formación de aberturas para la solución, es necesaria la permeabilidad, está puede proporcionar el

espacio poroso originario, las fisuras en los planos de foliación de los minerales, las brechas, junturas, fracturas,

fallas y otros factores.

Es necesaria la permeabilidad, y este puede proporcionar el espacio poroso originario, la visibilidad, los

planos de exfoliación de los minerales, las brechas las junturas, las pequeñas fracturas y otros factores. La

influencia de la roca huésped en la localización del mineral puede ser química o física o ambas cosa.

Los rasgos estructurales son muy importantes en la localización de depósitos minerales.

Las fisuras sirven como emplazamiento y de conductos para el desplazamiento de los fluidos minerales.

La intercesión de fisuras con rocas favorables, se utiliza en la búsqueda de depósitos de substitución.

Las fisuras múltiples y las zonas de cizallamiento localizan los depósitos minerales de un modo parecido

a las fisuras.

Las intersecciones fisurales son emplazamientos particularmente favorables a la deposición de mineral.

Los plegamientos de arrastre fueron importantes localizadores para depósitos de substitución. Las

brechas son emplazamientos muy favorables, para los depósitos de relleno de cavidades, como para los

de substitución.

Los rasgos de debidos a sedimentación, como planos de estratificación, laminación o capas permeables

continúas o capas impermeables suprayacentes, influyen en la localización de los minerales.

4.3.1. Paragénesis. La formación de los depósitos minerales de afinidad magmática, los minerales se

forman según una secuencia ordenada, y esta disposición se denomina Paragénesis. Es muy sencilla en los

depósitos magmáticos y metasomáticos de contacto, en los que minerales de ganga son rimero, los óxidos

vienen después y los sulfuros se presentan al último. En los depósitos que rellenan cavidades el mineral esta

dispuesto en capas sucesivas (denominado crustificación) depositándose una capa más joven encima de una

más vieja, en algunos depósitos pueden hallarse presentes ocho o diez minerales o repetirse los mismos en una

sola secuencia mineral.

Entre los minerales más comunes de los yacimientos de menas, generalmente la secuencia comienza con

cuarzo, seguido de sulfuros o arseniuros de hierro, blenda, enargita, calcopirita, bornita, galena, oro, y minerales

argentíferos complejos. Los últimos minerales se encuentran posados en cristales anteriores en las porciones

centrales, no rellenadas del yacimiento y denominadas drusas.

47

La causa de estas secuencias minerales en los rellenos de cavidades se considera debida, generalmente,

a disminución de la solubilidad de los minerales en solución, a consecuencia de un descenso de temperatura y

de presión, es decir, los minerales más solubles permanecen más tiempo en solución y los menos solubles son

los primeros en precipitarse. En los yacimientos de reemplazamiento sulfuroso se trata de solubilidad relativa,

en el cual el mineral sustituido es más soluble que el que se deposita, de lo contrario no se produciría la

sustitución. Él (HP) de las soluciones es un factor, determinante ya que los distintos minerales pueden ser

depositados en condiciones alcalinas o neutras.

Tabla 7. CUADRO PARGENÉTICO DE LOS MINERALES

48

4.3.2.

Yacimientos Hipotermales o Katatermales. Los yacimientos hipotermales se forman a temperaturas y

presiones altas en zonas en donde no existe conexión con la superficie. El rango general de temperatura

49

determinada por métodos de geometría oscila entre 300° y 600° C son comunes las estructuras y texturas

indicativas de reemplazamiento, la mayoría de las menas hipotermales son de grano grueso.

Los minerales de menas más comunes en la zona hipotermal son: oro, wolfranita, casiterita, bismutina,

uraninita, y los arseniuros de cobalto y níquel, pueden estar en pequeñas cantidades de fluorita, baritina,

magnetita, ilmenita y especularita; la pirita es el sulfuro más común de todas las zonas minerales, es abundante

en los yacimientos hipotermales.

Muchos minerales de la zona ígnea metamórfica continúan sin interrupción en la zona hipotermal. Los

minerales de ganga y productos de alteración son los siguientes: en la roca encajonante se presenta la turmalina

negra, flogopita, moscovita, biotita, zinnwaldita, topacio, apatito, silimanita, hedenbergita, horblenda, tremolita,

actinolita, las espínelas, cromita, y los feldespatos, estos minerales son característicos de los yacimientos ígneos

metamórficos pero también se encuentran en filones hipotermales, pueden estar presentes los granates como

cristales individuales.

Los minerales de alteración generalmente van desde variedades de alta temperatura especies mesotermales

típicas.

Las menas de la zona hipotermal se depositan a profundidades considerables y han sido llevadas a la

superficie a través de procesos orogénicos y erosión. Consecuentemente, estas menas son más abundantes en

las rocas metamórficas y en rocas de los períodos geológicos más antiguos. Generalmente están cerca de

masas de rocas ígneas plutónicos, aunque algunos grandes yacimientos pueden no estar ligados genéticamente

con plutones particulares determinados.

4.3.3. Yacimientos Mesotermales. Los yacimientos mesotermales se forman a temperaturas y

presiones moderadas, según la clasificación de Lindgren, las menas se depositan alrededor de 200° y 300°C a

partir de soluciones que probablemente tienen al menos una pequeña conexión con la superficie.

La zona Mesotermal tiene características tanto en la zona hipotermal como epitermal es una zona

intermedia. Aunque la mayoría de los yacimientos mesotermales muestran abundantes fenómenos de

reemplazamiento, las texturas no son definitivas puesto que comúnmente están presentes algunas drusas y

relleno de cavidades.

Las menas aparecen en muchos medios y en numerosas formas, la roca huésped puede ser ígnea,

metamórfica, o más generalmente sedimentaria. Los yacimientos diseminados de cobre o porfídicos, se

consideran mesotermales. Los filones o chimeneas son comunes y los mantos son cuerpos irregulares de

reemplazamiento pueden desarrollarse donde cortan a las rocas carbonatadas.

50

Los filones desarrollan generalmente estructuras bandeadas que se disponen paralelas a las paredes y se

forman por reemplazamiento parcial de la roca huésped a lo largo de fisuras repetidamente abiertas, los

productos más abundantes de los yacimientos mesotermales son: cobre, plomo, zinc, molibdeno, plata, oro,

entre los minerales más característicos están la calcopirita, enargita, bornita, tetraedrita tennantita, esfalerita,

galena, calcosina, así como otros minerales menos frecuentes, los minerales de ganga incluyen cuarzo, pirita, y

carbonatos; un yacimiento típico de cobre – plomo-cinc puede incluir todos estos minerales y otros.

Extensas zonas de alteración rodean muchos yacimientos mesotermales, los productos de alteración

incluyen sericita, cuarzo, calcita, dolomita, pirita, ortosa, clorita, y minerales arcillosos.

Lindgren, señalo que los yacimientos mesotermales no contienen granate, topacio, piroxenos, anfíboles, o

turmalina, que son minerales de alta temperatura, ni zeolitas que son estables en temperaturas bajas.

Muchos yacimientos mesotermales están estrechamente relacionados con rocas ígneas, tanto

espacialmente como genéticamente; en otros no está muy clara existe una amplia variedad de yacimientos

mesotermales. (ver a Parck o Bateman).

4.3.4. Yacimientos Epitermales. Los yacimientos epitermales son productos de origen hidrotermal

formados a profundidades someras y a bajas temperaturas. La deposición tiene lugar normalmente dentro de los

900m. De la superficie, en el rango de temperaturas de 50° y 200°C. La mayoría están en forma de rellenos de

filón, fisuras irregulares ramificadas, stockworks o chimeneas de brecha. El reemplazamiento se conoce en

muchas de las menas, pero son más frecuentes los rellenos de espacios abiertos y algunos yacimientos son la

forma dominante de emplazamiento. Las cavidades de drusas, estructuras en peine, crustificaciones y el

bandeado simétrico son generalmente observables. Las fisuras tienen una conexión directa con la superficie

permitiendo que los fluidos mineralizantes fluyan con relativa facilidad, de hecho algunas termales y fumarolas

son probablemente expresiones superficiales de sistemas epitermales subyacentes. Las texturas coloformes son

también características de la zona epitermal, reflejando las temperaturas moderadas y la libre circulación.

Algunos yacimientos pueden estar directamente relacionados con cuerpos intrusivos de asentamiento

profundo, pero esta condición sola es demostrable bajo condiciones especiales de erosión. Muchos yacimientos

epitermales no tienen ninguna asociación observable con rocas intrusivas. La mayoría de las menas están en

áreas de vulcanismo terciario o cerca de ellas especialmente próximas a los cuellos volcánicos y otras

estructuras que comunican con los materiales de origen infrayacente. Puesto que estos yacimientos se forman

cerca de la superficie, son más abundantes en rocas jóvenes, aunque, por otra parte, podrían haber sido

51

eliminados ordinariamente por erosión. El medio volcánico engendra aguas calientes a profundidad en diversas

minas de mercurio de California.

Las rocas regionales cerca de los filones epitermales normalmente están muy alteradas; una porosidad alta

permite a los fluidos asociados atravesar las rocas encajonantes grandes distancias y un diferencial de

temperaturas favorable estimula las reacciones entre la roca huésped y las soluciones que lo atraviesan.

Como resultado de la alteración de la roca, es extensa y visible los principales productos de alteración son:

clorita, sericita, alunita, zeolitas, arcillas, adularía, sílice y pirita, la clorita es el mineral de alteración normal,

como intermedio con las rocas volcánicas máficas la propilitización es el proceso dominante, siendo la propilita

un agregado de clorita, pirita, epidota, sericita, carbonatos y albita secundarios; la sílice y la pirita de los halos de

alteración hidrotermal son generalmente de grano fino.

Los minerales de ganga en los filones hidrotermales incluyen cuarzo, calcedonia, adularía, calcita, dolomita,

rodocrosita, baritina, y fluorita. los minerales hipotermales típicos, tales como turmalina, topacio y granate están

ausentes.

Los minerales de mena característicos de los yacimientos epitermales incluyen los sulfoantimoniuros y

sulfoarceniuros de plata (polibasita, stephanita, pearcita, pirargirita, proustita y otros), los teluros de oro y plata

(petzita, [(Ag, Au)2 Te ], Silvanita [(Au, Ag)Te2], Krenerita [(Au, Ag)Te2], calaverita (AuTe2), hesita (Ag2Te) y

otros), estibina, acantita, cinabrio y mercurio nativo y electro (la aleación natural de oro y plata), fueron

depositadas en condiciones epitermales. Otros minerales de bonanza epitermales contienen teluros de oro y

sulfuros, sulfosales y seleniuros de plata.

4.3.5. Yacimientos Teletermales. Algunos yacimientos minerales se forman por fluidos hidrotermales

que han emigrado tan lejos de su origen que perdieron la mayor parte de su potencial para reaccionar

químicamente con las rocas circundantes. Estas fases terminales del sistema hidrotermal canalizado se

denominan fluidos Teletermales (del griego, tele: lejos). La zona teletermal es in medio somero donde las

temperaturas y las presiones son bajas donde las características de los minerales son similares, tanto si se

precipitaron de aguas meteóricas descendentes como fluidos hidrotermales ascendentes diluidos por aguas

subterráneas más frías.

La mineralogía de las menas Teletermales es simple, incluyen minerales como: esfalerita pobre en hierro y

galena pobre en plata, calcopirita, pirita, marcasita, calcosina, y cantidades menores de otros sulfuros. El cobre

nativo se deposita en zona termal y los minerales a óxido son prácticamente nulos en cuanto la variedad.

52

Muchos yacimientos de flourita y baritina, han alcanzando a veces los dos últimos proporciones económicas. En

algunos distritos, la galena, esfalerita, baritina, y fluorita Teletermales se encuentran juntos en cantidades

explotables. La alteración precede a la deposición del mineral, reduce el grado de correlación entre zonas

blanqueadas y los cuerpos minerales.

Una característica de los yacimientos Teletermales es la falta de efectos asociados de alteración en la roca

encajonante. En contraste con la amplia alteración de la roca encajonante de la zona epitermal, la zona

teletermal no exhibe ninguna alteración o solamente Silicificación, piritización, y carbonitización mínima. La sílice

criptocristalina puede remplazar a la caliza próxima a las menas, y los cristales de las menas esparcidos pueden

definir a una zona de hierro reducido a sedimentos clásticos, pero el halo de alteración raramente es lo

suficientemente visible para ser una buena guía de la mena. No obstante, la argilitización de sedimentos porosos

puede blanquear efectivamente amplias zonas cerca de los yacimientos teletermales, y si bien la alteración

precede a la deposición del mineral, reduce el grado de correlación entre zonas blanqueadas y los cuerpos

minerales.

La mayor parte de los yacimientos Teletermales son estratiformes. La ausencia de una diagnosis

característica ha dado a discrepancias sobre su origen. Ohle (1970) resumió seis métodos y que a continuación

se mencionan:

Depositación singenética.

Depositación singenética de bajo grado y dispersa, con concentración posterior por

Metamorfismo.

Depositación singenética dispersa, con concentración posterior por aguas subterráneas de flujo

artesiano.

Depositación singenética dispersa, con concentración posterior ascendentes.

Depositación a partir de fluidos ígneos por transporte hidrotermal o gaseoso, como vapor Metálico.

Depositación a partir de aguas connotas de cuencas que fueron removidas hacia arriba por

compactación u otro tipo de descarga.

Las texturas y estructuras no son diagnostico ya que las menas se depositan tanto por reemplazamiento

como relleno de espacios abiertos y los minerales pueden variar desde afaníticos o de grano muy grueso.

53

Los yacimientos Teletermales son probables que sean estructuralmente simples. Se formaron a grandes

distancias de los posibles centros magmáticos y normalmente lejos de áreas de fuertes actividades tectónicas.

Son posibles tres tipos genéticos: singenéticos, diagenéticos y epigenéticos.

La circulación de los fluidos y deposición de las menas fue controlada por todos los tipos de permeabilidad.

La mayoría de las menas están en capas tendidas que muestran poca o ninguna evidencia de deposición a

partir de fluidos ascendentes. Su aspecto y carácter general y se puede interpretar como productos de procesos

meteórico o sedimentarios.

4.3.6. Yacimientos Xenotermales. Los plutones intrusionados a profundidades someras expelen

fluidos de alta temperatura en medios de baja presión. Bajo estas condiciones, los gradientes de temperatura y

presión son excepcionalmente acusados, originando que los fluidos minerales sufran un rápido enfriamiento y

pérdidas repentinas de presión durante su ascenso. Como resultado, los minerales de mena se depositan

solamente en una corta distancia y en una paragénesis confusa.

Los minerales más tempranos en formarse son variedades de alta temperatura, pero el rápido enfriamiento a

temperaturas cercanas a la superficie requiere de deposición de minerales típicos de baja temperatura durante

los estados finales de actividad hidrotermal. Además la mayoría de los minerales de alta temperatura no están

en equilibrio con las fases más frías y son así atacados y alterados durante la mineralización posterior.

Por lo tanto, las indicaciones de presión y temperatura pueden ser complejas y confusas.

La deposición conjunta de menas de alta y de baja temperatura se forman los denominados yacimientos

Xenotermales (del griego, xeno: extraño, anormal). Esta categoría fue introducida por Buddinton (1935) como

una adición necesaria a la clasificación de Lindgren.

Dependiendo de lo repentino que disminuya la temperatura y presión al ascender los fluidos mineralizasteis

hacia la superficie, los minerales de alta y baja temperatura pueden ser bien <<descargados>> juntos o bien

distribuidos a lo largo de una zona determinada. La <<descarga>> tiene lugar cuando los minerales que

ordinariamente no se encuentran juntos son precipitados prácticamente simultáneos.

En algunos yacimientos Xenotermales los minerales más superficiales a aparecen junto con los minerales

más profundos de temperatura más alta, pero la secuencia de deposición es similar a la Paragénesis normal de

los minerales filonianos. Este tipo de yacimiento se conoce como solapados o telescopiamiento, ya que cada

zona se solapa con la siguiente. El solapamiento y la descarga caracterizan a los yacimientos Xenotermales.

54

La mayoría de los yacimientos Xenotermales están asociados con rocas volcánicas y tobáceas de edad

relativamente reciente, aunque también se encuentran a profundidades someras en rocas de todos tipos y

edades. Los yacimientos forman generalmente filones compuestos, desarrollados por reaperturas periódicas de

las fisuras y de posición de minerales de temperatura progresivamente más bajas.

Los solapados muestran una gradación sencilla en el espacio desde minerales de alta, intermedia y baja

temperatura. Las texturas de fisuras abiertas tienden a predominar sobre las texturas de reemplazamiento

puesto que los sistemas son penetrantes y no hay tiempo suficiente para que tengan lugar la mayor parte de las

reacciones de reemplazamiento. Las rocas huéspedes están típicamente fracturadas, rotas o cizalladas, y los

minerales hidrotermales son generalmente de grano fino.

La mineralogía de los yacimientos Xenotermales es normalmente compleja debido a los amplios límites de

las temperaturas involucradas. Los minerales típicos de alta temperatura, tales como la casiterita, wolframita,

magnetita, especularita, sheelita, y molibdenita, aparecen como minerales característicos de medios a baja

temperatura, tales como sulfosales de plata. Además, cualquiera de los minerales comunes de yacimientos

mesotermales puede estar presentes en los conjuntos Xenotermales.

Los minerales de ganga incluyen asociaciones variadas tales como ortosa, turmalina, topacio, augita,

diópsido, flogopita, calcedonia, apatito, y alunita; Pero el berilo, turmalinas alcalinas espodumena y otros

minerales de alta presión no se forman en los medios Xenotermales.

Estructuras que contienen mineralización

4.3.7. Relleno de Cavidades. El relleno de espacios abiertos o cavidades en las rocas se consideró

antiguamente como el único modo de formación de los depósitos minerales.

El relleno de cavidades consiste en la deposición del mineral a partir de soluciones en aberturas de las

rocas. Aquéllas pueden ser diluidas o concentradas, calientes o frías, de procedencia magmática o meteórica, la

mayor parte son calientes, y diluidas y magmáticas. La precipitación de los minerales se efectúa en virtud de los

procesos efectuados por los cambios químicos, de temperatura, y presión de las soluciones mineralizadoras.

Este tipo de relleno da origen al mineral homogéneo o compacto, generalmente se depositan capas

sucesivas de minerales diferentes sobre el primero en coacciones con repetición de minerales depositados

55

primeramente, hasta que el relleno se completa, y esto produce la crustificación, si la cavidad es una fisura

producirá un filón estratificado, si las capas rodean fragmentos de brecha, pueden resultar minerales en forma

de escarapela, si desde las paredes se proyectan cristales salientes, se forma una estructura Padua.

El relleno comúnmente no es completo en cuyo caso quedan drusas en el centro algunas de ellas son

suficientemente grandes para que quepa un hombre en ellas las drusas pueden contener una o más secuencias

de cristales depositados en las paredes y son buscadas por los coleccionistas de minerales por que son el

alojamiento de cristales hermosos y raros que adornan los museos de mineralogía. Los depósitos y drusas

permiten el estudio de la Paragénesis, la estratificación de las vetas pueden ser simétrica o asimétricas. El

relleno de cavidades implica dos procesos separados:

La forma de abertura.

La deposición de los minerales, ambos procesos pueden operarse casi simultáneamente, pero son

independientes, separados por un intervalo de tiempo.

Yacimientos minerales resultantes. El proceso de relleno de cavidades ha dado, origen a un gran número

de yacimientos minerales de diversas formas y tamaño y han proporcionado una importante concentración de

metales y productos minerales

Los yacimientos resultantes del relleno de cavidades se clasifican en la siguiente lista:

Filones de fisura.

Yacimientos de zonas de cizallamiento.

Stockworks o criaderos en masa.

Crestas de repliegues.

Venas escalonadas.

Declives y planicies, grietas de plegamiento.

Yacimientos de relleno de brechas, volcánicos y de hundimiento tectónico.

Rellenos de cavidades por soluciones, filones de cuevas, de galerías y de incisión

Rellenos de espacios porosos.

Rellenos de vesículas.

56

4.3.8. Filones de fisura. Un filón de fisura es una masa mineral tabular que ocupa una o más fisuras,

dos de sus dimensiones son mayores que la tercera.

Formación. La formación de un filón de fisura implica:

La formación de la fisura misma.

Los procesos de formación del mineral.

Las fisuras pueden formarse en virtud de tensiones que actúen en la corteza terrestre, pueden o no ir

acompañadas por fallas, estas pueden ampliarse en el momento de la mineralización, por la fuerza intrusiva de

las soluciones mineralizantes que actúa desde abajo, la fuerza de cristalización de los cristales al adquirir grosor

puede separar como una cuña las paredes de una grieta y practicar una fisura más amplia.

Las variedades de los filones son: simple, compuesto, hojoso, laminada cada una de ellas puede ser

compacta o estratificada.

Simple, ocupa una sola fisura sus paredes son rectas y paralelas.

Compuesto, es una zona de gran fractura que llega a tener decenas de metros de anchura y está integrada

por varias fisuras aproximadamente paralelas rellenas de mineral con vetas transversales que en lazan.

Lenticulares, son gruesos lentejones en esquistos, se encuentran varios a la vez a modo de sarta de

salchicha, pero pueden estar sueltos formando lentejones escalonados.

Laminado, es un grupo de fracturas muy próximas entre, están delimitadas y paralelas cada una se llena de

minerales y queda separada por capas de roca estéril.

4.3.9. Características físicas. La mayoría de los filones de fisura son estrechos, y su longitud oscila

entre una decena de metros y algunos kilómetros, pocos son verticales la mayoría están inclinados, con

afloramiento en la superficie.

4.3.10. Yacimientos de cizalla. Las aberturas delgadas, hojosas, y conectadas entre sí de una zona

de cizalladura sirven de excelentes conductos para las soluciones mineralizantes, y se produce una deposición

en el interior de las venas y grietas en forma de granos finos o placas delgadas de minerales. El espacio que

quedo abierto es insuficiente para contener suficiente minerales no ferrosos para constituir una mena, pero el

oro con pirita forma depósitos explotables.

4.3.11. Reemplazamiento Metasomático. El reemplazamiento metasomático se denomina

generalmente, al proceso más importante en la formación de los yacimientos minerales epigenéticos, Es el

57

proceso dominante en la deposición mineral, en los yacimientos hipotermales, mesotermales e importante en el

grupo epitermal; las menas de los depósitos metasomático de contacto se formaron casi por completo mediante

este proceso; es el proceso regulador de la deposición del enriquecimiento de los sulfuros supergénicos.

Además, desempeña el papel más importante en la alteración de las rocas que acompaña a la mayor parte de la

metalización epigenético.

El reemplazamiento puede definirse como proceso de solución y deposición capilar esencialmente

simultánea, en virtud de que uno o varios minerales de formación anterior son sustituidos por un mineral nuevo.

Por medio del reemplazamiento la madera puede transformarse en sílice (petrificación), un mineral puede pasar

a ocupar el lugar de otro conservando su forma y tamaño (seudomorfos), o una gran masa de mineral macizo

puede ocupar el lugar de un volumen igual de roca. Así se originan muchos depósitos minerales.

El mineral (metasomo) no necesita tener ningún Ion común con la sustancia substituida. Los minerales

substituyentes son acarreados en solución, y las substancias substituidas son alejadas también en la solución.

4.3.12. Proceso de reemplazamiento. Si las soluciones mineralizantes se encuentran minerales que

son inestables en su presencia, se produce el reemplazamiento. El intercambio es virtualmente simultáneo, y el

cuerpo resultante puede ocupar el mismo volumen y puede conservar idéntica estructura que el cuerpo original.

Si una pared de ladrillos se fuese quitando cada ladrillo uno a uno y se sustituyera por un ladrillo de plata del

mismo tamaño, el resultado seria una pared del mismo volumen y de la misma forma incluso con el detalle del

mosaico de los ladrillos.

4.3.13. Agentes del reemplazamiento. Los yacimientos de reemplazamiento son producidos por

soluciones líquidas o gaseosas y ambas predomina el agua. Las soluciones líquidas desempeñan el papel más

importante. La mayor parte de los yacimientos de reemplazamiento hipogénicos, se consideran depositados a

partir de soluciones alcalinas termales de procedencia ígnea; estas soluciones pudieron haber salido de la

cámara magmática en forma de líquidos alcalinos o de emanaciones gaseosas ácidas, que ulteriormente se

condensan en líquidos y generalmente se vuelven alcalinos por reacción de las rocas por las cuales pasan las

aguas calientes, que al principio son enteramente magmáticas pueden haberse diluido y después de mezclarse

con aguas meteóricas próximas a la superficie. Las materias arrastradas proceden en gran parte del magma,

pero alguna procede del hastial disuelto.

58

La superficie fría o de las aguas artesianas producen también yacimientos de reemplazamiento, tanto

primarios como supergénicos por ejemplo: algunos depósitos de manganeso y muchos depósitos de sulfato

supergénico y las emanaciones gaseosa.

4.3.14. Yacimientos minerales resultantes. Los yacimientos minerales formados por

reemplazamiento pueden dividirse en: Yacimientos masivos compactos, de filón de reemplazamiento y

diseminados, los yacimientos de hierro, son los depósitos metálicos mayores y más ricos.

Los yacimientos masivos se caracterizan por su gran variabilidad de su tamaño y por su forma

extremadamente irregular, las masas situadas en caliza, generalmente se condensan y adelgazan forman

siluetas ondulantes.

En general, los yacimientos están formados en su mayor parte, de mineral introducido y de minerales de

ganga, y materia rocosa.

4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento. Están localizados a lo largo de delgadas capas o

fisuras cuyas paredes fueron reemplazadas por su forma parecen filones de fisura los anchos varían a lo largo

del mismo, el mineral puede ser masivo o diseminado.

4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento. El material introducido constituye tan sólo

una pequeña proporción del mineral. Los minerales están diseminados en toda la roca huésped, en forma de

motas, granos o vejigas generalmente de pequeñas vetas, y representan el tipo de reemplazamiento de centros

múltiples.

La cantidad de ganga introducida es pequeña, y la mena consiste en roca huésped alterada y los granos

diseminados. El contenido total de minerales metálicos puede llegar a ser de sólo el 2 % de masa.

4.3.17. Forma y volumen. La forma de los yacimientos de reemplazamiento está determinada en gran

parte por los rasgos estructurales y sedimentarios son irregular, tabular, anticlinales, sinclinales o grandes

depósitos diseminados.

4.3.18. Textura de los minerales. De reemplazamiento, varía considerablemente según las

condiciones de temperatura y presión de formación y el grado de sustitución.

En todos los minerales de reemplazamiento falta la crustificación, y están ausentes las drusas.

59

Los minerales diseminados se caracterizan por su textura moteada. Los granos de mineral pueden ser

amorfos, como en los minerales de cobre, o cristales, como en los depósitos diseminados de plomo.

Los minerales masivos pueden conservar su textura y estructura de las rocas a que sustituyen, como la

textura de las calizas oolíticas, los romboedros de dolomitas o los fenocristales del pórfido. Sin embargo,

comúnmente esta textura originaria queda destruida por completo.

4.3.19. Crestas de Repliegue. Si se dobla fuertemente un grueso montón de papel se forman repliegues

y aberturas entre las hojas del vértice del arco, dé manera análoga se forman receptáculos de mineral a ser

plegadas fuertemente capas alternas de rocas favorables o desfavorables, como cuarcita y pizarra. Al rellenarse

de mineral parecen la sección vertical de una silla de montar, y de ahí su nombre inglés (Saddle).

4.3.20. Venas Escalonadas. Se da el nombre de venas escalonadas a fracturas transversales cortas y

espaciadas, con mayor o menor regularidad que se encuentran en los diques y se extienden en forma

aproximadamente paralela, de pared a pared del dique, estas aberturas pueden contener tal cantidad de mineral

que formen depósitos de importancia comercial, las fisuras pueden formar venas individuales, aisladas.

4.3.21. Declives y Planicies. Por carga ligera, el hundimiento o un plegamiento sinclinal suave de las

capas sedimentarias quebradizas da origen a una serie de resquebraduras de tensión o aberturas, conocidas

colectivamente con de declives y planicies.

Un plegamiento suave abierto forma también grietas de tensión anticlinales en charnelas del anticlinal o en

las artesas de sinclinales.

4.3.22. Grietas de plegamiento. Las grietas de los anticlinales y sinclinales producidas por plegamiento

bajo carga, tienen generalmente pequeña extensión vertical y tienen la apariencia de peldaños.

4.3.23. Rellenos de cavidades por soluciones. Se les encuentra en las calizas a poca profundidad y se

cree que fueron disueltos por encima del nivel friático por aguas superficiales cargadas de anhídrido carbónico.

Las cuevas de tamaños y formas diferentes son características de las regiones cársticas que han

experimentado prolongada erosión y que van acompañadas por hundimientos.

Las pequeñas cuevas pueden estar casi llenas de mineral, pero las cuevas grandes, solo contienen

generalmente costras periféricas de minerales en las cuales pueden figurar grandes y hermosos cristales.

60

4.3.24. Rellenos de espacios porosos. Los espacios porosos pueden contener minerales, además de

petróleo, gas y agua, se encuentran minerales de cobre ocupando poros en las areniscas y en las capas rojas

Pérmicas otros elementos de importancia son el vanadio y uranio.

4.3.25. Rellenos vesiculares. La parte superior vesicular de la lava vesicular permeable puede servir de

conducto para las soluciones mineralizadoras. Se han encontrado en las vesículas existentes de los basaltos

rellenas de cobre y han dado a varios depósitos de importancia mundial y han sido explotados hasta una

profundidad de 2,750m.

4.3.26. Brechas Hidrotermales. Dentro de este yacimiento se a observado que existen dos tipos de

brechas hidrotermales asociados a ellos: Las brechas de colapso y brechas de intrusión y son buenos

receptáculos para la mineralización.

4.3.27. Brecha Hidrotermales de colapso. Se define como una roca brechada con un

desarrollo vertical más grande que sus dimensiones horizontales las características que presentan son las

siguientes:

Se originan por gravedad y presentan una sección elíptica o circular.

Los contactos con la roca encajonante están bien marcados y se tiene presencia de fracturas verticales.

Pueden o no alcanzar la superficie.

Se encuentran en grupos y ocasionalmente presentan una alineación bien definida y su tamaño es

variable y pueden alcanzar gran profundidad.

Los fragmentos de roca que constituyen tienen la misma composición que la roca encajonante.

Los fragmentos de la roca son normalmente angulosos, tabulares en ocasiones sé Presentan bloques

exfoliados dando formas arredondeadas. Los fragmentos tabulares son originados por

“descascaramiento” de las paredes de las chimeneas y por exfoliación del bloque redondo.

Generalmente el brechamiento va graduando hasta constituir un Stockwork.

Contienen gran cantidad de espacios vacíos como evidencia de la remoción de grandes volúmenes de

roca de roca original.

Fluidos hidrotermales inyectados posteriormente dentro de la brecha, pueden formar canales para una

segunda época de mineralización.

Cuando están mineralizadas, el mineral de mena puede cubrir toda la brecha o formar una pequeña parte

de la estructura.

61

Generalmente la matriz no contiene polvo de roca. Las brechas de colapso mineralizadas, presentan un

tipo estructural con variedad de cambios, como chimeneas fracturadas y zonas de Stockwork.

Existen muchas teorías que tratan de explicar el origen de este tipo de brechas solo se mencionaran algunas.

4.3.28. Nortón (1973). Supone que en una intrusión en la cual una concentración alta en volátiles en su

parte superior que al reunirse originan una burbuja que va aumentando de tamaño gradualmente hasta que la

presión del vapor obliga la ruptura y el espacio desocupado entonces es rellenado por fragmentos de la roca

encajonante.

4.3.29. Locke (1926). Considera que la brecha se origina debido a una subsidencia causada por la

remoción de roca en la base de la chimenea. Esta es causada por una acción corrosiva de soluciones

tempranas, que dan paso a que se constituya un depósito mineral y reemplazamiento dentro de la columna de

fragmentos de roca.

4.3.30. Perry (1961). El supone que la presencia de un cuerpo intrusivo en el cual hay una serie de

pulsaciones que van dejando huecos en su techo, y locamente que esta acción favorece al colapso por

hundimiento de la roca encajonante.

4.3.31. Brechas Hidrotermales de Intrusión. Sus estructuras están ampliamente desarrolladas en

muchos distritos mineros y están asociadas a depósitos de pórfidos cupríferos de algunas características:

Se presentan como cuerpos irregulares, mantos, diques y raras veces chimeneas

La forma de los fragmentos varía de subangulosos a redondeados.

La matriz de estas brechas generalmente consiste de polvo de fragmentos pequeños

Es común la presencia de huecos o cavidades dentro de la brecha.

En ocasiones varían gradacionalmente a un fracturamiento en Stockwork. Los fragmentos de la

brecha han sido rotados, el desplazamiento ha sido muy pequeño.

La matriz de estas brechas puede o no estar mineralizadas, siempre que estas

estructuras se hayan formado antes o después de evento.

La mayoría de los cuerpos se presentan a partir de una zona de alteración sericítica por la acción

de la presión de los fluidos. (Sillitoe, 1975).

4.3.32. Fracturamiento Hidráulico. Esta teoría explica que el tipo básico de brechas se debe a

desarrollos hidrotermales como brecha de ruptura, formada por el fracturamiento hidráulico causado por

62

pulsaciones magmáticas que proporcionan presión necesaria, para introducir soluciones hidrotermales dentro

de las rocas sobreyacentes a lo largo de fracturas incipientes. (Kenrs, 1964).

4.3.33. Brechación química. Esta teoría trata de explicar el origen de ciertas brechas y

esta relacionada con depósitos de mena. El brechamiento es considerado por esfuerzos generados durante el

asentamiento de los bloques que son acompañados por soluciones debilitantes de las rocas subyacentes,

debido al fracturamiento a lo largo de las fracturas incipientes.

4.3.34. Brechas de Hundimiento. En los métodos mineros de excavación en mina, se empieza a

excavar Al pie de un bloque de mineral; entonces, la roca que forma el techo empieza a hundirse, y este

hundimiento se va extendiendo, hasta que el bloque es una masa de fragmentos mineral angulosos y confusos

con considerable espacio abierto.

4.3.35. Depósitos de relleno de brechas. Los fragmentos de roca angulosos en las brechas dan origen

a numerosos huecos que permiten la entrada de las soluciones y la deposición de ulterior de mineral, formando

depósitos de relleno de brechas, las brechas pueden resultar por vulcanismo, hundimiento o trituración.

4.3.36. Brechas volcánicas. Son aquellas que se han formado por una actividad volcánica explosiva y

da origen a depósitos de brecha estratificados y chimeneas de brechas o cráteres.

4.3.37. Depósitos de brecha tectónica. Las brechas producidas por plegamiento, falla, intrusión, y otras

fuerzas tectónicas han sido bautizadas con otros nombres: brechas de quebramiento, de conglomerado,

craquelado, y desmenuzamiento.

4.3.38. Bolsadas o Bonanzas. Las denominaciones de bolsas, nidos o racimos o riñones se emplean

diversamente en diferentes lugares para designar concentraciones pequeñas e irregulares de mineral. se

refieren a concentraciones hipogénicas o supergénicas.

La palabra bonanza. Se usa para designar bolsada o racimo de mineral excepcionalmente rico, de modo

especial a lo que se refiere al oro y la plata y se refiere a ricas masas secundarias. Chimeneas o tubos se

emplean para designar bolsadas de mineral verticales o inclinadas, pueden encontrase en el interior de los

filones de fisura.

63

Forma y tamaño. Las bolsadas pueden ser irregulares, pero regularmente tienden hacer masas alargadas,

que extienden en posición regular.

Grupos:

Bolsadas de espacio abierto, debido a la existencia de espacio abierto.

Bolsadas de intercesión, debido a intersecciones de vetas.

Bolsadas aprisionadas, debido al embalse de soluciones mineralizasteis.

Bolsadas determinadas por los jastiales debido al efecto sobre la precipitación.

Bolsadas determinadas por la estructura debido a influencias estructurales.

Bolsadas determinadas por la profundidad, debido al descenso de la temperatura y

presión.

Bolsadas de mineralización periódica, debido a sucesivos períodos de mineralización.

Bolsadas no clasificadas, debido a factores desconocidos.

4.4. YACIMIENTOS STOKWORS O CRIADEROS DE MASA

GEOLOGÍA DE LOS PÓRFIDOS CUPRIFERROS

4.4.1. Generalidades. Exploración de los depósitos minerales, conocidos como pórfidos cupríferos se

ha intensificado la exploración debido a la demanda que tiene el mercado del cobre a nivel mundial. La mayor

parte de reservas de cobre en el mundo se localizan en este tipo de yacimientos.

Una característica es que son yacimientos de baja ley y de alto tonelaje, las leyes son del orden del menos

del 1% y mínimas andan del orden del 0.55%.

Según Lowell y Guilbert (1970), son depósitos de cobre / molibdeno, presentes en forma diseminada y en

vetillas formando stockworks. La mineralización esta emplazada en varias rocas huéspedes que han sido

alteradas por soluciones hidrotermales más o menos dentro del patrón zonal concéntrico.

El depósito típico es de grandes dimensiones que varían desde cientos de metros hasta varios kilómetros

(Cananea, La Caridad, Bingham, Utah), la forma y dimensiones esta en función del tipo de roca intrusiva, de la

roca encajonante. Las rocas que forman la mayoría de los stocks mineralizados en Norteamérica y Sonora

México varían de granodiorítas a monzonitas de cuarzo, predominando aparentemente las últimas.

64

El depósito contiene cantidades menores de molibdenita en los pórfidos de las regiones continentales (E.U. y

Sonora) de oro en los que están en los arcos insulares del Pacifico y las Antillas.

Existen algunos modelos de zonación de la mineralización con formación de vetas epitermales en la periferia

de los sistemas.

El grado de cobre hipogénico es generalmente cercano a 0.40% y del molibdeno 0.02%. Grandes zonas

concéntricas de alteración hidrotermal son también clásicas en estos depósitos, los conjuntos minerales de

mayor temperatura y presión se encuentran en el núcleo, que se rodea de zonas de menor grado de alteración

sucesiva.

Los depósitos tienen un amplio desarrollo vertical y horizontal su forma es más o menos ovoide, sus

dimensiones horizontales son 2 a 3 Km. En el cuerpo de Birgham Canyon en UTA producen más molibdeno.

4.4.2. Origen de los Pórfidos cupríferos. La teoría de la tectónica de placas ha producido entre la

gran revolución introducida a la geología, nuevos conceptos relativos a la metalogénesis de los yacimientos de

cobre diseminado. Varios autores (Wise, 1963; Heirzler, 1968; Mxwell, Plafker, 1970; Michell and Garso, Sillitoe,

1972), han estudiado la asociación petrogenética, geográfico – tectónica y temporal de los cinturones cupríferos,

concluyendo que su origen, puede apoyarse en los conceptos de la tectónica global.

Los procesos claves en la teoría de la tectónica de placas son la acresión y la separación del piso

oceánico en las dorsales, las fallas de transformación y el empuje hacia bajo de la placa oceánica en las

márgenes continentales y arcos insulares.

Para la formación de los depósitos de cobre, el fenómeno critico es la subducción de la placa o corteza

oceánica debajo de los continentes, porque es en la parte superior de esta placa en hundimiento donde se

generan por fusión parcial los magmas calcoalcalinos que forman las andesitas de arco insular o continentales y

las intrusiones plutónicas cogenéticas. Se considera que la fusión parcial comienza a operar a partir de los 100

Km de profundidad dentro de la corteza terrestre porque la placa fría produce una variación en las isotermas del

interior de la tierra. Sillitoe en (1972), propone que los metales que van a llegar a los depósitos porfídicos fueron

derivados desde el manto e incorporados a la corteza oceánica en la unión de la placas divergentes y sugiere

que la distribución espacial y temporal de los depósitos porfídicos depende de los factores principales: el nivel de

erosión de una serie o cadena volcánico–intrusiva y el tiempo y de la disponibilidad de metales sobre una

subducción subyacente.

65

El factor de erosión se propone para tratar de explicar la escasez de depósitos porfídicos en cinturones

orogénicos premesozoicos y la relativa abundancia de depósitos porfídicos expuestos, de edad Cretácico

Superior–Paleoceno, en orogenias postpaleozoicas. Provincias con alta concentración de depósitos se interpreta

como regiones debajo de las cuales la corteza oceánica anómalamente rica en cobre fue consumida en las

zonas de subducción o de Benioff (Sillitoe, 1972). Los depósitos porfídicos se formaron durante una serie de

pulsos imperceptibles relativamente cortos. Al parecer el reemplazamiento de cobres porfídicos en cinturones

lineales es independiente del control por lineamientos tectónicos y los depósitos porfídicos pueden ser formados

sobre zonas de subducción activas en periodos de convergencia de placas litosféricas.

La deficiencia de sedimentos a lo largo de la costa del pacifico con respecto a la del atlántico sugiere un

consumo de corteza oceánica en las zonas de subducción. El consumo y fusión parcial de la corteza oceánica,

conteniendo horizontes metalíferos en las capas exteriores de sedimentos sobreyacentes, explican la

procedencia y asociación de plutones calcoalcalinos y depósitos minerales relacionados. Según Demant (1975),

por debajo de la secuencia de las rocas ácidas que cubre la parte superior de la Sierra Madre Occidental, se

observan rocas andesíticas de Oligoceno, las cuales están afectadas por numerosas intrusiones granodioriticas

y gabroicas (50–90 millones de años).Explica la génesis del magma, suponiendo que durante el Mioceno –

Oligoceno existía en la margen del Pacifico de México, una zona de subducción ligada a una placa actualmente

desaparecida debajo del Continente americano, que fue la Placa del Farallón. La compresión que existe en

estas zonas se manifiesta al nivel del plano de Benioff, pero en la superficie se lleva acabo fenómenos de

distensión que favorecen la creación de un graben y la ascensión del material magmático.

Como se puede observar la tectónica de placas explica el magmatismo calcoalcalino con los cinturones

orogénicos, sin embargo las contribuciones relativas de manto contra la corteza, se desarrollan magmas por

fusión parcial a lo largo de las zonas de subducción y de posible contaminación tardía por la corteza continental,

durante el ascenso de los magmas.

Aún cuando esta teoría tiene bastante aceptación, existen algunos investigadores que expresan ciertas

dudas. Lowell (1974) argumenta que la asociación espacial de cinturones pórfidos con las trincheras oceánicas y

posibles zonas de subducción no son satisfactoriamente aplicables a la provincia cuprífera del SW de E.U, por

su distancia desde la margen continental y la evidencia fija inconclusa de su trinchera oceánica conocida al

tiempo de la mineralización porfídica. Otros problemas son de gran persistencia de los depósitos a través de

fisuras maestras. Las cuales actuaron como controles de mineralización de varios puntos bastante separados en

tiempo y también la forma no lineal sino elíptica de la provincia. Así mismo, son demasiados complejos los

procesos implicados en el origen de los pórfidos cupríferos por tectónica de placas.

66

a)

67

(b)

Figuras 11. (a,b). Muestran el Origen de los Pórfidos Cupríferos por Tectónica de Placas (Shilitoe, 1972)

Ambiente Tectónico y Tipo de actividad Geotermal

68

Fig.12. (A,B). Tipos principales de yacimientos epitermales de metales preciosos y distribución espacial de los fenómenos de alteración. A: sulfato ácido, B: sericita-adularia. Muestra las nuevas teorías de los pórfidos cupríferos

Primero, los fluidos ricos en metal, fueron derivados de centros de propagación en el medio

oceánico.

Segundo, los metales fueron concentrados en la corteza oceánica.

Tercero, fue subducida sobre la placa continental y fundida.

Cuarto, el metal fue concentrado por diferenciación del plutón y depositado en la parte

superior como un depósito porfídico.

Por lo cual Lowell (1974) considera más simple y más lógico derivar el metal desde un origen en la base de

la corteza terrestre o sobre el manto a partir de un plutón migrado hacia arriba a lo largo de una zona de

debilidad de la corteza.

4.4.3. Rocas Intrusivas Mineralizadas. La composición de las rocas ígneas intrusivas asociadas con

los depósitos de pórfidos cupríferos son generalmente granodiorítas y monzoníticas de cuarzo en los depósitos

americanos y diorita de cuarzo se presentan en los arcos insulares en él (Pacífico). Generalmente las rocas son

de textura porfídica, algunas ocasiones se observa la textura fanerítica. El tipo de intrusión más común en los

depósitos de cobre porfídico. Stringham (1966) llama intrusión pasiva, caracterizada por un emplazamiento que

no ocasiona grandes perturbaciones, en las rocas encajonantes.

4.4.4. Rocas Encajonantes. Las rocas encajonantes están relacionadas con los pórfidos cupríferos

pero no son determinantes solamente en las calizas, estas pueden ser de cualquier tipo, ígneas, sedimentarias o

metamórficas.

La edad de estas rocas varía desde precámbricas hasta terciarias. Sin embargo los tipos de roca

encajonante más comúnmente asociados a los pórfidos cupríferos son: derrames andesíticos, rocas

piroclásticas, lahares, rocas volcanoclasticas, riolitas traquitas y dacitas.

4.4.5. Estructura. La forma y dimensiones de los cuerpos intrusivos en los cuales se localizan los

pórfidos cupríferos son muy variables. Dependen de factores, tales como combinaciones de efectos de orden

interno del tipo de la intrusión en sí y del orden externo, influenciado por las propiedades físicas y químicas de

la roca encajonante.

69

Sin embargo las estructuras pre-intrusión, son las que controlan el emplazamiento de las rocas intrusivas,

siendo comunes los alargamientos siguiendo la orientación principal de las estructuras.

Una las principales características es su fracturamiento en forma de enrejado, donde se presenta una

intensa alteración hidrotermal acompañada de mineralización que rellena a las fisuras de un mineral hipogénico.

Dentro de estas estructuras se presentan masas porfídicas, diques, pegmatitas, aplitas, brechas.

4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos. La alteración hidrotermal es definida como

la relación que tienen las rocas encajonantes que rodean a los depósitos de origen hidrotermal con fluidos

calientes que pasan a través de ellas, con los cuales puede estar asociada la mena. En esta reacción el agua, la

sílice, y el bióxido de carbono, están presentes en exceso, si las rocas encajonantes son inestables en presencia

de fluidos calientes y estos sufrieran cambios físicos y químicos hasta encontrar un nuevo equilibrio para estas

condiciones, formándose nuevos grupos de minerales, debido a la presión y temperatura y composición de

fluidos de alteración. La alteración hidrotermal es una de las principales características de los pórfidos

cupríferos. Según el modelo de alteración propuesto por Lowell y Guilber (1970), en un pórfido cuprífero

idealizado se reconocen las siguientes zonas de alteración, dispuestas en forma concéntrica y son las

siguientes:

El modelo de LOWELL & GUILBERT (1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones hidrotermales de la

roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la ubicación de las

mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su contenido en minerales

secundarios. (Que pueden ser iguales o diferentes de los minerales de origen primario). Entonces para

determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay que diferenciar al primero entre minerales

primarios y secundarios y después se analiza la Paragénesis de minerales secundarios.

Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales:

Alteraciones, Potásica, Fílica, Argílica, Propilítica y Sericítica. La secuencia de alteración desde el

núcleo a la periferia varía desde el orden antes mencionado. Los minerales característicos son: Clorita, epidota,

calcita, y pirita. El 90 % de la mineralización se presenta en vetillas y hay poca diseminación, es común la

presencia de venas verticales con pirita, galena, esfalerita, calcopirita.

La biotita es remplazada a lo largo del crucero por clorita y calcita, la epidota y la calcita son comunes

reemplazando a las plagioclasas.

70

Los grupos mineralógicos más comunes de este tipo son las siguientes:

Clorita –calcita-colinita

Clorita-calcita –talco

Clorita- epidota-calcita

Clorita-epidota

Como las alteraciones propilíticas y argilítica tienen en común caolinita, montmorillonita, sericita y clorita,

en ocasiones es muy difícil distinguirlas.

a). Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración.

Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales a

ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y clorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas veces con

sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwork. El núcleo de este zona puede ser pobre en mena.

Conclusión:

kfeld+bio

kfeld+chl

kfeld+bio+chl

+/-ser

+/-anh

+/-qz (en stockwerk)

En esta zona el contenido de sulfuros es bajo. La relación de pirita – calcopirita es de 1:2, se tiene 0.3% de

cobre casi totalmente como calcopirita, pero aumenta a0.5% y 1% en los alrededores de la zona, en donde la

relación de calcopirita es 1:1. La calcopirita esta diseminada comúnmente. La pirita por lo general forma

stockworks, la magnetita es rara o esta ausente y el molibdeno se encuentran en vetillas.

b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) Es el límite entre la zona potásica y la zona filítica no es bien

definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los feldespatos se

descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragénesis de cuarzo-sericita-pirita con poca clorita (chl),

Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta zona.

Conclusión:

q+ser+py

ser,

71

+/-rut

+/-chl

+/-Illita

+/-pyfi

c) Zona Argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente corresponde a

la formación de minerales arcillosos, como el caolín, montmorillonita y pirita en vetillas pequeñas. Los

feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió parcialmente a clorita. Los

minerales son. Q+/-ser + py.

En la Zona Fílica y Argílica, dentro de estas zonas el contenido de cobre varía de 0.1 a 0.55%, con

una relación de pirita–calcopirita de 10:1, presentándose estos dos sulfuros principalmente en vetillas. Es

común encontrar zonas con contenido de pirita de 6 a 25% en peso. Generalmente la pirita ocurre en vetillas.

d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto definido a la

roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta que desaparecen completamente. Las

características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Las plagioclasas no siempre

muestran alteraciones, biotita y hornblenda se cambiaron parcialmente o total a clorita y carbonatos. Los

minerales son. Cl-Epi-Carb-adularia-alb.

La alteración Supergénica es de mucha importancia para determinar las zonas de sulfuros secundarios.

Basándose en el análisis de las limonitas presentes en los capotes de lixiviación de los pórfidos cupríferos con

alto contenido de pirita. Estos casquetes o capotes pueden ser hematíticos, jarosíticos y goethíticos o una

combinación de los tres. Todo depende del tipo de alteración hidrotermal, la mineralogía de los sulfuros

hipogénicos, la permeabilidad de la roca, el fracturamiento y brechamiento de la misma.

La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata, oro y calcopirita, con algo de

galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca, aunque es común la presencia

de pirita diseminada.

72

Zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero idealizado (Lowel Guilbert, 1970)

Abreviaturas

Adul - AdularíaAlb - Albita Anh - AnhidritaBi - BismutoCaol- KaolínCarb - CarbonatosCl - Clorita

(a)

Abreviaturas

Cp - CalcopiritaEsf - EsfaleritaGal - GalenaMag - MagnetitaMb - MolibdenitaPi - PiritaAg - PlataAu - Oro

(b)

73

(c)

Figuras 13(a,b,c). Diagramas según Lowell & Guilbert

a) Diagrama esquemático de las zonas de alteración

b) Diagrama esquemático de la ocurrencia de sulfuros

c) Diagrama esquemático de la zonación de alteración y mineralización

Las características de los capotes de lixiviación son los siguientes:

4.4.7. Casquéte de lixiviación hematítico. La hematita es un mineral de oxidación en algunos

depósitos de tipo pórfido cuprífero. Es producto de oxidación de la calcosita, originada por procesos

supergénicos. Los casquetes se desarrollan en la zona de alteración Fílica, la pirita, el cuarzo – sericita facilitan

la lixiviación, se pueden tener manifestaciones de cobre en la superficie como (malaquita, azurita, crisocola).

4.4.8. Casquete de lixiviación Goethítico. Estos capotes de oxidación sé desarrollan sobre zonas de

bajo contenido de pirita, porque la lixiviación es pobre y los minerales de cobre quedan “in situ”. Normalmente el

casquete se desarrolla a partir de sulfuros hipogénicos, pirita, calcopirita, tienen poca a abundante malaquita,

azurita, crisocola, brocantita y Wad de cobre, indican una zona de enriquecimiento muy pobre.

4.4.9. Casquete de lixiviación Jarosítico. Este tipo de capote se desarrolla en zonas muy sericíticas

ricas en pirita, por lo que en la mayoría de los caso están sobreyaciendo a cuerpos sin valor económico. Aunque

también pueden sobreyacer a cuerpos mineralizados de enriquecimiento secundario. Es importante reconocer

los diferentes tipos de limonita, mediante análisis, se puede determinar el tipo de mineralización existente en

zonas de enriquecimiento.

4.4.10. Mineralización Primaria. Los minerales primarios o hipogénicos son aquellos que se formaron

a profundidad por procesos relacionados con la actividad hidrotermal que produjo la alteración de las rocas

mineralizadas simultáneamente.

Aquellos que se caracterizan a los pórfidos cupríferos son: Calcopirita, bornita, y molibdenita, asociados con

cantidades variables de pirita y /o pirrotita.

Están controlados estructuralmente por fracturas y / o brechas, sin embrago, son comunes las

diseminaciones singenéticas de pirita, calcopirita, bornita, y raramente molibdenita en las rocas porfídicas y

74

diseminaciones epigenéticas de todo tipo de sulfuros que reemplacen a los minerales de las rocas plutónicas y

rocas encajonantes volcánico-sedimentarias.

La zonación especial y temporal de los sulfuros es común. Las zonas con alto contenido de molibdeno

ocupan el núcleo del depósito, la bornita, la calcopirita decrecen a partir de el. Los halos de pirita que contienen

arriba del 20% de sulfuros en volumen comúnmente ocupan la periferia del núcleo central del depósito. Los

sulfuros y sulfosales, que incluyen galena, esfalerita y tetraedrita, se presentan en pequeñas cantidades como

rellenos de vetas tardías dentro y adyacentes a los depósitos.

La pirita es el primer sulfuro que se forma y continúa su formación durante todo el periodo de metalización.

La calcopirita y la bornita se formaron después más o menos simultáneamente como granos desunidos, la

formación de la molibdenita probablemente ocurre en las últimas etapas de metalización, la pirita es muy

importante, puesto que proporciona los solventes necesarios para los enriquecimientos posteriores. Lowell y

Guilbert (1970), propusieron zonas concéntricas de mineralización, relacionadas con las zonas de alteración,

siendo sus zonas muy variables.

4.4.11. Zona Propilítica. La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata,

oro y calcopirita, con algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca,

aunque es común la presencia de pirita diseminada.

4.4.12. Enriquecimiento Secundario. Es un proceso mediante el cual los elementos de minerales

cupríferos así como otros, pero especialmente los sulfuros, después de ser alterados u oxidados parcialmente o

totalmente, son transportados por soluciones percolantes y redepositados. Los factores principales que afectan

el enriquecimiento secundario son: La presencia de minerales primarios, la oxidación, la permeabilidad y los

precipitantes, influyendo también la topografía de la zona química de las rocas, el pH y Eh, del agua circulante.

La oxidación de los minerales primarios produce los solventes necesarios para que tengan lugar el

enriquecimiento secundario, siendo la pirita del mineral primario esencial. Se piensa que el reemplazamiento

secundario se lleva a cabo volumen por volumen y no como intercambio molecular entre las sustancia

remplazarte y la reemplazada.

La permeabilidad de las rocas encajonantes es esencial para permitir la penetración de las soluciones más

debajo de la zona de oxidación. Esta zona debe estar libre de participantes, como roca silícea o carbonatada

que fijan los minerales contenidos en las soluciones enriquecidas.

75

Los sulfuros expuestos a la atmósfera o a la disolución en o cerca de la superficie son oxidados, formándose

ácido sulfúrico y sulfatos de cobre y fierro. Si los iones de carbonatos o silicatos, se encuentran disponibles el

cobre puede ser fijado como malaquita, azurita, crisocola, y otros minerales oxidados.

La profundidad a la cual se extiende la mineralización Supergénica varía en los distintos depósitos, pero la

máxima conocida se extiende a más de 600 m.

4.4.13. Exploración. Los estudios de exploración pueden iniciarse por fotogeología, geoquímica de

suelos, aguas vegetación, métodos geofísicos como la gravimetría, Magnetometría

a). Geología. La exploración geológica de los depósitos de tipo pórfido cuprífero tiene variantes. En un

depósito bien expuesto por afloramiento, la distribución de rocas, la estructura, los patrones de alteración y

distribución de la mineralización se establecen por observación directa, auxiliada por métodos geoquímicos e

interpretar los resultados de los métodos geofísicos, muchos de los cuerpos mineralizados están enmascarados

y cubiertos por aluvión y derrames volcánicos. También debe tomarse en cuenta sus características

estructurales y distribución de la mineralización y alteración de los mismos.

b). Características estructurales. Un Stockwork es una red entrelazada de pequeñas venas que

atraviesa una masa rocosa., cada una de estas pequeñas venas pocas veces rebasa la anchura de unos

centímetros y algunos decímetros y la longitud de unos cuantos metros, y la distancia que la separa ente sí

oscila entre unos cuantos centímetros y algunos decímetros. Las porciones comprendidas entre estas venas

pueden estar parcialmente impregnadas de minerales. Se beneficia toda la masa de la roca. Las pequeñas

venas consisten en bolsas rellenas que presentan estructura Padua, crustificación y drusas.

Los stockwork dan minerales estaño, oro, plata, cobre, molibdeno, cobalto, plomo, zinc, mercurio, y asbesto.

Las pequeñas venas de un stockwork se forman por:

a. Craquelado por enfriamiento de las partes superiores y marginales de las rocas intrusivas.

c) Fisuras irregulares producidas por fuerzas de tensión o torsión, por ejemplo un movimiento de falla

hacia bajo a lo largo de una fisura curva produce un craquelado donde el techo se desplaza sobre el muro

d) Geofísica. Los métodos más utilizados son de Aéreo Magnetometría, Magnetometría terrestre,

gravimetría y los diferentes métodos eléctricos como la polarización inducida.

76

f) Geoquímica. Los programas de exploración geoquímica de rocas y suelos normalmente son

emprendidos durante las primeras etapas de exploración, es la localización de cuerpos mineralizados, mediante

el muestreo de sedimentos de arroyos y analizados por el método de plasma y detectar los elementos

indicadores o trazas, el levantamiento puede llevarse acabo a nivel regional y de detalle o semidetalles

77

Fig. 14. Que muestra la integración de los diferentes métodos utilizados en la exploración de yacimientos minerales

78

CAPÍTULO 5

OXIDACIÓN Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGÉNICO

Cuando un mineral queda expuesto por la erosión, es meteorizado junto con las rocas que lo

encierran. Las aguas superficiales oxidan los minerales metálicos, produciendo disolventes que

disuelven a la vez otros minerales. Un yacimiento metálico queda de este modo oxidado y

generalmente desprovisto de muchos de sus materiales valiosos hasta el nivel de la capa de

aguas freáticas o hasta una profundidad donde no puede producirse la oxidación. La parte oxidada

se denomina zona de oxidación.

Los efectos de oxidación pueden extenderse más debajo de la zona de oxidación, cuando las

soluciones disolventes, frías y diluidas se filtran hacia abajo pueden perder una o la totalidad de su

contenido metálico en la zona de oxidación y dar origen a depósitos de mineral oxidado.

Si las soluciones que se filtran hacia abajo penetran en la capa de aguas freáticas, su

contenido puede precipitarse en forma de sulfuros secundarios y dar a una zona de

enriquecimiento secundario o enriquecimiento sulfuroso supergénico. La parte que no resulta

afectada se le denomina zona primaría o hipogénica.

La oxidación Supergénica y el enriquecimiento se producen conjuntamente. Sin oxidación no

puede haber aporte de los disolventes a partir de los cuales puedan precipitarse más tarde los

minerales en las zonas de oxidación o de sulfuros supergénicos, el proceso comprende tres fases:

1. oxidación y solución en la zona de oxidación.

2. deposición en la zona de oxidación.

3. deposición de sulfuro supergénico

5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación. Los minerales se alteran y la estructura

de la mismos, las substancias metálicas son lavadas o alteradas hasta dar nuevos compuestos, la

textura y el tipo de depósito primitivo quedan obscurecidos y los minerales compactos se hacen

cavernosos; La limonita lo obscurece todo e imprime la corteza oxidada el conocido color oriniento

y llama mucho la atención del minero.

El agua con oxígeno disuelto y entremezclado es el reactivo oxidante más poderoso, pero el

anhídrido carbónico desempeña un papel muy importante, localmente los yoduros, cloruros, y

79

bromuros reaccionan con ciertos minerales dando disolventes poderosos, tales como el sulfato

férrico y ácido sulfúrico, este último reacciona a su vez con el cloruro de sodio, dando ácido

clorhídrico, con el hierro produce cloruro férrico, que es un poderosos oxidante.

5.2. Cambios químicos. Dentro de la zona de oxidación hay dos cambios químicos

principales:

1. La oxidación, solución y la eliminación de minerales valiosos.

2. La transformación in situ de los minerales metálicos en compuestos oxidados.

Las siguientes reacciones.

El ácido sulfúrico ataca también a varios sulfuros, dando sulfatos de sus metales y se forman

cloruros, yoduros y bromuros, principalmente de plata.

La mayor parte de los sulfatos que se forman son fácilmente solubles, y estas soluciones frías

y diluidas se filtran lentamente hacia abajo a través del depósito hasta que producen las

condiciones necesarias para el depósito.

Si la pirita está ausente en los yacimientos que experimentan la oxidación, sólo se forma una

pequeña cantidad de disolventes, se produce poca solución, y los sulfuros tienden a

convertirse in situ en compuestos oxidados, y los sulfuros hipogénicos no se enriquecen, la

pirita ha hecho que la calcopirita se convierta en carbonato de cobre y los sulfuros

supergénicos carecen de importancia.

Un muro de caliza tiende a impedir la migración de ciertas soluciones de sulfato,

inmediatamente reacciona con el sulfato de cobre e impidiendo así todo enriquecimiento de

sulfuro supergénico.

La tendencia general de los cambios químicos en la zona de oxidación es descomponer los

minerales complejos y formar minerales simples. Los metales nativos pueden ser atacados, el

cuarzo es resistente, pero la sílice liberada durante la oxidación, se disuelve generalmente y

los carbonatos se descomponen con facilidad y la mayor parte de los silicatos se alteran,

transformándose en unos cuantos minerales.

80

Solubilidad y solución. Los sulfuros son simples son ligeramente solubles en agua fría y su

orden de solubilidad ha sido clasificado por Weigelen en la siguiente tabla:

Tabla.8. Solubilidad y Solución

Sulfatos comunes

Carbonatos comunes

Sulfuros comunes

(Precipitados).

SO4 Mn CO3 k2 SMnSO4 Zn CO3 Na2 SZnSO4 Mg CO3 Cu Sfe

(SO4)3 Al2 CO3 Mn ScoSO4 Fe CO3 Fe SinSO4 Cu CO3 Mg SCdSO4 Na2 CO3 Zn S3 Sb2

SO4 K2 CO3 Ba SPbSO4 Ag2 CO3 Ca ScuSO4 Ca S3As2

SO4 Pb Sag2

S3BiSHg

El ácido sulfúrico diluido, son atacadas la pirrotina, calcopirita, bornita, blenda y galena; la pirita,

y los compuestos de plata sólo resultan ligeramente atacados, no son atacados los minerales

como la covelita, calcosina y molibdenita sin embargo el sulfato férrico disuelve con facilidad a la

mayoría de ellos.

Los carbonatos son de baja solubilidad y los sulfatos muy solubles, siendo excepciones los

sulfatos de plomo y de bario, (ver tabla del comportamiento ante la oxidación de los minerales

metálicos comunes).

5.3. Coberteras y sombreros de fierro. Las coberteras indican lo que hay debajo de la

superficie, excepto en las regiones heladas la mayor parte de los yacimientos presenta un

sombrero o cobertera de oxidación, esto puede anunciar el hallazgo o descubrimiento de un

yacimiento de gran riqueza.

El sombrero de oxidación es el afloramiento de una masa celular de limonita y ganga situada

encima de los depósitos de sulfuro, la tendencia actual es también llamarlos coberteras,

principalmente cuando tenemos la presencia de depósitos diseminados.

81

5.4. Materias que integran las coberteras y su formación. La limonita, formada

universalmente durante la oxidación de los sulfuros ferríferos, subsiste en la zona de oxidación y

da la cobertera el color que ha de caracterizarlo, generalmente el oro subsiste en los

afloramientos de oro nativo.

Estructuras

Fig. 15. Ejemplos de “boxwork” procedentes de diferentes sulfuros en los procesos de alteración. a), b) y c): estructuras dejadas por galena. d) y e): estructuras dejadas por la alteración de esfalerita. f) relictos de alteración de calcopirita. g) y h) boxwork procedentes de bornita. i) y j) estructuras dejadas por tatraedrita.

82

Figura 16. Tipos de estructuras principales de mineralización diferentes estilos y geometrías de depósitos Epitermales.

83

Como se observa en la Fig 16., los diferentes estilos y geometrías de los depósitos Epitermales para ilustrar

esquemáticamente la influencia de los controles, estructural, hidrotermal y litológica sobre la permeabilidad,

como ejemplo se presentan arriba cada uno de los conductos de los fluidos.

Tabla. 9. COLORES QUE SIRVEN COMÚNMENTE PARA DIAGNOSTICAR EL YACIMIENTO EL AFLORAMIENTO DE METÁLES COMUNES.

Mineral o metal Colores de afloramiento Compuestos oxidadosSulfuros de hierro Amarillos, pardos,

castaños,rojos.

Goethita, oligisto, limonita, Sulfatos.

Manganeso Negro Óxidos de manganeso. Alcochado.

Cobre Verdes, azules Carbonatos, silicatos, sulfatos, óxidos, nativos.

Cobalto Negro, rosa brillante Óxidos, flor de cobalto.Níquel Verde Flor de níquel (annabergita),

garnierita.Molibdenita Amarillos brillantes Wulfenita, molibdenita.Plata Verdoso, céreo Cloruros, nativa.

Arsénico Anaranjado, amarillos Óxidos.Bismuto Amarillo pálido Bismutita.Cadmio Amarillo pálido Óxido de cadmio.

5.5. Limonita. Posnsjak y Merwin demostraron que no existe ninguna especie llamada

(limonita). Los únicos miembros de la serie de óxidos de hierro hidratado son: el oligisto, óxido

férrico, y el monohidrato Fe2 O3.H2 O que existe en las dos formas goethita y lepidocrosita.

5.6. Limonita indígena y transportada. En los afloramientos, el hierro de sulfuros puede:

Fijarse como óxido en lugar del sulfuro precedente, formando limonita indígena que procede

de los sulfuros ocupa los vacíos dejados por ellos, su estructura.

Ser disuelto, transportado y precipitado en otra parte, formando limonita transportada indígena

se deposita en estado férrico insoluble y la transportada lo es en el estado ferroso soluble;

Posnjak y Merwin han demostrado que la oxidación del hierro ferroso a férrico se retrasada

por el ácido sulfúrico libre y acelerada por el cobre.

5.7. Migración del hierro. La naturaleza de la ganga afecta a la emigración de hierro, el

cuarzo, que es una ganga inerte, no ejerce ningún efecto precipitador sobre el hierro en solución,

pero el carbonato lo es: Locke divide las gangas coberteras en cuatro clases:

o inerte (cuarzo y barita)

84

o reacción lenta (mezclas de cuarzo de grano fino, sericita y adularia)

o de reacción moderada (feldespato grueso convertido en poroso por caolinización parcial)

o de reacción rápida (carbonatos).

5.8. Falsos sombreros. El hierro transportado, precipitado por ciertas rocas, puede formar una

superficie manchada de hierro que parezca un verdadero sombrero de hierro, y el parecido es

mayor todavía si la masa de limonítica vuelve a ser meteorización. El falso sombrero se distingue

del verdadero por falta de limonita indígena, de huecos de sulfuro y la naturaleza de la limonita

transportada. Estos falsos sombreros de hierro no se encuentran sobre depósitos de mineral, pero

su presencia puede indicar sulfuros anteriores a no mucha distancia.

5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos. Los sombreros

de hierro, proporcionan muchos indicios buenos respecto al volumen, carácter, y contenido mineral

de los yacimientos ocultos. Para empezar, un sombrero de hierro indica el emplazamiento de

minerales ferriferos precedentes, generalmente sulfuros, con la posibilidad de que también puedan

estar presentes minerales de valor.

Forma y Tamaño. Generalmente, los sombreros de hierro indican la forma y tamaño de los

depósitos subyacentes, los filones tabulares se reproducen fielmente, pero la anchura de

cobertera puede ser muy amplia.

Restos de sulfuros. Los restos de los sulfuros que subsisten en el afloramiento constituyen

pistas directas porque están firmemente encerrados en cuarzo o bien tienen un revestimiento

protector de óxido, y también porque son resistentes a la oxidación.

Huecos. De los huecos que dejan los minerales preexistentes se puede deducir lo siguiente:

La falta de huecos demuestra que anteriormente no existieron minerales.

Los huecos de no sulfuros son de tres clases:

1. Aberturas vesiculares fácilmente distinguibles en lavas.

2. Huecos rectangulares de huecos de feldespato.

3. Los huecos dejados por otros minerales, como carbonatos, clorita, anfíbol o piroxeno,

que generalmente pueden distinguirse como tales a no ser que estén obscurecidos

por una descomposición tropical adelantada.

85

La abundancia de huecos de sulfuros indica abundancia de sulfuros preexistentes, la forma

de los huecos puede indicar minerales anteriores.

5.10. Color de la limonita. Los amarillos pardos, castaños, y rojos de la limonita en

afloramiento con colores muy conocidos que no han sido comprendidos todavía por completo.

Al parecer, los colores de la limonita proceden de la composición mineral, la influencia del

cobre, las impurezas, porosidad, y tamaño del grano. Ponsjak y Merwin, afirman que los óxidos de

hierro puro tienen los siguientes colores: oligisto, rojo obscuro, goethita, amarillo anaranjado, y

jarosita, amarillento En general el color pardo, el castaño y los anaranjados de los sombreros de

fierro significan cobre, los amarillos y rojos ladrillo indican la presencia de la pirita.

Locke, Morse, Blachard, y Boswell, que reconocen las diez variedades de limonita indígena

El color reticulado y posición de la limonita, adecuadamente interpretados, pueden indicar muchos

sulfuros primarios.

5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación. Las capas de aguas freáticas, grado

de erosión, clima, tiempo, estructura de la roca y profundidad, la afectan o la regulan.

Aguas freáticas. La posición de las aguas freáticas es un control de oxidación. Por encima de

ellas puede realizarse libremente la oxidación, por debajo no existe el oxígeno libre disponible

para la misma. La capa constituye normalmente el limite de la profundidad de la zona de

oxidación; ya que la capa de aguas freáticas es aproximadamente paralela a la superficie del

terreno se deduce el fondo de oxidación.

Oxidación por debajo de las capas de aguas freáticas. Puesto que en el agua subterránea

falta generalmente el oxígeno, la zona de oxidación termina generalmente en la capa de

aguas freáticas, se acepta que la oxidación no puede tener lugar a profundidades apreciables

por debajo de la capa permanente de aguas freáticas.

Cambios en el nivel de las aguas freáticas. La posición del nivel de las aguas freáticas no

es permanente, los cambios se producen en ella afectan a la oxidación. El cambio normal del

ascenso, debido principalmente al progresivo ahondamiento del valle y a la erosión de la

tierra.

86

Clima. Los factores climáticos que afectan a la oxidación son la temperatura y las lluvias, pero

con frecuencia estos factores no pueden separarse del efecto tiempo.

Tiempo. Los estudios indican que la oxidación completa y profunda es relativamente lenta y

exige considerable tiempo geológicamente hablando. Es del orden del mioceno y plioceno, por

ejemplo muchos de los depósitos de cobre se formaron durante el terciario.

Rocas. Las propiedades físicas y químicas de las rocas que encierran los yacimientos afectan

a la oxidación, ésta se produce con mayor rapidez en las rocas porosas o quebradizas que se

fracturan o se desmenuzan fácilmente y los esquistos quebradizos favorecen la oxidación.

Las rocas sin fracturas son compactas y densas, tales como cuarcitas, arcillas o pizarras

impermeables, las rocas verdes, plegables, así como las rocas ígneas básicas caolinizadas,

no favorecen la oxidación; los carbonatos se vuelven porosos a la oxidación y permiten una

penetración completa de las aguas superficiales, con la consiguiente oxidación penetrantes

profundidad.

Estructura. Las características estructurales ejercen un control sobre la distribución y

penetración de la oxidación; las fallas influyen en la oxidación de tres modos:

1. Concentran las aguas oxidantes dentro de la zona de falla y permiten una oxidación profunda.

2. Las fallas impermeables aprisionan y concentran esta agua oxidante en los lados de la pared

produciendo una oxidación concentrada.

3. Las fallas impermeables actúan a modo de embalses y protegen las rocas metalizadas

subyacentes contra la penetración a profundidad de las aguas oxidantes.

5.12. Cese de la Oxidación

Nivel del agua. Como el agua subterránea carece de oxigeno libre, la oxidación cesa

ordinariamente en el nivel freático de las aguas.

Ascenso de las aguas freáticas. Cuando asciende la capa de aguas freáticas se sumerge la

zona oxidada y cesa la oxidación.

Enfriamiento. Cuando se hiela el terreno, como en las regiones árticas, cesa toda oxidación.

87

Agotamiento de oxigeno por abundancia de sulfuros. Cuando existe una gran abundancia

de sulfuros por encima de una capa profunda de aguas freáticas puede agotar el oxígeno de

las aguas infiltradas.

Enterramiento. La acumulación de sedimentos o materiales volcánicos detiene la oxidación

Zonas oxidadas sumergidas. Los minerales sumergidos pueden hallarse a profundidades de

500 o más metros respecto a la capa de aguas freáticas.

Generalidades de los minerales de oxidación

1. El mineral cambiará su naturaleza a profundidad.

2. Es probable que produzca un acentuado cambio de contenido a profundidad.

3. En la mayoría de los casos, no es de esperar que la profundidad sea considerable.

4. Se necesitará diferente tratamiento metalúrgico para los minerales subyacentes.

5. No deberán montarse las instalaciones de extracción hasta que se haya delimitado el

volumen del mineral oxidado.

6. Generalmente es necesario un transporte más adecuado para los minerales oxidados que para

los no oxidados, por que muchos se expiden directamente a las fundiciones.

5.13. Enriquecimiento Supergénico. Los cambios operados en los depósitos de mineral

por la oxidación son tan claros y visibles, desde hace mucho tiempo se han reconocido

unánimemente. Los metales en solución que escapan a la captura en la zona de oxidación gotean

hacia abajo, Hacia lugares donde no existe oxígeno, generalmente la capa de aguas freáticas, y

ahí se depositan en forma de sulfuros secundarios. Los metales desplazados de arriba van siendo

añadidos así a los existentes debajo, con lo cual se enriquece la parte superior de la zona de

sulfuros. Esto da origen a la zona de enriquecimiento secundario, llamada también ahora zona de

sulfuros supergénicos.

Esta a su vez, se halla encima de la zona primaria o hipogénica, la erosión progresiva

permite una oxidación más profunda y transcurrido un tiempo los sulfuros supergénicos se oxidan

y su contenido metálico es trasladado a la zona inferior de enriquecimiento.

88

5.14. Sombreros de hierro y coberteras. Las coberteras oxidadas y los sombreros de

hierro indican el mineral preexistente, que pudo no ser enriquecido. De todos modos, los minerales

enriquecidos han dejado algún indicio en él:

1. Rastro de los metales que experimentan enriquecimiento de sulfuros.2. Masa de limonita evidencia de sulfuros supergénicos, calcosina.3. Eliminación de metales del sombrero.4. Caolinización.

5. Asociación

(a) (b)

89

Fig.17. (a,b) Muestran la estructura y el proceso de oxidación y enriquecimiento supergénico de los yacimientos.

90

Fig.18. Muestra las soluciones Epitermales de baja y alta sulfuración

91

CAPÍTULO 6

YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS

6.1. Proceso Sedimentario. Las Rocas Sedimentarias, son el producto de la transformación de rocas

preexistentes, debido a la actuación de la gravedad, de los agentes atmosféricos y también de la

actividad de algunos organismos vivos. Las rocas sedimentarias son el producto de la consolidación de

los sedimentos, es decir de minerales sueltos debidos al cúmulo mecánico de fragmentos de tamaño

variable (sedimentos clásticos) o a la precipitación de disoluciones, con o sin la actividad de organismos

que fijan las sales disueltas en el agua (sedimentos organogénicos y químicos)

El proceso sedimentario clásico comprende varios estadios. Se inicia con la alteración del material

procedente de parte de los agentes mencionados anteriormente; ello conlleva a la formación, encima de

la roca intacta, de un suelo, cuyo espesor es función del tipo de agente de alteración, de la duración del

fenómeno, de la naturaleza del material y de la posibilidad de aportación de los productos.

El transporte se realiza generalmente mediante el agua, en primer lugar en los arroyos, después en

los ríos y finalmente en el mar (corrientes y oleaje), pero puede deberse también al viento, a los

glaciares, a la gravedad e incluso a los organismos. Ello conduce en general a una clasificación del

material en base a las dimensiones, al peso específico o bien a la composición química.

En el transporte mediante el agua conviene distinguir el material que simplemente es rodado del que

es transportado en suspensión o directamente en solución.

El tercer estadio del ciclo de erosión viene representado por el depósito y es el más importante ya

que confiere al sedimento las características de textura definitiva.

En base al ambiente de depósito, los sedimentos se distinguen en Continentales y Marinos. Los

primeros pueden ser subáereos, y subacuáticos

Los subacuáticos se distinguen en fluviales, formados principalmente por cascajos y arena bastante

trabajada, Lacustre basándose en arenas, limos y arcillas, Lagunares constituidos sobre todo de limos y

arcillas con intercalación ocasional de evaporitas, es decir sales precipitadas a partir de soluciones

sobresaturadas y deltáhicos, formados por materiales diversos bien seleccionados según un orden de

tamaño.

92

Los sedimentos marinos están formados por una mezcla de material detrítico de tamaño más o

menos grande, frecuentemente recompuesto a partir de sedimentos continentales preexistentes junto a

minerales derivados de la precipitación química o bioquímica de las sales presentes en el agua de mar y

por residuos de la actividad orgánica presente en la columna de agua (esqueletos, conchas, etc.)

Se distinguen, según la profundidad en la que se depositan en Pelágicos, preferentemente finos y de

composición silícea, Neríticos, de tamaño mayor, con estructura compleja debido a la circulación del

agua y a la actividad de los organismos, y los Intermareales en deltas, lagunas, arrecifes coralinos,

frecuentemente depositados de modo caótico y a menudo mezclados con material orgánico.

Estos depósitos, inician el proceso sedimentario químico y bioquímico que consiste en la precipitación

de las sales inorgánicas o de sustancias que los organismos necesitan para su supervivencia. Se trata

sobre todo de carbonato cálcico, y en menor proporción, fosfato de calcio e hidróxidos de hierro y sílice.

El primero precipita tanto en ambiente continental como marino, frecuentemente mezclado con carbonato

de magnesio y limos silicatados finísimos, a profundidad no excesiva. En su fijación desempeñan una

importante labor los organismos animales y vegetales que lo utilizan para la formación del esqueleto, de

la concha o para la formación de caparazones; después de la muerte de los organismos, derivan en

masas estratificadas a veces de gran extensión.

A partir de una cierta profundidad, el carbonato de calcio se disuelve, razón por la cual los depósitos

abisales están formados, casi exclusivamente de sílice procedente en gran parte del acumulo de restos

de organismos o a la precipitación de soluciones cálidas de origen volcánico que contienen también

manganeso y hierro (cherts). Los depósitos fosfatados y ferrosos muestran en cambio un origen

primordialmente continental: los primeros derivan del acumulo de esqueletos de vertebrados o de

excrementos y los segundos de la fijación bacteriana del hierro en solución en el agua de los pantanos.

Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes, como su nombre lo

indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas cerradas, con

precipitación de sales (en especial cloruros y sulfatos de elementos alcalinos que en las aguas normales

y en climas que no favorecen la evaporación permanecen en solución.

El estado final del proceso de sedimentación está constituido por la Litificación, es decir la

transformación del sedimento suelto en roca coherente por eliminación de los vacíos intergranulares; este

proceso se realiza bien por simple compactación o por precipitación química de un elemento cementante

93

de los gránulos detríticos. Esta fase se complementa con la Diagénesis, que es la recristalización parcial

debida a la presión de los sedimentos dispuestos en las capas superiores, a la disolución y al intercambio

químico selectivo operado por las aguas congénitas, que a menudo lleva a la formación de rocas de

composición particular (por ejemplo las dolomitas)

El proceso de sedimentación tiene como resultado la formación de rocas sedimentarias comunes sino

también valiosos depósitos de minerales de hierro, manganeso, cobre, fosfatos, hulla, pizarras

bituminosas, carbonatos, roca de cemento, arcilla tierra de diatomeas, bentonita, tierra de batán

magnesita, azufre, y en menor presencia los depósitos de uranio-vanadio.

Se componen de materias orgánicas e inorgánicas, y su origen, como el de toda roca sedimentaria,

son rocas que han sufrido una desintegración y el origen último pertenece a las rocas ígneas.

La formación de los depósitos sedimentarios implica en primer lugar, una fuente adecuada de

materiales, en segundo lugar la reunión de estos por soluciones o por otros procesos, en tercer lugar el

transporte de los mismos, al lugar de acumulación y en cuarto lugar, la deposición de los materiales en el

receptáculo sedimentario.

6.1.1. Parck. Jr. Hace hincapié en la meteorización mecánica y química y suministra materiales

de mena a las cuencas de deposición al tiempo que suministra el cuarzo, arcillas y sólidos disueltos para

la formación de sedimentos clásticos y no clásticos. Bajo condiciones favorables de transporte,

clasificación, y deposición, algunos minerales de mena llegan a ser lo suficientemente concentrados para

constituir yacimientos económicos. Estas menas sedimentarias se clasifican generalmente como

precipitados químicos y acumulaciones mecánicas, de acuerdo a su composición química y mineralógica.

Si se derivaron químicamente como mecánicamente las menas sedimentarias son: Yacimientos

singenéticos.

Ciertos yacimientos han sido precipitados como sedimentos primarios de aguas superficiales por

procesos químicos y bioquímicos. Las menas de este tipo incluyen óxidos, silicatos y carbonatos de

hierro y manganeso, como la formación del hierro bandeado del lago superior.

Los constituyentes de los depósitos de carbonato sedimentario, como las calizas, dolomitas, y

magnetita industrial, se derivan de las aguas de mar o salinas, las cuales se enriquecieron con la

meteorización de rocas así mismo, los constituyentes de los numerosos tipos de depósitos.

94

La solución de los constituyentes de los depósitos sedimentarios de importancia económica se

realiza en parte durante la meteorización, como ocurre con el hierro, manganeso, fosfatos, cobre y

algunos otros metales. Los principales disolventes son el agua carbonatada, el ácido húmico y demás

ácidos orgánicos

Las aguas carbónicas son disolventes muy activos del hierro y manganeso y fósforo; cuando el

hierro está presente en estado ferroso su solubilidad no ofrece ninguna dificultad, pues dicha forma es

inestable.

Depositación

6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas. El hierro y el manganeso pueden depositarse a

partir de soluciones de bicarbonato de hierro por:

1. pérdida de anhídrido carbónico.

2. oxidación e hidrólisis.

3. plantas.

4. bacterias.

5. substitución de conchas del fondo del mar, en el caso del hierro, formado por oligisto (fósil)

6. Reacción con sílice y arcilla coloidales del fondo del mar, produciendo un gel que absorbe potasio del

agua y forma glauconita, o reacciones parecidas que forman chamosita.

El fosfato de calcio se precipita a partir de las soluciones en presencia de Carbonato de calcio.

6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas. Los minerales de hierro y manganeso pueden ser

precipitados a partir de soluciones sulfatadas por:

1. reacción con carbonato de calcio.

2. oxidación e hidrólisis.

3. reacción del hierro con silicatos, produciéndose greenalita.

6.1.4. A partir de soluciones orgánicas. La precipitación del hierro y el manganeso, a partir de

soluciones, tiene lugar por:

1. oxidación del carbonato ferroso y manganeso a óxidos férrico y mangánico.

95

2. bacterias.

3. acción de las plantas.

4. hidrólisis.

5. reacción con álcalis.

6. Los electrólitos del agua del mar actúan sobre hidrósolos de óxido férrico estabilizados por coloides

orgánicos, y dan un gel de óxido férrico hidratado.

6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica. Harrar, ha demostrado categóricamente que las

bacterias tienen un papel preponderante en la deposición del hierro, divide las bacterias que intervienen

en ello en tres grupos principales:

1. Las que precipitan hidróxido férrico a partir de soluciones bicarbonatadas ferrosas, tales como la

Spirophylum ferrugineum y la Gallionella ferrugeneum, que se desarrollan mejor en ausencia de materia

orgánica y en presencia de dióxido de Carbono.

2. Las que depositan hidróxido férrico a partir de soluciones orgánicas o inorgánica de hierro, como la

Leptothtrix ochracea y Cladothrix dichotoma, estas necesitan materia orgánica.

3. Las que atacan las sales orgánicas de hierro empleando el radical orgánico como alimento y

produciendo el óxido férrico, Moore y Maynard demostraron que él hidróxido férrico es precipitado por

bacterias del suelo de aguas naturales.

El fósforo es precipitado por bacterias, pero la mayor parte es eliminado probablemente de la solución

por vertebrados o moluscos, y la deposición se produce mejor en condiciones reductoras y en aguas

poco profundas.

Las bacterias intervienen eficazmente también en la deposición de azufre a partir de sulfatos y anhídrido

sulfuroso.

6.1.6. Productos de la deposición. El hierro es precipitado comúnmente en forma de:

carbonato ferroso (siderita)

óxido férrico hidratado, goethita (limonita).

óxido férrico (oligisto).

sales férricas básicas menores.

96

6.1.7. Pantanos y lagos. En pantanos pequeños y lagos pantanosos, los depósitos son

pequeños y localizados. El hierro se deposita en forma de hidróxido de carbonato en ausencia de materia

orgánica se oxida fácilmente en óxidos férricos.

6.1.8. Marisma. En regiones de aguas salobres y marismas, aguázales marinos, el hierro se

deposita en presencia de plantas y la precipitación tiene lugar a partir del bicarbonato ferroso o

soluciones orgánicas, principalmente mediante la pérdida de anhídrido carbónico; la vegetación en

descomposición inhibe la oxidación del hierro y se deposita en forma de carbonato férrico (siderita).

6.2. El Ciclo del carbonato. La solución, transporte y deposición de carbonato cálcico y magnésico

da origen a depósitos comerciales de calizas, dolomitas y magnetitas.

Las calizas son de origen marino o de agua dulce, el magnesio puede sustituir en parte al calcio,

dando calizas dolomíticas, se hallan presentes impurezas de sílice, arcillas, o arena, así como cantidades

de fosfato, hierro, manganeso y materia carbonatada, el calcio se libera por meteorización de las rocas y

es transportado por las cuencas sedimentarias principalmente por bicarbonato, en parte como carbonato

y abundante como sulfato.

El carbonato de calcio es depositado por medios inorgánicos, orgánicos y mecánicos. El anhídrido

carbónico desempeña un papel predominante en los procesos inorgánicos, porque la solución del

carbonato cálcico en el agua depende de él. Si se pierde el carbonato se precipita, como en las

estalactitas de las cavernas. El volumen de anhídrido carbónico en el mar depende de la temperatura del

agua y de la cantidad existente en el aire, que está en equilibrio con el agua.

La deposición orgánica se produce por algas, bacterias, corales, foraminíferos y conchas mayores

(coquina). La caliza puede formarse mecánicamente mediante la deposición de materia desmenuzada de

conchas y arena de coral, que se cementan formando una caliza compacta.

La Marga, es una caliza pura, friable e incoherente, se deposita en los lagos a partir de carbonato de

calcio suministrado por las corrientes de agua o los manantiales, en los lagos glaciales; porque los

glaciales que produjeron los lagos proporcionaron caliza desmenuzada aportaron agua fría rica en

anhídrido carbónico y con carbonato de cálcico en solución. Sin embargo, la mayor parte de la marga es

depositada por plantas acuáticas.

La Greda, caliza terrosa blanca, se deposita principalmente en aguas poco profundas, y esta formada

por un precipitado químico de carbonato cálcico y diminutas conchas foraminíferos y otros organismos.

97

La Dolomita consiste en el doble carbonato de calcio y magnesio, aproximadamente (54% CaCO3 y 46%

MgCO3), pero en las calizas dolomíticas la proporción de MgCO3 es inferior que la dolomita, una parte del

magnesio puede ser sustituido por hierro o manganeso. Muchas dolomitas no son sedimentarias, sino

sustituciones epigenéticas de calizas

La Magnecita, es carbonato de magnesio y es importante es un importante mineral industrial. La

variedad sedimentaria se encuentra asociada a la sal y yeso, o pizarras o calizas, y está formada por

deposición de carbonato de magnesio junto, con algo de carbonato de calcio a partir de las aguas

concentradas de lagos salinos; la deposición es provocada por precipitación química con deshidratación

subsiguiente, y el magnesio fue transportado en forma de sulfato de magnesio por aguas superficiales

subterráneas y que reaccionó con carbonato de sodio hasta dar hidromagnesita insoluble que se

acumulo en forma de precipitado relativamente puro, y el sulfato de sodio que permaneció en solución

junto con otras sales.

CLASE USOS

CALIZAS de construcción Edificios y estructuras

Calizas cemento Cementos hidráulicos

Calizas silisias Cales hidráulicas

Calizas silicoaluminosas Cementos naturales

Calizas Fundentes, fertilizante, productos químicos

Rocas calcáreas Cal viva

Greda Cementos, polvos clariones, fertilizante

Marga Cemento fertilizante

Caliza litográfica Grabados finos

Dolomítica Cementos refractarios

Magnesita Cemento refractarios, químico

Tabla. 10. Lista de variedades de carbonatos sedimentarios de interés económico.

98

Fig. 19. Se muestra algún tipo de rocas sedimentariasAZUFRE

99

6.3. El Ciclo del Azufre. El azufre está distribuido abundantemente en la corteza terrestre, en forma

de sulfatos y sulfuros, es un componente de los gases volcánicos y de las emanaciones magmáticas y es

común en las aguas termales.

El azufre de los depósitos sedimentarios ha derivado de sulfatos de las rocas y del ácido sulfhídrico

de las emanaciones volcánicas, descomposición bacteriana anaeróbica y reducción bacteriana de

sulfatos en solución. Estas substancias son transportadas en solución a las cuencas de deposición; el

azufre puede ser también transportado en solución en azufre coloidal.

El azufre se deposita a partir de sulfatos y ácido sulfhídrico en masas de aguas pobres en oxígeno,

donde prevalezcan condiciones reductoras y bacteria anaerobias. Los sulfatos son reducidos por las

bacterias a sulfhídrico, el cual a su vez se oxida y pasa a azufre y agua. De este modo, el sulfhídrico llega

a tener concentración en ciertas aguas carentes de oxigeno, que inhibe la existencia de organismos

marinos. Se supone también que las bacterias de azufre depositan azufre a partir de sulfhídrico; Transk

ha demostrado que el azufre nativo no es un constituyente raro de los barros marinos.

Sin embargo se requieren ciertas condiciones especiales de deposición y acumulación para dar

origen a concentraciones de importancia comercial de azufre sedimentario, la abundancia de azufre tiene

que ser extraordinariamente grande, para que se pueda registrar la acumulación de capas de azufre

puro.

Se cree que el yeso que lleva asociado fue depositado durante el período de elevada por evaporación

que eliminaron temporalmente las bacterias reductoras del sulfato y la deposición de azufre. El sulfhídrico

volcánico que se oxida y pasa por azufre, es considerado por (Kato), como el origen de las capas de

azufre existente en el lago de Kozuke. (Sagui), considera que fue alimentado por manantiales calientes

procedentes del basalto subyacente, en las cuencas de azufre de Sicilia.

6.3.1. Nutrientes En la definición de los nutrientes según su cantidad necesaria para el

crecimiento normal y desarrollo de las plantas, se estableció la clasificación de los mismos en:

Macro nutrientes: nitrógeno, fósforo y potasio.

Nutrientes secundarios: calcio, magnesio y azufre

Micro nutriente: cobre, cinc, molibdeno, hierro, manganeso, boro y cloro.

100

Las deficiencias de los elementos secundarios así como del micro nutriente pueden ser solo de

alguno de ellos o en una forma combinada. Las carencias que sufre la planta son debidas a una causa

cuantitativa o cualitativa. La primera se refiere a la falta original del elemento en el suelo debido a su

constitución mineral. La segunda indica que existen las cantidades necesarias del elemento pero que

éste no se encuentre en una forma asimilable directamente por las plantas; las condiciones limitantes

son:

El pH del suelo que determina su acidez o basicidad, "inmovilizando" los diferentes elementos.

El contenido de materia orgánica que posibilita el grado de absorción del nutriente a nivel del

complejo absorbente.

En suelos con poco contenido de materia orgánica los nutrientes son fácilmente lixiviados y, además

de disminuir la cantidad relativa de los mismos, diminuye su capacidad de pasar a la solución del suelo.

La salinidad del suelo que promueve el fenómeno de competencia iónica, produciendo una marginación

de algunos nutrientes por el exceso de otros.

Estos son los factores que influyen en la asimilación del azufre y que influyen directamente en su

ciclo.

a. Objetivos:

Conocer la importancia, funciones y deficiencias del azufre en el metabolismo de las plantas

Familiarizar al estudiante con el funcionamiento del ciclo del azufre.

Fundamento Teórico:

El azufre generalmente se encuentra en el material permeable del suelo; así también como:

a. Azufre cristalino.

b. En gas natural.

c. Roca madre (basalto)

d. En aguas y ríos.

e. Pirita (blenda).

101

Fig.

20. Ilustración del azufre

El H2S que regresa a la atmósfera se oxida espontáneamente es acarreado por la lluvia. Los sulfuros

presentes en combustibles fósiles y rocas sedimentarias son oxidados finalmente a ser empleados como

combustible por el hombre, debido a movimientos de la corteza terrestre, y a la intemperización,

respectivamente.

La mineralización del azufre ocurre en las capas superiores del suelo, el sulfato liberado del humus es

fijado en pequeñas escala por el coloide del suelo, la fuerza de absorción con la cual son fijadas los

aniones crecen en la siguiente escala:

CL? –NO3? – SO4? –PO4? –SiO3 –OH?

El sulfato es ligado correspondientemente mucho más débilmente que el fosfato del cual pequeñas

cantidades es suficiente para reemplazar el SO4 a través de las raíces. El sulfato es la forma soluble del

tratamiento del azufre en la planta donde es reducido para integrar compuestos orgánicos. La

reabsorción del SO4, depende del catión acompañante y crece en el sentido siguiente.

Ca < Mg. < Na < NH < K

En cantidades limitadas el azufre puede absorberse, este proceso puede ser inhibido por el cloro,

por las partes epigeas de la planta.

102

Entre el azufre orgánico y el mineral, no existe una concreta relación en la planta; la concentración

de (S) mineral, depende en forma predominante de la concentración del azufre in situ, por la cual pueden

darse notables variaciones. En cambio el azufre de las proteínas depende del nitrógeno, su

concentración es aproximadamente 15 veces menos que el nitrógeno, que se encuentra en la atmósfera,

donde se concentra debido a los procesos naturales de descomposición de la materia orgánica,

combustión de carburantes y fundición de metales.

Fig. 21. Ilustración del ciclo del azufre

El azufre es absorbido por las plantas en su forma sulfatado, SO4, es decir en forma aniónica perteneciente a las distintas sales: sulfatos de calcio, sodio, potasio, etc. (SO4 Ca, SO4 Na2)

El azufre no solo ingresa a la planta a través del sistema radicular sino también por las hojas en forma de gas de SO2, que se encuentra en la atmósfera, a donde se concentra debido a los procesos naturales de descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y fundición de metales.

6.3.2. Funciones. El azufre en el interior de las células tiene características de poca

movilidad. Cumple fisiológicamente algunas funciones importantes, además de constituir distintas

sustancias vitales, son las siguientes:

Forma parte constituyente de las proteínas (cistina, cisteína, metionina).

Forma parte de las vitaminas (biotina).

103

Es constituyente de las distintas enzimas con el sulfidrilo (SH?) como grupo activo, que actúan en el

ciclo de los hidratos de carbono y en los lípidos (en la oxidación de los ácidos grasos, como la coenzima

A, CoA).

Interviene en los mecanismos de óxido-reducción de las células.

Interviene en la estructura terciaria de las proteínas.

Las proteínas se ordenan en grandes cadenas moleculares, el azufre ayuda a la constitución de

estas macromoléculas además de formar parte de los aminoácidos (compuestos moleculares

imprescindibles para la formación de los péptidos, que se unen a su vez para la formación de las

proteínas).

Algunas especies como las crucíferas, y entre ellas las liliáceas, adsorben una gran cantidad de

sulfatos, produciendo en su contenido celular gran cantidad de sulfuro de alilo que ocasiona el olor

característico de algunos vegetales como la cebolla.

El contenido de azufre en las oleaginosas, y especialmente de aquellos frutos con alto contenido de

aceite como la mostaza, es notablemente elevado. El azufre actúa sobre el contenido de azúcar de los

frutos, a pesar de que el contenido de almidón también puede estimarse; sin embargo no puede hablarse

de una elevación del contenido del almidón por la fertilización el azufre.

El azufre es un componente insustituible de algunas grasas (mostaza y ajo), y también forma parte

de las vitaminas (tiamina y biotina). Este elemento contribuye en la formación de la clorofila, a un

desarrollo más acelerado del sistema radicular y de las bacterias nodulares, que asimilan el nitrógeno

atmosférico, que viven en simbiosis las leguminosas. Parte del azufre se encuentran en las plantas en

forma oxidada de compuestos inorgánicos.

Las gramíneas y las papas requieren entre 10-15 Kg/Ha. Las coles 40-70 Kg/Ha.

6.3.3. Deficiencias del Azufre: Se presentan principalmente en los suelos y plantas

6.3.3.1 En el suelo: La deficiencia de azufre se observa en suelos pobres en materia

orgánica, suelos arenosos franco arenosos. Una deficiencia de azufre en el suelo puede traer una

104

disminución de la fijación de nitrógeno atmosférico que realizan las bacterias, trayendo

consecuentemente una disminución de los nitratos en el contenido de aquél.

6.3.3.2. En las Plantas. Cuando el azufre se encuentra en escasa concentración

para las plantas se alteran los procesos metabólicos y la síntesis de proteínas. La insuficiencia del azufre

influye en el desarrollo de las plantas.

6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre. Los síntomas de deficiencia de azufre son

debidos a los trastornos fisiológicos, manifestándose en los siguientes puntos:

Crecimiento lento.

Debilidad estructural de la planta, tallos cortos y pobres.

Clorosis en hojas jóvenes, un amarillamiento principalmente en los "nervios" foliares e

inclusive aparición de manchas oscuras (por ejemplo, en la papa).

Desarrollo prematuro de las yemas laterales.

Formación de los frutos incompleta.

6.3.3.4. Conclusiones. Todos los nutrientes ya sean macro o microelementos son necesarios

para un correcto balance para la nutrición de la planta.

La ausencia de un macro o micro elemento, provocaría un des balance no solo en el sistema

fisiológico de la planta sino también en el sistema del suelo y medio ambiente.

6.4. Ciclo de la Arcilla. El ciclo de la arcilla difiere de los ciclos sedimentarios en que los

constituyentes de arcilla no son transportados en solución, sino en suspensión, y que la deposición de los

mismos se efectúa por procesos mecánicos. Las arcillas sedimentarias pueden dividirse en marítimas,

estuarios, lacustres, pantanosas, y fluviales.

El término arcilla se usa habitualmente con diferentes significados:  

Desde el punto de vista mineralógico, engloba a un grupo de minerales (minerales de la arcilla),

filosilicatos en su mayor parte, cuyas propiedades fisico-químicas dependen de su estructura y de

su tamaño de grano, muy fino (inferior a 2 mm).

105

Desde el punto de vista petrológico la arcilla es una roca sedimentaria, en la mayor parte de los

casos de origen detrítico, con características bien definidas. Para un sedimentólogo, arcilla es un

término granulométrico, que abarca los sedimentos con un tamaño de grano inferior a 2 mm.

Para un ceramista una arcilla es un material natural que cuando se mezcla con agua en la

cantidad adecuada se convierte en una pasta plástica. Desde el punto de vista económico las

arcillas son un grupo de minerales industriales con diferentes características mineralógicas y

genéticas y con distintas propiedades tecnológicas y aplicaciones.

Por tanto, el término arcilla no sólo tiene connotaciones mineralógicas, sino también de tamaño de

partícula, en este sentido se consideran arcillas todas las fracciones con un tamaño de grano inferior a

2mm. Según esto todos los filosilicatos pueden considerarse verdaderas arcillas si se encuentran dentro

de dicho rango de tamaños, incluso minerales no pertenecientes al grupo de los filosilicatos (cuarzo,

feldespatos, etc.) pueden ser considerados partículas arcillosas cuando están incluidos en un sedimento

arcilloso y sus tamaños no superan los 2 mm.

Las arcillas son constituyentes esenciales de los suelos y sedimentos debido a que son, en su mayor

parte, productos finales de la meteorización de los silicatos que, formados a mayores presiones y

temperaturas, en el medio exógeno se hidrolizan

CARBÒN

La primera parte de la definición del carbón es totalmente educativa. Proporciona la información de

cómo el carbón se formó y donde ocurren - ambos dentro de Gran Bretaña y en otra parte en el mundo.

6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia.

INDICE

El descubrimiento de Carbón

La formación de Carbón

Los tipos de Carbón

Las perturbaciones de los crestones de Carbones

Los yacimientos del Mundo

Períodos durante que las rocas fueron formadas

6.5.1. El Descubrimiento de Carbón. Carbón fue conocido por el hombre hace millones de años.

Las escrituras antiguas nos dicen que hace tres mil años el chino supo que quemarían ciertos tipos de

106

roca negra y en una parte del país dónde había madera pequeña ellos excavaban en la tierra para

encontrar esta roca negra para obtener sus fuegos. Esta es la primera evidencia del de carbón excavada

de la tierra, es posible que incluso antes de esto, el carbón se usara como combustible en algunas partes

del mundo. El hombre descubrió tempranamente y probablemente por accidente, cuando notó que en

algunos lugares que quemando las rocas obtenían su propio fuego.

Cuando se produjo la escasez de madera en algunos lugares les obligó a los hombres a que

buscaran otro tipo material para quemar, encontrando el carbón en los cortes

de los arroyos, o en los flancos de las colinas, efectuaron excavaciones en

ladera, descubrieron que el carbón ocurría en una capa espesa o crestón en

la loma. Las excavaciones generalmente se derrumbaron antes de que ellos

exploraran el carbón a profundidad y excavaron otros pozos a lado del

anterior. El lugar dónde una capa de carbón o cualquier otra roca aflora en la

superficie de la tierra es conocido como 'afloramiento'. Cuando se había

excavado un afloramiento con mucho carbón fue posible hacer una búsqueda

en otro afloramiento y se dieron cuenta que había varias capas descansando una sobre la otra,

separando las capas de otros tipos de rocas.

Se notó por las excavaciones de estos carbones continuaban más

allá de las extracciones, cuando no había mas carbón que pudiera

trabajarse seguramente en los afloramientos o bordes de los crestones,

se excavaron los pozos para alcanzar más abajo el afloramiento carbón.

Estos pozos estaban como los pozos del pueblo cerca de la cima para

destapar tanto carbón como fuera posible habían hecho más ancho las

excavaciones y más profundas, debido a su forma estos se han llamado

“pozos de la campanilla” no fue hasta después de algunos centenares

107

de años que los mineros aprendieron a apoyarse sobre las capas para que ellos pudieran extender su

funcionamiento a una milla o más del fondo del hoyo.

El Carbón fue conocido como una serie de capas y las llamó “crestones, separados por las capas

de otras rocas”. Estas rocas les llamaron: rocas, areniscas, esquistos, arcilla de fuego y los crestones de

carbones son llamados espesores de carbón, que forman la parte superior de una de rocas, significa que

la localización del carbón fue dada por científicos nombrándola Carbonífero, dicen que el período

Carbonífero empezó hace aproximadamente 285 millones de años y duró durante aproximadamente 75

millones de años.

Dentro de este espesor puede haber encima de cien capas o crestones de carbón, pero muchos de

ellos los espesores son demasiado delgados entre 2.5cm a 60cm de espesor por lo cual son demasiados

delgados para ser explotados. La mayoría de las capas de los carbones de medida de espesor laborable

entre 60cm y 3.m, pero hay capas entre 7m y 9m., en Escocia hay uno de 30m de espesor, pero sólo se

encuentra en una área muy pequeña. En Australia hay una capa de 240m espesor y otros

aproximadamente 60 m espesor.

6.5.2. La formación de Carbón. Se encuentran a menudo impresiones

de hojas y tallos de plantas en el techo de la costura de un carbón; es decir, en

las rocas que quedan inmediatamente sobre la costura de vez en cuando un

tronco de árbol, se encuentra en esta posición, en el suelo o simplemente debajo

de la costura, como serpentín oscuro se ve qué las señales demuestran ser los

restos de raíces del árbol. Cuando una rebanada delgada de carbón se examina

bajo el microscopio se ve que contiene fragmentos de plantas. Cuando un

químico analiza un trozo de carbón encuentra a que tipo de madera alterada

corresponde.

Estos hechos no dejan ninguna duda que carbón fue hecho de material de la planta, pero para entender

cómo el carbón fue formado, las capas de hace más de 200 millones de años, primero estudiaremos

algunas cosas que están pasando en nuestros días, en algunas partes del mundo hay una densidad de

selvas, pantanos, el mejor conocido de es el Pantano Triste en América. Ésta es una área baja, sólo

unos pies sobre el nivel del mar, cubriendo una área de aproximadamente 1,500 sq. millas en los

Estados de Virginia y Carolina del Norte.

Los árboles todavía están creciendo en el pantano, pero aquéllos que se han muerto han formado

una capa de material vegetal descompuesto; las hojas, ramas y troncos; sobre siete pies espesor. La

108

misma cosa está pasando en los pantanos en el delta del Ganges en India, y aquí los barrenos han

mostrado que hay varias de capas de material de plantas enterradas transformadas a un tipo de turba,

separada por las capas de arena y arcilla.

Obviamente cada capa de turba fue formada en la superficie. La tierra al sumergirse debajo del agua

y arena y fango fueron transportados por el río fue colocado en la cima hasta que el agua estuviera poco

profunda para que los árboles volvieran a crecer de nuevo y formar otra capa de turba. También se

encuentran los pantanos del bosque similares en los deltas de otros ríos tropicales.

Con estos acontecimientos del presente día en nuestras mentes

nosotros podemos regresar ahora y el cuadro cómo el carbón de

Bretaña que se formaron las costuras hace 250 millones de años. El área

donde la Gran Bretaña e Irlanda ahora la posición de un inmenso

estuario poco profundo o laguna. La tierra montañosa coloco hacia el norte

a parte de media de Escocia, hacia el oeste de Irlanda, y hacia el sur de

Inglaterra cerca del litoral, de estas colinas fluyeron los grandes ríos

dentro del estuario. El área entera fue hundida lentamente, la arena, barro y arcilla depositados por los

ríos en el fondo del estuario guardaron la profundidad de agua

Sin embargo había de vez en cuando una pausa en el hundimiento la arena y barro casi llenó al

estuario poco profundo y cambio de dirección dentro del gran pantano. En este pantano árboles y

helechos gigantes empezaron a crecer por el calor y el clima húmedo de esos días, ellos a corto plazo

formaron los bosques densos pronto como el mostrado en la figura arriba de esta página. La condición de

109

pantano de los bosques duró durante muchos años cuando ellos se murieron formaron un lodo espeso

de materia vegetal en parte podrida formando un tipo de turba.

Eventualmente empezaron a sumergirse otra vez los bosques fueron

abrumados por agua y los ríos, llovió a cantaros sobre las capas de arena y fango

sobre el área. Pero de vez en cuando el hundimiento fue contenido el agua

convirtiéndose en nuevos bosques poco profundos y nuevas selvas crecieron de

una sola vez y nuevas capas de turba fueron formadas.

Después de millones de años las condiciones descendieron al fin. Las áreas de tierra y mar

cambiaron, aunque se depositaron millones de metros de rocas, de arena y arcilla, sobre las capas de

turba. Debido a las presiones de las enormes rocas sobre ellos, así como a un levantamiento ligero en la

temperatura debido al enterramiento tan profundo, las capas de la turba se cambiaron gradualmente en

carbón. Las otras capas también se endurecieron, de ser arena cambió a la roca arenisca dura y la arcilla

al esquisto.

Cuando los árboles fueron enterrados las capas de los carbones, fueron afectadas por diferentes

capas de rocas (llamándolos estratos o capas). La ilustración muestra que las rocas fueron depositas

subyaciendo a los carbones.

6.5.3. Tipos de Carbón. La turba está incluida bajo este título porque,

cuando nosotros hemos visto, es la primera fase en la formación de carbón (si no

se entierra profundamente, nunca se hará carbón). El tipo de turba normalmente

excavado para el combustible consiste en las cañas en parte podridas y musgos

110

que crecen en los pantanos. La turba se hunde a menudo llamado musgo, se encuentra en muchas otras

partes del mundo. Turba

En primera fase de alteración de la turba los carbones presentan un color castaño y su característica

es desmenuzable, y puede verse a menudo como un compuesto de material leñoso podrido.

Otro nombre dado a este carbón es lignito; pero algunos lignitos son negros.

Hay carbón castaño en horizontes muy delgados, pero en cantidades muy

grandes ocurren en varios otros países. Los mantos en Australia, tienen un color

castaño.

Lignito

Los tipos mas comunes de carbón son usados en las casas y fábricas son

conocidos como carbón bituminoso. Siempre es de color negro y esta hecho de

bandas o capas las cuales cambian de apariencia brillosa y vítrea al despuntar este

cubierto hollín. Este tipo de carbón generalmente se rompe fácilmente en

bloques rectangulares a lo largo de planos de fácil fraccionamiento (clivage) el

minero le llama cuña del carbón. La dirección de la cuña ayuda al minero en su

labor de conseguir en una mina de carbón. Bituminoso

La antracita es carbón que muestra una gran extensión y su

importancia es el cambio o alteración de la capa turba que originalmente fue

formada. Es dura y muestra pequeñas señales de agrupamiento, presenta un

textura lustrosa (o brillosa) más bien de acero o oblicuo en forma de bloques

inclinados y fracturados Antracita

Carbón 'Cannel' es un carbón duro sin bandas o grietas. Se encuentra sobre todo en la

mayoría de los yacimientos en Escocia y Lancashire. Se dice que el cannel del nombre ha sido dado a

este tipo de carbón porque se quema con una larga llama humeante como lo hace una vela.

6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón. En recortes de

cantera y ferrocarril en las fachadas de barrancas, los estratos o capas de

rocas pueden ser vistos a menudo inclinados y flexionados y a veces rotos,

fueron formados originalmente por planos horizontales. Para explicar cómo

ocurrió esto ocuparía un libro grande y complicado & el ndash; y en cualquier

caso, científicos no están seguros que ellos conocieran una explicación

entera todavía. Siempre han estado bajo la presión y la fatiga, comprimiendo

111

mientras algunas partes juntas y otras levantadas y bajas, son llamados a estos movimientos de tierra.

Tienen lugar lentamente que raramente se notan por el tiempo de vida de un hombre, por encima de los

períodos de millones de años. Sin embargo en ciertas regiones los movimientos son suficientemente

rápidos por sus efectos a ser vistos o se sentían. Los terremotos son una señal que las rocas han

cambiado de sitio y a veces la cantidad de movimientos pueden verse y pueden medirse, los volcanes

son otro resultado de movimientos de tierra que han causado que las rocas fundidas puedan ser

forzadas a salir violentamente a la superficie.

Los efectos de los movimientos de la tierra son muy importantes

para el minero y debemos estudiar algunos de ellos por consiguiente; Los

efectos más simples están inclinados, las capas de los carbones y los

ángulos de las rocas muy inclinados a veces son verticales, sabemos que

estos se encontraban horizontalmente cuando fueron formados.

El ángulo de inclinación descendente de la cuesta de las rocas se llama buzamiento aunque el minero

prefiere a menudo pensar en la cuesta ascendente que él llama 'el levantamiento'. La dirección a los

ángulos rectos al buzamiento se llama descubrimiento. Una línea en esta dirección siempre es horizontal

porque no es afectado por el buzamiento.

A menudo los estratos simplemente no se inclinan pero también están torcidos o plegados. como se

muestra en las ilustraciones, un ascendente o el arco-pliegue se llama anticlinal y un descendente o el

pliegue del comedero se llama sinclinal.

El cambio en la curvatura de inclinación los estratos pueden romperse. Estos rompimientos se llaman

fallas. Los mineros que se encuentran trabajando sobre una capa de pronto esta cortada o perdida es

producto de una falla y del otro flanco el bloque puede quedar a un nivel más alto o más bajo como

muestra en la ilustración. El desplazamiento o diferencia en el nivel se llama el tiro y puede ser sólo unas

112

pulgadas o tanto como los centenares de metros. Si el estrato se encuentra a un nivel más alto que el

minero lo llama una falla del alto, y si un más bajo nivel, una falla del bajo.

Las rocas en cierran la ruptura del plano de la falla generalmente se aplasta y

se rompe y las superficies se pulen a menudo favorablemente porque un

lado se ha resbalado bajo la presión enorme encima del otro. Las cuales

pulen la superficie son llamadas espejo de falla.

El ángulo entre la falla plana y la vertical se llama inclinación conocida

como un la falla normal, el buzamiento o cuesta de la falla plana es decir,

está más cerca de la vertical que del horizontal. La cresta también esta

siempre hacia el bajo. La falla normal por consiguiente siempre requiere de un espacio entre las dos

fallas en el borde de las costuras y otras capas.

Un fracturamiento grande en los estratos no es a menudo una sola falla pero

si varias fallas paralelas todas en la misma dirección. Esto da lugar a un gran

desplazamiento, como se muestra en la ilustración.

Otro tipo es conocido como una falla inversa, es causada por los

estratos en un lado que es empujada por encima de aquéllos en el otro lado.

Como resultado, el buzamiento o inclinación de la falla están más

cercanas al plano horizontal en una falla normal y hay repetición de los

estratos, por ejemplo, si un agujero estuviera hacia abajo de la superficie y

atravesara algunas de las camas dos veces.

Una falla esta formada por dos fracturamientos en los estratos permiten que las rocas entre sí caen

por debajo de su posición original; un ejemplo típico se muestra en la figura.

Otras alteraciones de los estratos afectan los filones de los carbones y complican el trabajo del

minero. Como se muestra previamente, los horizontes varían de espesor del lugar a lugar, pero

ocasionalmente los cambios son rápidos. Los horizontes se adelgazan de repente, el lugar es tomado por

arena y grava, pero si el minero socava a través de túneles alcanza el filón costura de nuevo. Esto es un

es un deslave causado por un arroyo o río que corta a través de la costura poco después fue formado.

113

Ocasionalmente el filón está afallado porque la roca subyacente formó un crestón de carbón en el

pantano. Esto es conocido como un rollo o el lomo de caballo.

En algunos yacimientos, han sido afectados por diques y al solidificarse ellos han formado las

paredes muy duras. A veces, en lugar de cortar por los estratos, las rocas fundidas quedan comprimidas

entre los estratos, mientras caminando de repente de un nivelado a otro. De esta forma a estos se les

llaman umbrales, algunos yacimientos quedan expuestos.

6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo

En estos apuntes se ha descrito la formación del carbón y el desdoblamiento de los espesores del

carbón dentro y separado de los yacimientos del carbón en Gran Bretaña. En algunos eventos tienen

acontecimientos en muchas otras ciudades, y en este mapa muestra la posición de otros yacimientos de

carbón en el mundo

Las rocas fueron formadas durante los siguientes Periodos

Periodos Millones de años desde se formaron

Reciente Pleistoceno 1

114

Plioceno y Mioceno

1 to 25

Oligoceno y Eoceno

25 to 60

Cretacico 60 to 120Juracico 120 to 145Triacico 145 to 170Permico 170 to 210Carbonifero 210 to285Devonico 285 to 325Siluruco 325 to 350Ordovicico 350 to 410Cambrico 410 to 500Pre-Cambrico over 500

Tabla 11. Periodos

6.5.6 ¿Qué es carbón? El carbón es una compleja mezcla de sustancias que se han ido

integrando como un mineral a lo largo de millones de años. Estrictamente hablando, el carbón se clasifica

como una roca sedimentaria de origen fósil, originado de restos vegetales sometidos a largos procesos

de presión y temperatura. Este origen lo relaciona con otros combustibles fósiles, como el petróleo y el

gas natural y, junto con ellos, constituye la fuente más importante de energía hasta ahora usada por el

hombre.

Hay fundamentalmente cuatro formas de dar uso al carbón: la coquización para uso metalúrgico,

la combustión directa para plantas termoeléctricas, la gasificación que puede dar lugar a combustibles

como el gas natural "sintético" y la licuefacción, para la producción de gasolina también denominada"

sintética". El interés fundamental de este libro es el carbón para combustión directa.

6.5.7. Origen del carbón. Para que el carbón pueda formarse, deben reunirse una serie de

condiciones tanto bioquímicas como geoquímicas. En un principio se requiere de un lugar cuya humedad

y clima sean favorables para un rápido crecimiento vegetal y con aguas cuya profundidad permita que la

descomposición de la vegetación se dé en condiciones anaerobias, o carentes de oxígeno. Este lugar es

el pantano de turba. Si las condiciones son suficientemente anaerobias, la turba formada por el proceso

resultante de putrefacción dará lugar a carbones sapropélicos (tipos cannel y boghead), con alto

contenido de hidrocarburos y poco abundantes en la corteza terrestre. Si la anaerobiosis no es muy

estricta, la turba dará origen a los carbones húmicos, que con mayor frecuencia se utilizan hoy en día.

El proceso geoquímico por el cual la turba se convierte en carbón aún se da en la actualidad y toma

millones de años en efectuarse. La turba es sometida en este proceso a altas presiones y temperaturas,

115

que la comprimen y facilitan el cambio en su composición física y química. A medida que transcurre el

proceso de transformación del carbón, se pierden cantidades de hidrógeno (H), oxígeno (O) y material

volátil (MV). Como consecuencia, el contenido de carbón va aumentando, así como su valor calorífico y,

por tanto, su rango o grado de evolución que va desde la turba hasta la antracita, lo cual se describirá

más adelante.

6.5.8. Análisis del carbón. Es de esperarse que en ciertas zonas de la corteza terrestre hayan

existido diferentes condiciones que dieron origen a los diversos tipos de carbón que se conocen. Dada

esta diversidad y su innegable importancia comercial, se hace necesario clasificar, de alguna manera, la

calidad del carbón.

El análisis de un carbón es el estudio que se realiza para determinar las características

megascópicas, microscópicas y fisicoquímicas de éste. Las características megascópicas indican la

presencia y forma de las bandas típicas de este mineral y son útiles durante la fase de exploración.

Dentro de la caracterización microscópica, se presenta la petrografía, o análisis de macérales, que son

los componentes orgánicos que forman parte del carbón, como análogamente, los minerales forman

parte de las rocas. Los macérales se estudian con un microscopio - petrográfico de luz polarizada. La

petrografía del carbón, incluye la composición y reflectancia de los macérales. La composición de

macérales en el carbón indica su tipo. La reflectancia del maceral representa el porcentaje de luz

reflejada por una muestra representativa de éste, generalmente vitrinita, e indica el rango o grado del

carbón.

Para la determinación de las características fisicoquímicas existen diferentes métodos. Uno de los

más utilizados es el de la American Society for Testing and Materials (ASTM), en especial la norma

ASTM D388, que se utiliza para obtener el rango del carbón en cuestión.

Se procede primeramente a determinar el contenido de carbón fijo, la materia volátil 'y el poder

calorífico, de acuerdo con las llamadas fórmulas de Parr (ecuaciones i, ii e iii), o bien las fórmulas de

aproximación (ecuaciones iv, v y vi):]

Fórmulas de Parr:

(Cf - 0.155) * 100

100 – (H + 1.08A + 055S

MV = 100 - CF

116

CF = BTU = (Btu - 50S) * 100

100 – (1.08A + 055S)

BTU = Btu * 100

Fórmulas de aproximación:

CF = Cf * 100

100 – (H+ 1.1A + 01s)

MV = 100 - CF

Donde:

CF = porciento de carbón fijo, seco, libre de materia mineral

Cf = porciento de carbón fijo, base como se recibe

MV = porciento de materia volátil, seca, libre de materia mineral

mv = materia volátil, base como se recibe

BTU = poder calorífico, en BTUllb, húmedo, libre de materia mineral

Btu = poder calorífico, en BTUllb, base como se recibe

H = porciento de humedad, base como se recibe

A = porciento de cenizas, base como se recibe

S = porciento de azufre

A manera de ejemplo, se determina con las fórmulas de Parr, el rango del carbón de Río

Escondido, Coahuila Los siguientes datos se tomaron de la tabla.

H = 7.77%

mv = 32.03% A = 41.74%

Cf = 24.46%

Btu = 4 265.55 caVg = 7 671.85 BTUllb

S = 0.90%

Sustituyendo en .las ecuaciones (i), (ii) Y (iii) -de la página A-2'lr- se obtienen los siguientes

resultados:

CF = 52.14%

MV = 47.86%

BTU = 14 013.3 BTUllb

Refiriéndose a la tabla las características de este carbón lo ubican en la clase biturninosa, grupo

alto volátil A.

117

El análisis fisicoquímico de un carbón describe su composición analítica, además de sus

características físicas. Existen dos métodos químicos tradicionales de análisis, denominados próximo o

inmediato y último o elemental. El análisis próximo consta de la determinación de la humedad total, -la

materia volátil, el carbón fijo y la ceniza.

El análisis último consiste en la determinación de las proporciones de los principales elementos

químicos contenidos en el carbón: carbono (C), hidrógeno (H), azufre (S), nitrógeno (N) y oxígeno (O).

Este último se estima generalmente por diferencia.

Se incluye generalmente en el análisis del carbón la determinación del contenido de azufre en sus

variedades orgánico, pirítico y sulfatos.

Adicionalmente a los análisis mencionados, se pueden mencionar pruebas físicas en la

caracterización del carbón, que incluyan propiedades como grado o cantidad de contaminantes

presentes, tamaño, dureza, densidad, etcétera.

6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico. En la tabla se presentan las

características promedio del carbón metalúrgico de la cuenca de Sabinas del Estado de Coahuila, que -

conforme' a las normas ASTM- está clasificado como bituminoso medio volátil.

118

TABLA 12. CARACTERISTICAS FISICOQUIMICAS DEL CARBÓN DE SABINAS, COAHUILA

119

ANALISIS PRIMARIO (base como se recibe) % PESO

Humedad Total Materia Volátil Ceniza Carbón fijo Poder calorífico superior

6.9817.6942.54

34.814,101.60 caVg

ANALISIS ELEMENTAL (base seca)

Hidrógeno Carbono Nitrógeno Oxígeno Azufre Cloro Ceniza

2.9845.070.58

6.711.390.04

43.23

ANALISIS MINERAL DE CENIZA (Base seca)

Fierro Fe203

Calcio CaO Magnesio MgO Sodio Na2O Potasio K2O Sílice SiO2

Aluminio Al2O3

Titanio TiO2

Fósforo P2O3

Azufre SO3

Otros TIPO DE CENIZA

5.403.77

0.850.230.88

61.3124.100.99*n.d.*n.d.

Bituminosa

.OTRAS DETERMINACIONES y CONCEPTOS COMPLEMENTARIOS

Índice de expansión libre Índice de molienda (HGI) Temperatura de fusión de cenizas (deformación

inicial)

2.00

50.801,2420 C

(atm. red.)

TABLA 13. CARACTERISTICAS DE LOS MANTOS DE CARBÓN EN LOS

DIFERENTES

AMBIENTES DE DEPÓSITO

PARAMETRO DELTAICO PLANICIE

INTERDELTAICA

LAGUNAR LACUSTRE

Geometría

Espesor

Frecuencia

Calidad

Ceniza

Poder calorífico

Plantas

Sedimento

Tabular,

lateralmente

Discontinuo

Tres metros +

Dos a cuatro

Capas

Alta

De poca media

Alto

Hierba-arbusto

arenosos

Tabular,

lateralmente

discontinuo

Tres metros +

Varias capas

Alta

De poca media

Alto

Hierba-arbusto

Lodoso

Cuerpo

discontinuo

Menos de un

metro

Numerosas

Baja

Alta

Bajo

Pantano-salino

Medio

Alongado

Discontinuo

Menos de tres

metros

Pocas

Media

Media

Medio

Boscoso

medio

Ambiente clásicamente continental

El uso de los datos. Con base en la formación recabada, procesada e interpretada en dos puntos

anteriores, es posible conocer o evaluar:

La formación geológica del yacimiento

Su factibilidad económica de explotación

El posible plan de minado

6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón. La información geológica básica

obtenida consistirá de los siguientes datos: geología general, estratigrafía, pliegues y fallas del depósito;

120

y continuidad lateral de los mantos de carbón y rocas que lo rodean.

Esta información será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito

Será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito, petrografía del carbón,

geoquímica, hidrología, geomecánica de las rocas y palinología. Estos métodos de estudio serán

necesarios para la interpretación en diferentes aspectos de los mantos de carbón.

6.5.11. Ambiente de depósito. Los mantos de carbón se originan en ambientes deltáhicos

cercanos a la costa, o ambientes lagunares en regiones continentales. Los factores favorables a la

formación del carbón son: clima templado a subtropical, aguas pantanosas, sepultamiento de materia

orgánica, régimen químico reductor.

Una sección pulida de carbón puede ser útil para determinar la reflectividad, esta propiedad aumenta

con el contenido de carbón fijo, señalando su rango. Este método es rápido y tiene ventaja de poder

llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Partiendo del concepto de “Microlitotipos” se pueden

interpretar las zonas de vegetación que prevalecieron durante la formación del yacimiento de carbón.

Actualmente, existen organizaciones japonesas que colectan gran variedad de datos sobre carbón

en todo el mundo, con el propósito de utilizar esta información para resolver los requerimientos de

mezclas con fines industriales; paralelamente muchas compañías productoras de carbón de otros países,

durante la exploración, recurren a este banco de datos petrográficos con el objeto de conocer las

calidades de carbón que poseen, de una forma rápida y económica.

6.6. Geomecánica de las Rocas. El desarrollo de las investigaciones geomecánicas entra

directamente en la planeación de una mina. Las propiedades mecánicas dependen de la geología e

hidrología del lugar. El parámetro más importante a conocer es el esfuerzo cortante. Debido a su

dependencia del contenido de agua, éste señalará el abatimiento requerido para el acuífero, así como

también la forma geométrica de las pendientes del movimiento de carga y descarga. Finalmente, indicará

el tipo de equipo de minado a utilizarse.

6.7. Geoquímica. La aplicación de este método de estudio es la interpretación del ambiente de

formación del carbón. Algunos investigadores han relacionado la paleosalinidad de los estratos rocosos

con el ambiente de formación, así el contenido de magnesio, sodio, potasio o calcio se relaciona con la

influencia de aguas marinas que pudo haber durante su formación de las rocas que alojan el carbón.

121

Estas interpretaciones contribuyen al mejor conocimiento del yacimiento de estudio.

6.8. Hidrología. Una investigación hidrológica obtiene información para planear la forma de desaguar

el acuífero en el techo del manto de carbón, así como también bajar la superficie potenciométrica del

acuífero al piso, con el objeto de efectuar trabajos de minería. Para tener esta información es necesario

programar diferentes puntos de perforación. Las siguientes propiedades deberán evaluarse: conductivi-

dad y transmisibilidad hidráulica, geometría del acuífero y recarga del acuífero.

Los depósitos originados en ambientes lagunares pantanosos-continentales normalmente alojan

mantos delgados de carbón. En este caso las rocas forman predominantemente acuíferos pobres, pues

el techo y el piso de los mantos de carbón están hechos de areniscas finas, arcillas, limo-arcillas y Iodos

orgánicos cuyas propiedades hidrológicas impermeables son uniformes horizontal y verticalmente. La

tendencia actual es el uso de un modelo digital de acuífero mediante la simulación a diferentes tasas de

bombeo en varios puntos del sistema o red de pozos.

6.9. Palinología. Es el estudio de elementos orgánicos como polen, esporas o microfósiles que se

encuentran en rocas que alojan el carbón; algunos de estos fósiles se utilizan como indicadores de

edades o ambiente de depósito del manto de carbón. En el núcleo de las perforaciones efectuadas se

detectan las palinofacies, es decir, un grupo de palinomorfos en una porción del sedimento,

representando condiciones de ambientes locales y la típica palinoflora regional.

6.10. Exploración geofísica. Este método es útil en la identificación de mantos de carbón en el

subsuelo, trazado de estratos persistentes, localización de fallas, zonas de erosión, cuerpos de arena y

plegamientos (fig. D.l.l). Estos levantamientos son más valiosos cuando los estratos-carbón ya han sido

localizados y son más económicos que otras formas de exploración. Los métodos más comunes son el

método sísmico, el método electromagnético y el método magnetométrico.

6.10.1. Método Sísmico. Esta técnica se ha introducido en la exploración del carbón

hace algunos años y ha ganado gran aceptación. Se basa en un principio muy sencillo que consiste en

activar una fuente de energía que induce una señal sísmica en la tierra; las ondas sísmicas viajan de su

origen a la superficie del carbón reflejando o refractando parte de las ondas de regreso a la superficie

terrestre.

Su uso conduce a la adecuada determinación de espesores, extensión y geometría de una unidad de

estratos roca-carbón.

122

a) Técnica de reflexión se utiliza para localizar y caracterizar el modo de fallamiento. Esta técnica es

difícil de aplicar en áreas donde los estratos de roca están fuertemente inclinados. También conocida

como de alta resolución “somera", esta técnica es aplicada en la explotación y planeación minera para

localizar y delinear discontinuidades del manto de carbón, canales de relleno o cuerpos de arena y

antiguos trabajos de minería. La ventaja de este método es que proporciona información continua del

subsuelo en oposición a la información recabada en los registros geofísicos de pozos; también ofrece la

ventaja de que su fuente de energía de alta frecuencia aumenta la resolución; esto significa que se

pueden detallar los rasgos geológicos y localizarlos con gran exactitud. La desventaja de este método es

que una fuente energética de alta frecuencia tiende a disipar mucha energía en la transmisión, limitando

de esta forma la profundidad de penetración.

b) Técnica de refracción, las ondas sísmicas de sonido viajan a través de varias capas de roca

con una velocidad que depende de -las propiedades elásticas de las capas interceptadas; así, mientras

más consolidado sea un estrato rocoso, transmitirá mayores velocidades sísmicas. Esta energía es

refractada a la superficie a través de una interferencia acústica proveniente de las rocas interferidas. La

técnica de refracción proporciona el medio para cartografiar las rocas del subsuelo en términos de la

velocidad de las unidades detectadas. La refracción sísmica proporciona datos estructurales,

características del cuerpo del carbón, presencia de agua y de propiedades mecánicas.

6.10.2. Método electromagnético. En estas áreas de estratos de carbón casi planos y

conductores de electricidad, el método electromagnético ofrece información de espesor, profundidad o

ausencia de mantos de carbón. La penetración de ondas electromagnéticas en la tierra se restringe

debido a las características disipativas de los materiales. Las investigaciones electromagnéticas en una

área pueden ser realizadas por travesías o por envíos de sonido desde un sitio hacia otro, planificando

una cuadrícula de levantamiento.

El método es referido a un radar cuando la energía electromagnética es radiada por un transmisor y

las reflexiones producidas por las discontinuidades en el medio son tomadas por un receptor. Este

método es particularmente efectivo en algunos proyectos de exploración; ofrece movilidad, producción y

amplia cobertura debido a sus características indirectas. Las variaciones en la resistividad de los ma-

teriales que sobreyacen al carbón crean modificaciones en los tiempos de retorno de la onda

electromagnética; así, cuando decrece la resistividad eléctrica la penetración de las ondas-radar también

decrece.

123

El carbón se puede detectar directamente mediante el contraste de resistividad que ofrece en relación

con los estratos que lo rodean, ya que la resistividad del carbón es considerablemente alta comparada

con la de las rocas en su entorno. De esta forma los métodos electromagnéticos y de resistividad

responden al mismo contraste físico y pueden complementarse para una mayor exactitud

6.10.3. Método magnetométrico. Se basa en el principio de magnetismo de la tierra. Los

levantamientos magnetométricos en un sitio de exploración de carbón pueden ser útiles en la localización

de fallas, rocas instrusivas y geometría del manto de carbón. Los levantamientos electromagnéticos se

pueden complementar con los magnetométricos cuando existe una correlación. Aunque la

magnetometría es efectiva para determinar la estructura geológica, no puede localizar directamente

mantos de carbón. La exploración magnetométrica resulta ser rápida y poco costosa.

Todos estos métodos son útiles para determinar las características de los mantos de carbón y son

recomendables, tomando en cuenta su costo comparado con los precios de la perforación. No obstante,

ninguno de ellos es universalmente aplicado a todas las condiciones geológicas; deberán primeramente

establecerse éstas y luego escoger el método más adecuado a esas condiciones y presupuestos de la

empresa.

6.10.4. Registro de rayos gamma. Es útil para identificar lutitas, areniscas y para efectuar

correlaciones. Su transmisión es más lenta en comparación a la de exploraciones de petróleo, y a esto se

debe que sus mediciones sean más precisas. Se puede llevar a cabo durante la perforación, y también

en pozos cerrados y sin fluido de perforación La naturaleza misma de los rayos hace factible lo anterior a

diferencia del caso de la resistividad eléctrica.

124

Fig. 22. Muestra registro geofísico de densidad y rayos gamma

a) Registro de densidad de espaciamiento largo. Consiste en una fuente de radiaciones gamma y

un detector que mide la radiación producida por las paredes del pozo. Debido a que el carbón, por su

densidad, tiene una absorción radiactiva menor que la mayoría de las rocas, el detector siempre obtendrá

altas lecturas de radiación regresiva cuando localice una sección de carbón. Mientras más separadas se

encuentren la fuente de energía y el detector, habrá más penetración entre las paredes del pozo. La

desventaja que presenta este registro es la falta de definición precisa entre el límite del carbón y las

rocas. Se puede llevar a cabo durante la perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación.

b) Registro de densidad de alta resolución. Es semejante al de espaciamiento largo, excepto que

la fuente de energía se coloca más cerca del detector. El resultado es una excelente definición de las

capas con una exactitud de más o menos 1/2 pulgada. Los resultados obtenidos son afectados por

cavernas cuyas deflexiones o curvas de registro son casi iguales a las producidas por el carbón. Se

puede llevar a cabo durante las etapas de perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación. No

125

se presentan dificultades para definir con exactitud el espesor del carbón con este tipo de registro.

6.10.6. Registro sónico. Mide la velocidad de la componente compresional de una señal acústica

entre el transmisor y el receptor. El tiempo de recorrido es normalmente alto para el carbón, en

comparación con las rocas circundantes. La exactitud de este registro mejora en pozos profundos,

abiertos o cerrados, que conservan su fluido de perforación

6.10.7. Registro de conductividad eléctrica. Mide esta propiedad de los estratos rocosos por medio

de una señal horizontal. Los carbones de alto rango presentan baja conductividad. Los límites de los

estratos son determinados probablemente con más exactitud, comparados con los obtenidos por el

registro de resistividad.

Normalmente en operaciones de exploración, el primer registro que se efectúa es el de resistividad,

con el que se localizan los principales mantos de carbón. El segundo registro que se recorre es el de

rayos garnma, con el que se aclara la presencia de los cuerpos de carbón.

El siguiente registro que se efectúa es el de densidad de espaciamiento largo, muy semejante al

anterior, con el que se confirma definitivamente la presencia del manto de carbón. Finalmente, es

recorrido el de densidad de alta resolución en partes seleccionadas del cuerpo de carbón, con el objeto

de resolver límites y estructuras.

6.10.8) Registro de resistividad. Consiste en la medición de la resistividad eléctrica que ofrecen las

formaciones rocosas. Generalmente se hacen mediciones de resistividad simples para conocer la

posibilidad de cavernas. No es recomendable delimitar las fronteras del manto con este registro. Puede

utilizarse durante las etapas de perforación, pero no es posible su aplicación cuando el pozo ya está

cerrado o sin fluido de perforación debido a que las lecturas que se obtengan no serían confiables.

6.11. Métodos de registros litológicos del carbón. El método de registros geofísicos de pozos

proporciona información de estratos rocosos y carbón. Se puede llevar a cabo en pozos activos (en

proceso de perforación). Se basa en la introducción de una sonda cilíndrica hacia el pozo, la cual envía

información a la superficie en donde es registrada. Hay varios tipos de registro que se utilizan en la

exploración de carbón; éstos son: el registro de resistividad, el registro de rayos gama, el registro de

densidad de espaciamiento largo y el registro de conductividad eléctrica, entre otros.

6.12. Exploración mediante perforación. Este método de exploración tiene como objetivo

126

fundamental la obtención de testigos o núcleos de roca mediante un equipo de perforación formado

básicamente de plataforma, grúa, unidad de energía y perforador, elevador o montacarga, cabeza

rotatoria y bomba.

Los técnicos perforistas seleccionan el tipo particular y la configuración del taladro de diamante que

mejor reúna las necesidades de operación. Las partículas de diamante (carburo de tungsteno) se

distribuyen en la superficie del taladro que cubre completamente la corona. Cuando el taladro se gasta,

éste es regresado al fabricante, para ser reemplazado. En la exploración de carbón se usa una corona

tricónica; se recomienda obtener un núcleo de 2.5 pulgadas como máximo, pues un equipo que recupere

un testigo de mayor diámetro no es necesario.

La recuperación del núcleo es fundamental en el éxito de un proyecto exploratorio. Un factor en

contra de la recuperación es la resistencia del material, por ejemplo en el caso de regiones polares donde

las rocas porosas están congeladas, así como también en el caso de estratos rocosos con una débil

resistencia.

El núcleo recuperado deberá empacarse y transportarse en cajas de madera que lleven anotado el

número de núcleo y el intervalo perforado. A continuación se someterá a diversos estudios geológicos,

petrográficos, químicos y mecánicos, con el objeto de utilizar esta información para conocer las

características y condiciones del manto de carbón, y en el caso de que la evaluación resulte positiva, esta

misma información será útil al planear la construcción de una mina.

El equipo de perforación usado para campos de petróleo ha podido ser adaptado para la

exploración de cuerpos de carbón a profundidades considerables Un ejemplo de esto lo constituyen dos

equipos de perforación petrolera, utilizados exitosamente en Inglaterra: el Failing Strat 90 y el Gardner

300, cuya movilidad se facilitó al instalarlos en un tractor, que en términos generales logró desplazarse

bien, cubriendo una serie de perforaciones a lo largo de 1,000 a 1,200 m y recuperando

aproximadamente 800 m de núcleo, pudiéndose obtener un diámetro de barril de 5 3/4 pulgadas y un

diámetro de núcleo de 3 1/2 pulgadas.

La tendencia actual es el equipo de perforación hidráulico. Al respecto el servicio geológico de

Alberta, en Canadá ha publicado cuatro métodos de perforación a escoger en la exploración del carbón;

estos son: perforación por circulación regresiva, perforación por martillo de percusión, perforación

rotatoria convencional y perforación por cable

127

1. Perforación por circulación regresiva o inversa. Se basa en el uso de tubería de perforación

de pared doble. El fluido de perforación (aire, agua o espuma) es enviado entre las tuberías interna y

externa hacia el taladro o corona, forzando al núcleo cortado en el centro a subir a la superficie muy

rápidamente para ser recuperado. Este método es excelente cuando se requiere una buena calidad de

muestras.

2. Perforación por martillo de percusión. Es recomendable para materiales resistentes (duros).

El martillo accionado neumáticamente está situado en la parte más baja de la línea de perforación

exactamente arriba de la corona. El rápido golpe del pistón se transmite directamente al taladro que,

combinado con una lenta acción rotatoria, logra penetrar fácilmente, aún en materiales muy duros. Este

método requiere considerable inyección de aire.

3. Perforación rotatoria convencional. Se usa satisfactoriamente para recuperar núcleos cortos a

poca profundidad: Un barril de 2 a 6 m de longitud se adhiere a la varilla de perforación, la que desciende

en el pozo para muestrear el núcleo. La desventaja de este método es que hay que desmontar toda la

varilla de perforación por cada barril muestreado.

Tabla 14. Métodos De Perforación

128

4. Perforación por cable. Se utiliza una tubería interna de perforación permanece en el pozo

todo el tiempo excepto cuando se cambia la corona. El núcleo se recupera con un barril de 3 m de largo

que fácilmente se reemplaza mediante la elevación o descenso del cable, el que utiliza un montacargas

para esta maniobra.

5. Comparación de Métodos de Perforación en Exploración. Los principales parámetros que

se determinan son: Espesor del carbón, calidad (contenido de cenizas) y condiciones del piso y techo.

El espesor del carbón se determina con precisión mediante el registro de densidad de alta

resolución, sin embargo, las cavidades afectan su resolución.

La calidad del carbón es también determinada por el registro de la densidad, y es factible conocer

aproximadamente la proporción de ceniza midiendo la densidad. Las tres condiciones que afectan estas

mediciones son: el diámetro del pozo, la densidad del lodo y las cavidades.

Las condiciones de piso y techo que alojan el- manto de carbón surgen del análisis de los registros

129

TASA DE PRODUCIÓN COSTO RELATIVO

CALIDAD DE LA

MUESTRAMETODO

MATERIALES

EQUIPOINICIAL

PERFORACION ACTUAL POR

METRO MEDIOS A

DUROSDUROS A

MUY DUROS

1. P Perforación(lod o/rotaria)con convencional

Alta Alta

Baja Bajo Bajo Pobre aNo normal

2. P Perforaciónpor circulaciónregr regresiva

M Moderamente alta Men

Baja

Moderada mente alto

Bajo Excelente

3. P Perforaciónpor martillode p percusión

Moderado Alta Moderado

Bajo Normal a Buena

4. P Perforaciónde n núcleocon convencional

Baja a moderada

Baja Bajo Alto Buena Excelente

5. P Perforación porpor cable

Alta Alta Baja Alto Alto Excelente

efectuados, mismos que proporcionan la prueba de la clase de resistencia. de los materiales rocosos.

Los perfiles o secciones pueden colapsarse por tener cavernas o fallas severas, en cuyo caso estarían

formados por materiales débiles, o estar constituidos de material resistente (compacto y sin fallas) en el

caso contrario. Existen condiciones intermedias en rangos de resistencia; todas éstas se pueden de-

terminar aplicando principalmente el registro de densidad de alta resolución.

En el futuro próximo, es probable que se hagan nuevos desarrollos en la determinación de espesor

del carbón, en especial en el caso de espesores delgados de rango bajo, en donde se requiere mayor

resolución; sin embargo, se piensa que la resolución de más o menos V2 pulgada que ya se alcanzó en

los límites de estratos será difícil de superar.

Se espera, igualmente, que los métodos para determinar el contenido de ceniza mejoren, pues

muchas veces, cuando existen carbones complejos, su cantidad de ceniza se conoce con dificultad al

aplicar el registro de densidad. Hay un método alternativo para ello: determinar en el manto sujeto a

análisis el contenido de aluminio-silicatos (que son de los compuestos más abundantes de la ceniza del

carbón), y que consiste en registrar las radiaciones que emite tal compuesto, provocadas por un

bombardeo de neutrones. Donde dichas radiaciones no se registren, existirá la presencia de carbón. Las

determinaciones del contenido de humedad, de sulfuros y cloro también se prevé que mejoren en el

futuro.

6.13. Resumen de la Metodología empleada. Todas las actividades que se han mencionado se

presentan a manera de cuadro sinóptico en la tabla de esta forma es posible ubicar fácilmente las

diferentes etapas de exploración y los objetivos que se persiguen en cada una de ellas.

6.14. Conclusiones y recomendaciones

1. En cada proyecto de exploración de carbón deben ser observadas las condiciones en que se

encuentra la información geológica existente, con objeto de escoger el método de estudio adecuado que

servirá para una mejor interpretación.

2. El estudio del ambiente de depósito es un aspecto definitivo en el conocimiento del

comportamiento de los mantos de carbón. La aplicación de la petrografía del carbón actualmente tiene

mucha aplicación; tiene la ventaja de ser rápida y poder llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Los

estudios hidrológico y de mecánica de rocas son indispensables en el programa de minado.

3. La exploración geofísica es un método indirecto que determina las características de los mantos de

carbón. Es recomendable aplicado para asegurar el éxito del método directo de perforación, y así evitar

130

incurrir en gastos infructuosos.

4. En la comparación relativa que se hace en la tabla los costos de perforación rotaria convencional

resultan más bajos que los costos de la nueva perforación hidráulica, por lo que se recomienda solicitar la

cotización de ambos antes de que se tome la decisión sobre la adquisición de un equipo.

5. En operaciones de exploración es recomendable la aplicación secuencial principalmente de los

registros de resistividad, los rayos gamma, densidad de espaciamiento largo y de densidad de alta

resolución. Se espera que mejoren las técnicas en la determinación de espesor del carbón, contenido

de cenizas, contenido de humedad, contenido de azufre y cloro, etcétera, con objeto de conocer mejor

las propiedades de un carbón en fase de exploración.

6.15. Explotación. Cuando las condiciones geológicas son apropiadas, los proyectos modernos de

minado de carbón deben ser planeados con fuertes inversiones económicas, con operaciones de gran

volumen, y tomando la mayor ventaja posible de los métodos mecanizados de minado y tratamiento. La

exploración geológica en tales proyectos normalmente precisa un estudio técnico y de factibilidad

económica que establece el diseño y el costo de las operaciones mineras, así como también la tasa de

interés financiero que se puede esperar de su comercialización. La explotación del carbón representa

una extensión de la exploración, investigándose con gran detalle en un área pequeña y poniendo

particular atención en los aspectos de ingeniería geológica del depósito.

Hay dos métodos básicos de extracción de carbón: el minado superficial, que involucra excavación del

terreno hasta el manto de carbón, y el minado subterráneo, en donde la excavación del carbón se une a la

superficie por medio de un tiro.

Los factores de importancia que deben observarse para planear una mina superficial son:

1) levantamientos topográficos y geológicos.

2) características del depósito de carbón mediante perforación.

3) determinación de la naturaleza del material que sobrecarga el cuerpo de carbón.

4) selección sobre el terreno explorado, del lugar apropiado para instalar la mina, 5) prevención de

problemas por agua, pues es necesario abatir el nivel de ésta por debajo del piso de excavación.

6) considerar el clima y sus variaciones en temporadas de lluvia e invierno, que puedan afectar la

producción y establecer la forma de transportación del carbón.

El minado superficial no será posible aplicado si uno o varios de estos factores son negativos e

implican obstáculos para la producción. La maquinaria que se utiliza para la apertura de la mina y

131

descapote es un equipo de excavación que consiste de excavadoras giratorias, trascabos, dragas,

cargadores frontales, retroexcavadoras y palas mecánicas; un equipo de transporte que consiste de

sistemas de bandas transportadoras, camiones de gran capacidad y vagones; y un equipo de distribu-

ción del material estéril que consiste de camiones, dragas y apiladores de desechos. Para la

excavación del manto de carbón se utiliza un equipo de excavación y transporte similar al utilizado en el

descapote.

6.15.1. El minado subterráneo. No depende de las características topográficas del terreno. En

su planeación intervienen factores tales como: 1) calidad y estructura de las rocas que alojan el carbón,

2) características del carbón, 3) hidrología. Una mina subterránea se puede desarrollar desde una

profundidad de 100-200 m.

De este modo la decisión de si una mina debe ser superficial o subterránea dependerá de un

análisis riguroso de los estudios técnicos pre-mina que se lleven a cabo; asimismo, de la comparación de

los costos de operación en ambos casos; y, no específicamente de las características del manto de

carbón.

Dadas las condiciones en que se encuentra el carbón en el norte de México y en EEUU, se ha

adoptado la siguiente convención para definir su espesor o potencia:

TIPO ESPESOR

Mantos delgados 0.80< Ee < 1.35 m

Mantos delgados E> 0.80 m

Debe hacerse notar, según la información hasta ahora disponible, que un manto delgado o grueso

tiene rangos variables de espesor, de acuerdo a las condiciones de explotación de cada país.

6.15.2. Minado superficial. Es el proceso de excavación de todo el material de la superficie

del terreno hacia adentro, incluyendo el manto de carbón. El minado superficial, comparado con el

minado subterráneo, tiene las siguientes ventajas: un mínimo de desarrollo antes de iniciar la producción,

mayor seguridad del personal que labora en la mina, se requiere de maquinaria menos compleja para la

producción de carbón y se recupera casi todo el carbón que se encuentra en su lugar original más

fácilmente. Hay varias formas de operación minera superficial que dependen del número y espesor de los

mantos de carbón a explotar en relación con su estructura y topografía. Esta variedad de técnicas se

divide en dos métodos principales: El minado por secciones (tiras) y el minado a cielo abierto.

132

6.15.3. Minado por secciones (tiras). Este método consiste en la excavación y movimiento

del material que sobreyace al carbón (sobrecarga) utilizando el equipo de dragado. Este material se

coloca en una área inmediata adyacente a la frente de trabajo, sobre el afloramiento, desarrollando dicha

frente con el rumbo del estrato de carbón y aprovechando para extenderse conforme el echado o

inclinación del mismo. Las diversas operaciones con el equipo se denominan "mixtos".

Si el material de sobrecarga o descapote (suelo o estrato rocoso sobre el carbón) es consistente, se

perforan barrenos y se utilizan explosivos para que sea quebrado. El material así obtenido se mueve

mediante una pala mecánica o una draga móvil de excavación hacia el "terrero" (acumulación de material

de desecho o estéril). Conforme la frente avanza, el carbón se mueve con una pala mecánica o trascabo

utilizando una rampa o camino inclinado que lo conduzca hacia el molino o quebradora de carbón. Una

vez que la primera sección o tira de carbón se ha terminado, continuará una segunda que aprovechará

(como ya se indicó) el echado o inclinación del estrato o estratos de carbón. Las siguientes secciones

van profundizando la excavación y la maquinaria también va aumentando de capacidad y alcance de

movimiento.

A medida que la excavación se profundiza, aumenta la distancia de movimiento del material de

sobrecarga hacia el terrero. Para el caso, se utiliza una draga móvil y se aplica el método de "banqueo",

que consiste en excavar una sección angosta, colocándola a un lado de la frente de trabajo. A

continuación la draga móvil se coloca sobre este banco para excavar el resto de la frente El costo de

estas operaciones es mayor en comparación con el costo al iniciar las primeras secciones o tiras porque

los acarreos se realizan a mayores distancias.

6.15.4. Minado a cielo abierto. Consiste en el transporte del material excavado en la

frente hacia un lugar relativamente distante. Este método involucra una excavación más o menos

equidimensional, es decir, se lleva a cabo sobre una superficie de lados casi iguales. El minado a cielo

abierto es más apropiado cuando se tienen varios mantos.

Normalmente se desarrollan varios frentes o bancos, extrayéndose el carbón de cada uno de ellos. El

minado a cielo abierto comúnmente se extiende en el área de trabajo, distribuyéndose los bancos

concéntrica mente; el avance progresivo a través del área de depósito estará señalado por una serie de

bancos paralelos. El acceso a los diferentes niveles será mediante una serie de caminos inclinados arre-

glados en forma de espiral.

133

El material extraído de la parte superior de la secuencia no se puede colocar en las partes

adyacentes de donde fue extraído, debido a que hay la necesidad de desarrollar bancos en las partes

más bajas a medida que la mina se extiende. De esta forma mucho del material, al menos en los estados

iniciales de la operación, se transporta a lugares apropiados, fuera del área de excavación.

Solamente cuando se han excavado los bancos más bajos, el material estéril extraído se usa para

llenado del propio fondo de la mina, y aun así la distancia de transporte del material puede ser

considerable por la extensión de la mina.

Para el transporte del material excavado a su sitio de emplazamiento se utiliza un equipo especial. El

método usado más ampliamente es una combinación de "camión-pala" (uso de excavadoras en

combinación con camiones), que usa fuertes palas, cavadoras hidráulicas o varios tipos de trascavos

para remover el carbón y el material de sobrecarga. Esta técnica es muy apropiada para materiales duros

y es flexible para vencer dificultades en la producción (ver selección del equipo de minado).

Cuando se tienen que mover grandes volúmenes de carbón y material relativamente suave, se utiliza

una gran excavadora giratoria, la que se combina con un sistema de vagones o un teleférico. Otro equipo

que se utiliza para remover material suave es el autocargador móvil, del mismo tipo que se usa en la

construcción. Esta excavadora se dirige al área de excavación y levanta una capa delgada del material

transfiriéndolo a una "olla" (depósito en forma cilíndrica). El material así excavado se conduce en la olla

hasta su lugar de emplazamiento para ser vaciado.

6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial. Los estudios geológicos de

varios tipos continúan a medida que el carbón se extrae, con objeto de ayudar en la resolución de

problemas específicos, como interpretaciones de la continuidad del manto o inestabilidad de la "pared

alta" o de la pendiente de los terreros

6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales. El desarrollo de las

operaciones mineras depende de las condiciones geológico-topográficas que prevalezcan en el área. Si

se trata de un distrito minero carbonífero (área extensa), es necesario establecer una separación de las

obras de minado para mantener la producción, sin que interfieran unas con otras.

Los límites sugeridos, más convenientes de separación entre estas obras serán puntos donde haya

barreras naturales tales como fallas, diques, caminos o drenajes naturales de agua. Para este fin, son

útiles las exploraciones geofísicas y la perforación del terreno.

134

Otra tarea que se presenta en el desarrollo de las operaciones mineras es ubicar la exacta posición

del afloramiento de carbón, el que puede estar fuertemente intemperizado o cubierto por algún estrato

sobreyacente. En el caso de existir intemperismo, es conveniente hacer los estudios (químicos y

petrográficos) pertinentes antes de desechar la explotación de carbón que presente una fuerte degra-

dación de sus características por dicha causa, pues sucede que puede solamente ser una oxidación que

no altere sus características de combustión. Las minas superficiales también son afectadas por la

necesidad de proporcionar drenaje de aguas del área de trabajo. En estos casos se hace una excavación

especial en el piso de la obra, para colectar y extraer el agua; de otra forma, debido a que estas minas se

extienden a lo largo del rumbo del manto de carbón, el agua desciende por gravedad a los puntos bajos,

de donde se bombeará como sea requerido.

Una vez que se ha optado por un plan de minado, los datos geológicos sobre el manto de carbón y su

sobrecarga se usarán para elaborar un programa de producción que contenga por día, mes y año, la

cantidad y calidad de los materiales que se removerán durante las excavaciones de minado.

6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo. Es importante seleccionar el lugar de

afloramiento de carbón que se deberá explotar, pues aún cuando no se hayan detectado en los estudios

exploratorios previos (geofísica y perforación), se pueden presentar estratos de roca incluidos en el

carbón. Si esto se vuelve relativamente consistente, los métodos de minado cambiarán a operaciones de

multimantos de carbón, trayendo en consecuencia un aumento en el costo de operación.

6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación. Durante el minado superficial, las

pendientes de excavación de terreros y bancos de tierra pueden ocasionar deslizamientos que traen

como consecuencia los siguientes problemas: cobertura de afloramientos de carbón, destrucción de

plantillas de barrenos y explosivos en el material de excavación y riesgo de deterioro del equipo de

perforación. Para protegerse de estos problemas de inestabilidad, será necesario reducir pendientes de

paredes de excavación y de terreros. La medida precautoria más importante será la cartografía detallada

de juntas y fallas, así como también los estudios de distribución de estratos para delimitar la presencia de

rocas que son desfavorables para dicha estabilidad.

6.15.9. Selección del equipo de minado. El tipo de equipo que debe usar depende, en

parte, de factores económicos e ingeniériles, pero también de factores geológicos del lugar. Factores

importantes son: inclinación de las rocas en relación con la topografía, espesores de roca y carbón que

tienen que minarse, etc., pero el factor más importante es el comportamiento geomecánico de las

135

unidades de roca. Las dragas se usan preferentemente para la remoción de material en minas

superficiales por secciones, en donde el material involucrado puede ser suave o duro. La geometría o

forma de la excavación, y el sistema de terreros que deberá usarse son consideraciones vitales en la

selección de dragas para las operaciones mineras. Cuando la consistencia del estéril y el carbón son

suaves y se debe mover un gran volumen a una distancia considerable, es preferible utilizar

excavadoras giratorias.

Un desarrollo importante lo constituye el minero para mantos delgados en minas superficiales. Se

trata de un equipo desarrollado en Holanda. La figura muestra sus partes y dimensiones aproximadas.

Este equipo se diseñó para extraer el carbón que no pudo recuperarse durante la explotación

superficial; es decir, carbón que forma el contorno del yacimiento ya explotado. Puede penetrar con su

brazo extractor hasta 70 m y a través de censores puede detectar materiales diferentes al carbón (rocas

o gas metano) y evitar su extracción.

Esto permite una mayor recuperación en comparación con el minado normal. El principio operativo

de este equipo radica en una cabeza cortera alimentada directamente por energía hidráulica. Su

capacidad de producción para un manto delgado de carbón de 36" (1 m) es de 425 ton por turno. En

1984 las industrias Sturgill de EEUU comercializaron el minero para mantos delgados (cuyo fabricante

es la compañía Metec, Inc.), con un costo de 2 millones de dólares. El equipo que opera en minas de

Kentucky logró incrementar al doble la producción de carbón y se ordenó una segunda máquina. Es

natural que resulte más costoso minar un manto delgado que uno grueso, debido a la baja producción

de carbón por unidad de avance en la mina. Sin embargo, como se indicó, el desarrollo tecnológico que

han tenido estos equipos permite reducir los altos costos de este minado.

En México, los afloramientos de mantos de carbón delgados representan un porcentaje considerable

en donde se puede aplicar esta técnica de minado. En EEUU la técnica de explotación de mantos

delgados de carbón se ha desarrollado de forma importante a causa de las siguientes razones: el 65% de

sus reservas de carbón bituminoso tiene espesores entre 0.35 m y 1.0 m. En la región de los Apalaches,

la profundidad de los yacimientos no, excede 300 m, y tienen un alto poder calorífico además de tener

bajo contenido de azufre y ceniza.

6.15.10. Minado subterráneo. La mayoría de los recursos de carbón en el mundo se localizan

a profundidad. Las minas subterráneas comúnmente requieren un desarrollo más completo para hacer

accesible el depósito antes de que la producción comience. Su recuperación es menor en comparación

con las operaciones superficiales; sin embargo, para la extracción muy raramente el suelo o estratos

136

rocosos sobre el carbón presentarán dificultad adicional, por su espesor.

Su acceso depende de la relación del cuerpo de carbón con la topografía del área. Cuando el carbón

aflora tal como en la ladera de una colina, será posible iniciar el minado directamente a partir de un

socavón. No teniendo este tipo de acceso, se deberá construir un tiro inclinando o vertical para alcanzar el

cuerpo de carbón. En el caso de ser un tiro inclinado, el personal y materiales entrarán a la mina por un

sistema de carros montados en una vía o telesillas, y el carbón se extraerá también por carros o bandas.

En tiros verticales, el personal, materiales y el carbón entran o salen de la mina por medio de una caleza o

cabina de transporte-elevador. Se deberá construir un tiro adicional para la ventilación, que estará

equipado con un ventilador para mover el aire, y será la salida de emergencia. La localización más

favorable para este tipo de tiros es en el centro del depósito; este punto representa el mínimo de

transporte del mineral, lo cual reduce costos de producción.

Cuando el depósito está entre capas inclinadas no se puede entrar por el afloramiento, y es necesario

efectuar un desarrollo considerable para conectar un tiro con el manto de carbón. Se construirán una

serie de túneles horizontales o "laterales" (obras a niveles apropiados a partir del tiro) con el objeto de

alcanzar el manto de carbón.

6.15.11. Método de salones y pilares. Es un proceso de extracción que se divide en dos

etapas: La primera consiste en la ejecución de una serie de aperturas o túneles a través del depósito,

dejando "pilares" entre ellos. El techo estará sostenido por vigas de acero o de madera y su separación

dependerá de la profundidad y de la resistencia del carbón involucrado.

En depósitos poco profundos los pilares pueden ser pequeños, y en algunas circunstancias los

túneles se ampliarán hasta formar salones. A medida que la profundidad aumenta, se hacen necesarios

grandes pilares, disminuyendo considerablemente el área de los salones y por lo tanto el porcentaje de

recuperación.

La segunda etapa en este proceso consiste en la extracción de los pilares; se lleva a cabo cuando el

acceso a otras partes de la mina ya no es necesario. En estas áreas el techo se deja colapsar formando

un área de escombros, abandonada. Esta etapa es más productiva que la anterior. En ocasiones, cuando

las operaciones mineras están bien diseñadas, se puede alcanzar una alta productividad extrayendo

simultáneamente pilares y haciendo túneles.

La extracción de carbón por el sistema de salones y pilares se puede llevar a cabo solamente por los

137

siguientes dos métodos: el método convencional, que consiste en perforar y tronar el frente de avance, y

el método de minado continuo, que consiste en rompimiento mecánico y carga simultánea del carbón.

En el método convencional, la operación minera se lleva a cabo de dos formas, una en

condiciones de encontrarse mecanizada parcialmente la mina, es como sigue: se perfora una plantilla

de barrenos en el frente, para ser cargados con explosivos y después detonarlos; en seguida, el

carbón así obtenido se transporta hacia el sistema de acarreo y el techo de avance se sostiene

adecuadamente, manualmente con madera o acero. La otra forma se aplica en condiciones de encon-

trarse la mina totalmente mecanizada, y es como sigue: un cortador móvil, formado por una cadena de

picos metálicos montados en un brazo plano, que es capaz de hacer uno o varios canales horizontales

o verticales de 15 cm de ancho y 4 m de profundidad; un multi-perforador, con varias unidades de

perforación, que se usan para establecer una plantilla de barrenos para ser cargados con explosivos

alrededor de los canales previamente efectuados; un cargador móvil que levanta el mineral quebrado

por los explosivos y, por medio de un brazo mecánico, lo deposita en un carro para ser transportado

hasta el sistema de acarreo que conduce el carbón fuera de la mina; y, finalmente, una unidad de

sostén-techo, que consiste de un perforador y un equipo para apuntalar acero o madera.

6.15.12. Minado continuo, una sola máquina que usa una cabeza cortante equipada con

picos metálicos duros rompe el carbón en la frente sin necesidad de explosivos. Esta máquina levanta

y mueve el carbón directamente para ser transferido hasta el sistema de acarreo. El minado continuo

proporciona gran productividad en comparación con el método convencional y requiere poco personal

de operación. La mayoría del carbón que se extrae por este proceso, utiliza este tipo de equipo.

6.15.13. Minado de pared o frente larga. Involucra la extracción del carbón en un solo frente,

que puede ser hasta de 300 m de largo. El área de trabajo se protege con soportes hidráulicos, y a

medida que el carbón se extrae los soportes o ademes caminantes se mueven hacia adelante, así

que el techo que va quedando se colapsa formando un extenso escombro. Se sabe por estadística

que en EEUU entre 1987 y 1990, la máquina cortadora más utilizada (37%) en el minado de carbón

por frente larga, se diseñó para las siguientes características:

Espesor del manto de carbón (m) 1.05 - 4.30

Ancho del panel o tabla (m) 158.272

El minado de pared larga se lleva a cabo por dos métodos básicos, que son: frente larga hacia

adelante y frente larga hacia atrás.

138

El minado de frente larga hacia adelante es una técnica desarrollada en EEUU apropiada para el

minado de mantos delgados, ya que el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene entre 0.35 m y

1.0 m de espesor. Esta técnica utiliza un soporte permanente a lo largo de dos túneles paralelos que

rodean el escombro generado durante el avance de la frente. Estos dos túneles se interceptan con

la frente de pared larga, dando ventilación y acceso a las obras de extracción. El soporte permanente

puede ser la propia roca del techo de la mina o fuertes soportes de acero. No son necesarios los pilares.

La frente larga hacia atrás involucra el desarrollo de dos túneles que interceptan los extremos de la

frente larga que se trabajará hacia atrás; en este caso sí se tienen pilares. Estas obras dan acceso y

ventilación durante el minado.

Una vez que el equipo se instala la extracción se lleva a cabo hacia atrás hasta el área de entrada,

dejando que el techo (escombros) vaya colapsándose paulatinamente.

Cuando se encuentran dificultades (derrumbes, fallas o agua subterránea) para mantener abiertos los

túneles paralelos de ventilación en la técnica de frente de pared larga hacia atrás, entonces se opta por

desarrollar el método de frente larga hacia delante.

Si la certidumbre sobre el comportamiento y geometría del manto de carbón es confiable en un alto

porcentaje, entonces puede aplicarse el minado de frente larga hacia atrás; pero cuando esta

certidumbre es difícil de establecer, es más prudente decidir aplicar el minado de frente larga hacia

adelante, como ya se indicó.

La mecanización del minado de pared larga se basa en el uso de soportes hidráulicos de techo que

auto avanzan (ademes caminantes). Su diseño varía considerablemente, pero los tres tipos principales

son: soporte tipo cuña, soporte tipo escudo y soporte tipo cuña-escudo.

Los soportes tipo cuña consisten en 3 a 6 piernas hidráulicas juntas en una base rígida o segmentada

y una serie de vigas que sostienen el techo.

Los soportes tipo escudo-escudo son una combinación de los exteriores: La viga de techo principal es

sostenida por piernas hidráulicas en cada extremo, así como con soportes de tipo cuña. Las piernas

hidráulicas se diseñan para un determinado tipo de esfuerzo, de modo que la resistencia de los estratos

de roca junto con el espesor del manto señalará el equipo para cada operación minera.

139

Adicionados al frente, los soportes del techo corren sobre una vía segmentada y flexible que abarca

el área de trabajo. Sobre esta vía se coloca la máquina cortadora de carbón, misma que puede ser un

cortador de tambor rotario o un trepanador y un cortador de tipo arado.

El cortador de tambor tiene una cabeza circular cuyo eje se encuentra perpendicular a la frente. Está

equipado con picos metálicos en forma espiral que, al rotar cortan secciones de carbón a medida que

pasan por la tabla de trabajo. El carbón así cortado pasa a un transportador de cadena localizado a un

lado de la vía, de donde es llevado al sistema de acarreo.

El trepanador utiliza una cortadora circular con el eje paralelo a la frente. Esta unidad corta el carbón

en exposición mientras que una segunda serie de discos emparejan el piso y el techo de la frente.

El cortador tipo arado consiste en una serie de hojas cortadoras fijas. Estas hojas cortan secciones

de carbón a lo largo de la frente. Esta cortadora tiene la ventaja de ser práctica, en comparación con

otros equipos, pues no consta de muchas partes y es capaz de operar solamente en mantos

relativamente delgados de carbón suave.

Por mucho tiempo, las cortadoras alcanzaron un mínimo de 50” (1.27m) de espesor de carbón.

En años recientes, el mejoramiento de las cortadoras han disminuido este espesor. En especial,

Erickhoff Corp. Diseñó la cortadora EDW-300LN, que se encuentra operando desde noviembre de 1990

en la mina Bullit, de Westmoreland, en Virginia EEUU. Esta máquina es capaz de cortar mantos de

carbón con un mínimo de espesor de 31” (79cm), dependiendo del diámetro del brazo cortador. Se opera

a control remoto y puede diagnosticar el corte a realizar.

La técnica de pared larga ofrece mucha productividad y se puede trabajar en minas subterráneas de

extenso desarrollo. No debe ser utilizada en áreas donde el minado del terreno no se permite por razones

ecológicas a causa de que puede provocar hundimientos del terreno en zonas urbanas y de cultivo.

El extenso crecimiento en la mecanización de minas subterráneas ha traído como consecuencia una

variedad de sistemas de control remoto, principalmente en la excavación de la frente, del equipo de

bombeo, de transportadores y de beneficio de carbón. Ciertas instituciones, como el Instituto Tecnológico

de Massachussets (MIT), han creado un Centro de Sistemas de Minado (ClMS) que, en colaboración con

el Instituto de Investigaciones sobre Minado y Excavación (MERI) de EEUU está desarrollando varios

sistemas computacionales para excavación y operación minera

140

6.15.14. Minado de pared corta. Esta técnica es una variación de las técnicas básicas; es decir,

la de pilares y túneles, y la de pared larga. Es una modificación del minado de frente .larga hacia atrás.

Consiste en la extracción de un solo pilar extenso utilizando algunos componentes del equipo del método

de frente larga.

La técnica involucra la elaboración de túneles alrededor del cuerpo de carbón, en la misma forma que

se hace en la frente larga hacia atrás. Esta pared es mucho más pequeña que la 'pared larga y alcanza

no más de 50 m de ancho por 400 m de largo. Hasta ahora, su uso se justifica por una demanda reducida

de carbón en el mercado y por razones de restricción geotécnica; es decir, principalmente la presencia de

diques, fallas y bolsas de gas.

6.15.15. Minado hidráulico. Además de explosivos o cortadoras, se pueden usar flujos de agua

a alta presión para fragmentar el carbón en la frente de avance. El carbón que así se obtiene se mezcla

junto con el agua y es dirigido hacia canales, de donde es transportado por tuberías para ser drenado y

cargado por el sistema de acarreo final.

El minado hidráulico se utiliza para extraer carbón en secuencias de rocas cuyos estratos tienen una

fuerte inclinación. El carbón se fragmenta con los flujos de agua dirigidos hacia arriba del cuerpo del

carbón, de forma tal que el agua drena fácilmente de la frente de avance. Al utilizar este sistema,

normalmente el techo no se sostiene ya que prácticamente esto lo impide la fuerte inclinación del manto

de carbón.

6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico, de acuerdo con la técnica que se use

para fragmentar el carbón:

1. Cuando la excavación se efectúa por técnicas convencionales, utiliza un equipo hidráulico para

"transportar el carbón a la superficie. De esta forma el flujo de agua no fragmenta el carbón directamente,

pero sí contribuye a transportarlo. Este tipo de minado se usa en carbón duro e impermeable como la

antracita.

2. Cuando la excavación se efectúa por la combinación de una cortadora mecánica y un equipo

hidráulico: flujos de agua a alta presión, combinados con cortadoras mecánicas. Se utiliza en mantos de

carbón duro.

141

3. El tipo más conocido es cuando la excavación se hace con una cortadora hidráulica y se utiliza

también una transportadora hidráulica. Este tipo de minado se emplea para carbón relativamente suave.

4. El minado hidráulico completo, cuando se usa un sistema hidráulico para corte, transporte y

recuperación del carbón. La presión de agua en este caso mueve integralmente al sistema de minado por

completo. También se utiliza con carbón relativamente suave.

COBRE

6.16. El Ciclo del Cobre. Algunos depósitos de cobre (Cu) se les atribuye un origen sedimentario

singenético, es sabido que el cobre también tiene un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se

emplaza a cuencas de agua dulce o salada, cada ostra absorbe 1.24 a5.12mg de Cu. Se ha precipitado

en barras marinas en forma de sulfuros y de cobre nativo, ha sido descompuesto por microorganismos

FOSFORO

6.17. El Ciclo del Fósforo. El ciclo sedimentario del fósforo es fascinante y asombroso, disuelto en

las rocas, una parte del mismo penetra en la tierra vegetal de donde es extraído por las plantas, de éstas

pasa al cuerpo de los animales, los cuales lo devuelven con sus excrementos y huesos y entonces se

acumula formando depósitos. A su vez, éstos pueden experimentar, llegar al mar, y allí el fósforo es

depositado o acumulado por la vida marina, englobado en sedimentos y devuelto a la tierra por elevación

de los mismos y entonces puede empezar un nuevo ciclo.

Bateman. Dice que los fosfatos sedimentarios proceden de los minerales de roca portadora de

fósforo entre los que se encuentra el apatito, de la meteorización de la colofanita y dahlita en rocas

sedimentarias.

Los fosfatos son solubles en aguas carbónicas y en ausencia de carbonato de calcio permanecen en

solución, el fosfato en las calizas no es soluble. Una parte de ácido fosfórico en solución llega hasta el

mar donde es extraído por los organismos, una parte es redepositada en forma de fosfatos secundarios,

que pueden ser redisueltos y otra queda retenida en el suelo.

Las aguas pantanosas ricas en materia orgánica disuelven también los fosfatos y se cree que algunos

componentes de fósforo entran en solución formando coloides, el fósforo es transportado por las

142

corrientes de agua en forma de ácido fosfórico y fosfato de calcio; Una parte del mismo es transportado

por aves y animales terrestres.

Condiciones especiales de deposición. Los depósitos de fosfato de importancia económica se forman

tan sólo en medios marítimos y en forma de fosforita. Los sedimentos se extienden desde el Cámbrico

hasta el pleistoceno y son de notable uniformidad en miles de kilómetros cuadrados y están

interestratificadas con otros sedimentos y se confunden gradualmente con los mismos, las capas

fosilíferas, y están interstratificadas con capas fosilíferas marinas y carácter eolíticos demuestra un origen

marítimo.

A algunos depósitos de cobre se les atribuye un origen sedimentario singenético Es sabido que el

cobre tiene también un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se desplaza a cuencas de agua

dulce o salada; cada ostra absorbe 1.24 a 5.12 mg. Se ha precipitado en barros marinos en forma de

sulfuros y de cobre nativo, y ha sido descompuesto por microorganismos.

HIERRO

6.18. Ciclo del Hierro. El hierro disuelto durante la meteorización de las rocas, emigra principalmente

en solución hacia los lugares favorables a la deposición. El hierro puede precipitar durante su transporte:

1. Si las soluciones atraviesan caliza, donde las reacciones químicas determinan la deposición

del carbonato ferroso o de óxidos férricos.

2. Si las soluciones se concentran en una cuenca cerrada sometida a evaporación.

3. Por contacto de materiales orgánicos.

4. Por disminución del anhídrido carbónico de las soluciones.

El hierro que llega a las cuencas carboníferas es depositado en forma de depósitos de siderita impura

y pobre. El hierro que llega hasta alta mar se deposita en grandes cantidades en forma de silicatos de

hierro hidratados, glauconita, greenalita, chamosita o turingita.

La glauconita se deposita en forma de lodos submarinos, mientras que la glouconita reciente prefiere

fondos fangosos de no mucha profundidad, donde está presente algo de materia orgánica, y en un

ambiente que no sea intensamente óxidante ni reductor

6.18.1. Deposición en aguas marinas poco profundas. Las soluciones de hierro que

143

llegan hasta los mares de poca profundidad han dado origen a los depósitos de hierro del mundo, las

condiciones óptimas se dan en lugares donde llegan corrientes lentas procedentes de regiones costeras

de baja altitud intensamente erosionadas, con gradientes demasiado reducidos para permitir el transporte

de la abundante materia que lleva en suspensión. Por consiguiente se acumula poco sedimento de

material de hierro. Las aguas poco profundas se comienzan donde las olas están alternando con

periodos de calma, revuelven el fondo y maceran los fósiles presentes.

Probablemente, el hierro se depositó en su mayor parte en forma de óxido férrico más bien que

limonita, por razón del efecto hidratante del agua salada. Una parte del fierro se depositó de oolitos, otra

recubrió o substituyó fragmentos de conchas existentes, en el fondo del mar, y una tercera parte se

precipitó en forma de barro de hierro o en forma de gel y carbonato de calcio, con cantidades variables

de materia arcillosa.

MANGANESO

6.19. Ciclo de Manganeso. El ciclo del manganeso sedimentario es muy parecido al del ciclo del

hierro, con el cual tienen muchas relaciones químicas. Los dos metales tienen el mismo origen, son

disueltos por las mismas soluciones o por soluciones parecidas, pueden ser transportados juntos en

compuestos químicos similares y se depositan en forma de óxidos y carbonatos por medio de los mismos

agentes, generalmente por separado.

El manganeso puede ser separado como constituyente menor de los minerales de hierro, o puede

depositarse separadamente en forma de depósitos sedimentarios de manganeso relativamente libres de

hierro. Sin embargo los grandes depósitos de manganeso sedimentario son relativamente pocos pero

muy importantes en comparación con los depósitos de manganeso producidos por otros procesos y son

mucho menores que los depósitos sedimentarios de hierro.

La deposición de mineral sedimentario de manganeso en forma de carbonato u óxidos puede

producirse tanto en agua dulce como en la salada, en lagos o pantanos o en el mar. Los minerales bien

conocidos son: la manganita (Mn2O3H2O), hausmanita (Mn3O3), el bióxido (MnO2) es la mena principal de

manganeso, no tiene contra partida con el hierro.

Las deposiciones marinas, principalmente en forma de bióxido, se formaron en condiciones de agua

de poca profundidad y en sedimentos del fondo del mar, donde se encuentra muy difundido en forma de

nódulos, de materia colorante y de revestimientos fósiles.

144

Carbonatos. El carbonato de manganeso sedimentario impuro está muy difundido, pero no tiene

importancia comercial.

URANIO

6.20. YACIMIENTOS ESTRATIFORMES DEL URANIO-VANADIO. Los yacimientos de uranio son de

muchos tipos y orígenes, variando desde hidrotermales a sedimentarios. Algunos de los más grandes y

más productivos son de origen sedimentario; estos incluyen los conglomerados bien conocidos de

Witwastersand, África del sur, y Blind River, Canadá, otros son estratiformes y su origen no es muy claro,

los tipos estratiformes han sido enriquecidos por la disposición de minerales de uranio a partir de aguas

subterráneas circulantes.

Los abundantes yacimientos de uranio-vanadio en la región del Colorado Plateu del sudoeste de los

EU son un buen ejemplo de los yacimientos de uranio estratiformes enriquecidos por agua subterránea

circulante. Los yacimientos están ampliamente distribuidos a través de la cuenca fluvial del río Colorado

al oeste de Colorado.

Las técnicas de exploración para las menas de uranio han variado debido a las propiedades

especiales de los minerales de uranio y debido la radioactividad puede detectarse instrumentalmente a

distancia. Las técnicas más ampliamente usadas incluyen cintilómetros y contadores Geiger,

Espectrómetros, detectores de gas radon aunque la prospección también se ha basado en minerales

fluorescentes, características estratigráficas, biogeoquímicas y geobotánicas. Teniendo en cuenta esto

último, algunas especies de Astragalus (conocida como oveja venenosa o hierba venenosa) crecen

solamente donde hay selenio en el suelo en el Colorado el selenio esta asociado con las menas de

uranio–vanadio. Los yacimientos conocidos de uranio-vanadio de interés económico son más

abundantes en el conglomerado de Shinarump, en la formación Chinle en la arenisca de entrada, en la

caliza de Toldito y en la formación Morrison. La mayoría de estas formaciones son parecidas y están

constituidas por areniscas, limonitas, conglomerados y calizas impuras continentales.

Las formaciones con mineral son generalmente horizontales o próximas a la horizontalidad, aunque a

veces están deformadas por pliegues monoclinales y anticlinales moderadamente apretados y por fallas

de ángulos altos.

145

Fig. 23. Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio.

Los controles locales de la deposición mineral están normalmente relacionados con la permeabilidad

y con los movimientos de las aguas subterráneas y los controles litológicos son más notables, las menas

pueden encontrarse a lo largo de valles en una vieja superficie de erosión, dentro de arenas de canal o

areniscas interdigitales con argilitas y lutitas. Wright, 1955, Miller, 1955. Las materias que contienen

abundante materia carbonosa pueden estar selectivamente enriquecidas de uranio y vanadio.

YACIMIENTOS TIPO CARLIN

6.21. Depósitos Tipo Carlin. Los yacimientos estratoligados de Cu corresponden a cuerpos

subhorizontales tipo manto o a cuerpos de brecha y veta con mineralización importante de sulfuros de

cobre. Estos yacimientos reciben el nombre de estrato ligados por estar comúnmente asociados,

limitados y hospedados en secuencias de rocas volcánicas, ya sea en lavas o en sedimentos volcánicos.

En algunos casos la roca huésped puede corresponder a calizas, areniscas marinas y lutitas lacustres,

pero estas secuencias aparecen intercaladas dentro de secuencias volcánicas.

6.21.1. Mineralización y Alteración. La mineralización primaria de cobre consiste en bornita,

calcosina y calcopirita, asociada con pirita, hematita y/o magnetita. La alteración hidrotermal es en

146

general de carácter débil, siendo en muchos casos, indistinguible de las asociaciones de metamorfismo

regional de la roca huésped.

En algunos casos se puede observar albitización, alteración sericítica o argílica débil y propilitización,

pero la alteración hidrotermal no es un aspecto de gran notoriedad. Presencia de granates ha sido

también reportada.

6.21.2. Génesis. Ruiz et al. (1971), Camus (1980) y Espinosa (1981) sugieren un modelo

Volcano exhalativo para los depósitos de cobre mantiformes, pero no presentan evidencias categóricas

de singenetismo.

Sato (1984) presenta un modelo epigenético que satisface en mucha mayor medida las

características de estos depósitos, y resume lo siguiente:

i) La mineralización ocurre preferentemente en zonas de mayor permeabilidad.

ii) La ubicación de la mineralización está en muchos casos controlados por fallas y/o intrusivos

subvolcánicos.

iii) No se observa en general el desarrollo de alteración hidrotermal notorio, pero la roca huésped

está claramente alterada por procesos de metamorfismo.

iv) iv) La mena se caracteriza por sulfuros de razón azufre/cobre bajas.

v) v) Calcita es el mineral de ganga más común. vi) Los rangos de temperatura para mineralización

van desde 270 a 430°C, y para precipitación de calcita, 65 a 195°C.

Estas características sugieren una mineralización de origen hidrotermal, donde la ausencia de

alteración de la roca huésped se explicaría por condiciones de bajo contraste de equilibrio entre fluido y

roca, y/o entre fluido hidrotermal y aguas connatas.

La fuente de metales se cree es principalmente magmático pero de largo transporte.

147

Fig. 24. Fuente de metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin

Fig. 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético Vista general

148

Fig. 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin

Los yacimientos tipo Carlin asocian principalmente a facies carbonatadas, en sistemas

estructuralmente extensionales. Así como los yacimientos tipo sulfato ácido son fácilmente detectables

por las importantes anomalías de color que generan (rojos, amarillos, verdes), los Carlin son

prácticamente "invisibles". Solo los resaltes generados por la silificación de las calizas (jasperoides)

constituyen una muestra más o menos visible de éstos.

YACIMIENTOS TIPO MISSIPI VALLEY

6.22. Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas. La mineralización en estos

depósitos consiste de galena, esfalerita, fluorita, baritina, pirita, marcasita y menor calcopirita. La ganga

consiste de calcita, dolomita, otros carbonatos y sílice en variadas formas. Texturas coloformes son

comunes. Níquel es común como elemento traza.

Las rocas carbonatadas con cierta frecuencia contienen mineralizaciones metálicas, sobre cuyo

origen ha habido una larga y aún inconclusa polémica: se han defendido desde un origen estrictamente

sedimentario para los mismos, hasta un origen claramente postdeposicional, pasando por la posibilidad

de que tengan origen diagenético.

149

Los más frecuentes corresponden a yacimientos de sulfuros de Pb-Zn-Cu, a menudo acompañados

de fluorita y barita, que también pueden llegar a ser mayoritarios: se conocen también con el nombre de

"yacimientos de tipo Mississippi Valley", ya que son muy abundantes en esta región del centro de los

Estados Unidos. Son también abundantes en las formaciones carbonatadas de las cordilleras alpinas

europeas (Alpes, Béticas), por lo que también reciben el nombre de yacimientos de tipo Alpino.

Suelen aparecer encajados en formaciones carbonatadas, en forma de masas más o menos

continuas lateralmente y de potencia muy variable en el detalle, y la mineralización suele ir asociada a

encajante dolomítico. Este hecho sugiere que su origen sea posterior al proceso de dolomitización, y

posiblemente esté condicionado por el aumento de porosidad de estas rocas, que favorece la entrada de

fluidos en la misma.

En cualquier caso, lo que a menudo resulta evidente es que son el resultado de la interacción entre

fluidos mineralizados y la roca carbonatada; al tratarse de fluidos por lo general ácidos, su introducción

en la roca se ve favorecida por la reactividad de sus componentes (calcita y/o dolomita) frente a la acción

de estos fluidos.

Fig.27. Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda), pertenecientes altipo Mississippi Valley

Corresponden a depósitos estratoligados hospedados en rocas carbonatadas.

Son importantes productores de Pb y Zn y en menor medida de fluorita y baritina. En algunos casos,

Cu puede ser importante (ej. Irlanda Central). Los principales yacimientos de este tipo se hallan en

Irlanda Central, los Alpes, Polonia e Inglaterra. En Estados Unidos se dan en la cordillera Appalachian y

a lo largo de los valles de Missouri y Mississippi. También existen importantes depósitos en el norte de

150

Africa (Tunisia y Algeria) y en Canadá. No existen depósitos importantes de este tipo en el Pre-Cámbrico,

y los más importantes del valle de Missouri y Mississippi aparecen del Cámbrico hasta el Cretácico

(exceptuando el Silúrico).

En la mayoría de estos depósitos la mineralización ocurre en gruesos paquetes de dolomitas de

paleolatitudes tropicales y casi siempre asociados a un paleoambiente litoral de arrecife y de bancos de

lodo carbonatado. En la mayoría de estos depósitos isótopos de azufre de sulfato indican una

proveniencia de agua marina de la misma composición isotópica de las aguas marinas de esa época.

Estos ambientes son de litoral de cratón, pero estos depósitos también ocurren en alaucógenos (rift

abortados) y puntos triples.

En ambiente cratónico estos depósitos ocurren en zonas de relieve positivo, limitado lateralmente por

cuencas lutíticas, muy comúnmente por sobre basamento granitoide muy fracturado. Algunos modelos

sugieren que fracturas y/o fallas sirven de canales de flujo para que mineralización llegue a agua de mar,

donde eventualmente precipitará en forma química (sin-sedimentario).

Otros autores sugieren que la mineralización ocurre por metasomatismo de baja temperatura en roca

ya litificada (caso Mississippi Valley). La forma, tamaño y distribución de estos depósitos varía

enormemente, observándose una serie de situaciones posibles

151

Fig. 28 Yacimiento tipo Mississippi Valley

En cuanto a leyes, valores promedio típicos van entre 3 y 10% Pb + Zn combinado, con clavos de

hasta 50%. Los tonelajes varían desde pocas decenas de miles de toneladas hasta 20 Mt, pero en varios

cuerpos cercanos (ej. Mina Navan, Irlanda Central, varios cuerpos, ninguno mayor a 20 Mt, pero suman

62 Mt con 12% Pb + Zn).

YACIMIENTOS EVAPORITICOS

6.23. Evaporación. Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes,

como su nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas

cerradas, con precipitación de sales en especial cloruros y sulfatos de elementos alcalinos) que en las

aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación permanecen en solución.

La evaporación es de gran importancia en la formación de yacimientos minerales no metálicos, las

aguas subterráneas fueron arrastradas a regiones áridas, donde se evaporaron y dejaron minerales

valiosos que estaban en solución, ante el implacable sol del desierto lagos enteros han desaparecido,

dejando en las playas capas de sales o de sal cubiertas por arenas movedizas de las regiones áridas. En

otros casos la evaporación no ha sido completa, sino que ha producido líquidos concentrados de los

cuales se obtiene sal doméstica.

Cuando se producen lentas oscilaciones de la tierra o del mar, grandes porciones de los océanos

pueden quedar incomunicadas y se evaporan gradualmente del cual se depositan grandes depósitos de

yeso y sal en muchas partes del mundo. Una concentración mayor de sales creó ricos depósitos de

potasa.

La evaporación actúa con mayor rapidez en los climas cálidos y áridos

La evaporación de masas de agua salina se produce una concentración de las sales solubles, cuando

se produce una sobresaturación de una sal determinada, ésta se precipita. Las sales menos solubles

son las primeras en precipitar y las más solubles son las últimas.

El agua de mar contiene 3.5 % de sales en la precipitación se producen sales diferentes sea de

noche o de día. Agua, ClNa, Cl2Mg, SO4Mg, SO4Ca, BrNa, ClK, SO4K2, FeO3 Br2Mg.

El agua del océano contiene también oro, plata, cobre, manganeso, aluminio, níquel, cobalto, yodo,

flúor, fósforo, arsénico, litio, rubidio, cesio, bario, y estroncio.

152

6.23.1. Depositación del Sulfato Cálcico (yeso). El sulfato cálcico puede depositarse en forma

de yeso o de anhidrita dependiendo de la temperatura y salinidad de la solución, el yeso se deposita a

partir de soluciones de sulfato cálcico saturadas por debajo de los 42° y la anhidrita por encima de dicha

temperatura.

Productos resultantes. La deposición de sulfato cálcico da origen:

Capas de yeso o anhidrita relativamente puros, de un espesor de decenas de centímetros, hasta

decenas de metros, la anhidrita tiene poco empleo porque el yeso absorbe el agua y se hincha.

Capas de yeso con impurezas de anhidrita

Alabastro, que es una variedad más blanda y ligera de yeso

Gipsita, que es una mezcla con impurezas. Las capas están interestratificadas con calizas y pizarras,

y comúnmente asociadas con sal.

6.24. Depósitos de sal:

Sales que se forman por la evaporación. Principalmente existen dos ambientes de formar grandes

estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar, o en la tierra firme

por evaporación de lagunas solubles. Hoy se puede observar en los Andes el fenómeno de precipitación

de sales en los salares.

6.24.1. Tipos de Formación.

1. Por evaporación del agua del mar (Teoría de Barreras). En varios partes del mundo se

conoce grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegan hacia 1000 metros,

principalmente de la época Pérmica pero también de terciario. La explicación de la formación de

estos grandes depósitos llega a la teoría (modificada) de las barreras. Se piensan en un sector

marino, relativamente cerrado y por la evaporación de agua las cantidades de sales se

aumentan. Con mayor evaporación las sales se precipitan de acuerdo de su capacidad de

solubilidad. El problema solamente es, que una columna de 1000m de agua del mar produce

solo 15 metros de halita, pero los depósitos muestran espesores muchos mayores.

153

Figuras 29. Formación de depósitos de la sal

Por eso modificaron el modelo, que la barrera no se cerró completamente. La evaporación es el único

"afluente" de este sector semicerrada. Entonces siempre ingresó agua del mar con sales al sector. Así se

aumentó la cantidad de sales en el sector que al final llegó al punto de la saturación y se precipitó.

6.24.2. Los salares de la cordillera. La acumulación de aguas en cuencas cerradas de la

cordillera en regiones áridas, donde la evaporación es mayor como las precipitaciones las sales lavadas

por los taludes de volcanes llegan al salar o a una laguna. Por falta de un afluente normal, la única salida

es la evaporación.

Las sales tienen quedarse en la laguna y poco a poco se aumenta la saturación, hasta se precipitan

las sales.

Fig. 30. Formación de la sal

6.24.3. Domos de sal. En total se acumularon en algunos sectores más de 1000 m de

depósitos de sales marinos pérmicos. Sal tiene algunas propiedades especiales como roca:

154

a) Sal tiene un peso específico menor como un mineral común

b) Sales se deforman plásticamente y son muy móvil

c) Sales tienen una alta solubilidad en agua

d) Para el petróleo las sales casi son impermeables

Estas propiedades presentan las siguientes característica: sí la presión es muy alta, las capas de sal se

mueven hacia arriba (por su densidad menor). Entones como una burbuja de aceite en el agua la sal

lentamente busca su camino hacia la superficie. Las rocas superiores sufren fuertes deformaciones

tectónicas (tectónica salina). La estructura se llama domo de sal o díapiro, el fenómeno diapirismo.

155

CAPÍTULO 7

METAMORFISMO

Los procesos metamórficos alteran profundamente los depósitos minerales preexistentes forman otros

nuevos, los principales agentes que intervienen son: El calor, la presión, y el agua.

Las substancias sobre las que actúan son yacimientos minerales formados anteriormente o bien rocas. A

partir de estas últimas se forman depósitos valiosos de minerales no metálicos, principalmente por

recristalización y recombinación de los minerales que integran las rocas.

Tipos de Metamorfismo 

7.1. Conceptos básicos de clasificación Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies metamórficas

son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos metamórficos.

El concepto del grado metamórfico fue introducido por WINKLER, H.G. y desarrollado a partir de magmáticas

básicas (basaltos). El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo, que ha influido en una

roca. Generalmente el grado metamórfico nombra a la temperatura o la presión máxima del metamorfismo.

Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de minerales. Por

ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de sillimanita se caracteriza

por la apariencia de sillimanita, de las zonas metamórficas desarrolladas alrededor del plutón Fanad, Irlandia.

El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo de Finlandia) en

1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se observan en rocas de

composición basáltica.

Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de minerales

formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se pueden analizar por

una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y presión características para el

grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de ortopiroxeno y granate indica condiciones de

Temperatura y presión elevadas.

 

156

Hay varios esquemas para distinguir diferentes tipos de metamorfismo: Basándose en los parámetros

metamórficos principales se distinguen los metamorfismos térmicos, dinámicos y termo-dinámico. Con

respecto a la posición geológica del metamorfismo se diferencian entre metamorfismo de contacto, catáclasis y

metamorfismo regional. Según su posición con respecto al orógeno se hace una distinción entre los

metamorfismos orogénicos y anorogénico. Con base en su posición tectónica se distinguen el metamorfismo,

que se sitúa en un borde de una placa o el metamorfismo, que se ubica adentro de una placa.

7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos. Temperatura y presión

son los factores principales, que afectan el metamorfismo. Según estos factores se distinguen:

1. Para el metamorfismo térmico la temperatura es el factor predominante, por ejemplo metamorfismo de

contacto.

2. Para el metamorfismo dinámico la presión es el factor predominante, puede tratarse de la presión

litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del esfuerzo elástico

(estrés) por ejemplo catáclasis o es decir rotura mecánica de una roca por metamorfismo dinámico, que se

produce localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o hundimiento) resulta de una

carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático.

3. El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En general los efectos de

presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo elástico. Generalmente el metamorfismo termo-

dinámico ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de placas convergentes.

7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica.

Se distinguen 4 tipos generales

A. El metamorfismo de contacto. Ocurre en la vecindad de una roca ígnea intrusiva y resulta de

efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente. En el caso clásico un cuerpo ígneo

incluye una serie sedimentaria o ya metamórfica produciendo una aureola de contacto. La distancia y el

gradiente de la temperatura (variación de la temperatura con respecto a la distancia de la fuente calorífera =

cuerpo ígneo) dependen

1. De la dimensión del cuerpo intrusivo

157

2. De la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajonantes. Por ejemplo. Un dique

de 10m de potencia enfría en unos diez años y produce un efecto de contacto pequeño, mientras que un

batolito grande enfría en unos 10 millones de años y produce una aureola de contacto extensiva.

El metamorfismo de contacto es caracterizado por una distribución de los grupos de minerales formados

simultáneamente en forma concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento de la intensidad de

recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo. Al cristalizar el magma acumula los

componentes volátiles. La última fase de cristalización a menudo es acompañada por la separación de una

fase rica en componentes volátiles, que puede salir del cuerpo intrusivo e infiltrar las rocas encajantes a lo

largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos. Por ejemplo en el caso de infiltración y metasomatismo

de una roca encajante de caliza se produce un 'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos

de calcio formada por la introducción de componentes como SiO2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la caliza.

Metamorfismo de contacto ocurre en varios ambientes tectónicos, en ambientes orogénicos y anorogénicos,

en el interior de una placa tectónica o en los bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien

desarrolladas se forman en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde batolitos

graníticos intruyen rocas sedimentarias, ejemplos claros para la distribución concéntrica por zonas de los

grupos de minerales metamórficos formados simultáneamente se ubican en los niveles medios y someros de

la corteza terrestre, donde puede desarrollarse un gradiente de temperatura marcado.

Existen tres tipos principales de metamorfismo a respeto de temperatura y presión:

Metamorfismo de contacto. Presión baja 

Metamorfismo regional. Temperatura mediana, presión mediana 

Metamorfismo de subducción. Alta presión con temperaturas relativamente bajas 

158

Fig.31. Tipos de metamorfismo

B. El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos. En los

cinturones orogénicos activos las aureolas de contacto de numerosos cuerpos intrusivos, que se ubican en

distancias cortas entre sí y que se forman en un corto intervalo de tiempo, se solapan. De esta manera la

temperatura de la región entera aumenta por el aporte de calor en la corteza terrestre debido al magma.

C. El metamorfismo por ondas de choque es caracterizado por condiciones de temperatura y presión

extremadamente altas (por ejemplo p = unos 10 a 100 kbar) y es producido por ondas de choques por un

impacto de meteoritos. En la superficie terrestre se observan los efectos del metamorfismo de ondas de

choque alrededor de los cráteres de impacto. En la superficie lunar el metamorfismo de ondas de choque es

un fenómeno más común. En parte el metamorfismo de ondas de choque produce formas de cuarzo de alta

presión como coesita y stishovita y estructuras de deformación típicas como 'shatter cones' o es decir

fracturas cónicas en las rocas.

D. La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de la roca sin

influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los esfuerzos deformadores sobrepasan

la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. Los parámetros más importantes de la catáclasis son el

esfuerzo elástico (=deviatoric stress), la deformación (train rate') y la temperatura. La denominación común

para una roca cataclástica es la milonita. La catáclasis se produce en las zonas de fallas y de cizallamiento en

el nivel superior de la corteza terrestre, que se sitúan principalmente en las zonas orogénicas y en los bordes

de placas tectónicas.

Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional

1. el metamorfismo por soterramiento

159

2. el metamorfismo típico para los lomos oceánicos

3. el metamorfismo orogénico.

1. El metamorfismo por soterramiento. Ocurre en las cuencas sedimentarias en consecuencia de la

solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los sedimentos sobreyacentes. La temperatura y

la presión contribuyen al metamorfismo, la temperatura, puesto que la temperatura sube con la profundidad.

Las rocas correspondientes son caracterizadas por temperaturas de recristalización bajas y por la ausencia de

deformaciones. La transición entre la diagénesis y el metamorfismo por soterramiento es continua. El

metamorfismo de soterramiento es anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los

océanos y en las grandes cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas, actualmente por ejemplo

en el golfo de México.

2. El metamorfismo de los lomos oceánicos. Se ubica en los bordes de placas tectónicas divergentes. A

lo largo de los lomos oceánicos continuamente se produce corteza oceánica de composición basáltica. Los

basaltos oceánicos son acompañados por pizarras verdes y anfibolitas, las cuales son los equivalentes

metamórficos de los basaltos. Al metamorfismo de los lomos oceánicos contribuyen el flujo de calor alto y la

circulación de los fluidos como parámetros típicos.

3. El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional. Es típico para los cinturones orogénicos y es

muy común en los arcos oceánicos y en los continentes. Se sitúa en los bordes de placas tectónicas

convergentes como en el borde entre una placa oceánica y un arco oceánico, en el borde entre placas

oceánica y continental o en el borde entre dos placas continentales. Los factores importantes del

metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas, las variaciones de presión y los esfuerzos elásticos

('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes de placas tectónicas convergentes las características

del metamorfismo correspondiente difieren de un cinturón orogénico al otro.

Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se distinguen:

El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de contacto, de

soterramiento y regional.

Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los lomos oceánicos y

de contacto.

Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformante, donde pueden ocurrir la

catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos.

Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos orogénicos, dinamo-

térmico, regionales, de contacto regional y la catáclasis.

160

7.4. Facies metamórficas. Las facies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de temperatura y

presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la naturaleza.

Fig.32. Facies metamórficas

7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores. Cuando las rocas son metamorfizados, también pueden

serlo los depósitos de minerales que aquéllas encierran. Sin embargo las menas raras veces sufren

recombinaciones de minerales, los cambios de textura son pronunciados y se producen texturas esquistosas o

gnéisicas, en minerales frágiles y no es rara una estructura fluidal.

El resultado es que los minerales pueden presentar aspectos de franjas, o embadurnaduras, entre

minerales de color diferente. La textura y estructura originales pueden quedar tan obscurecidas que sea

imposible determinar a qué clase pertenecían los depósitos originales, entonces se clasifican con el nombre de

metamórficos.

7.6. Formación de los minerales por metamorfismo. Como resultado del metamorfismo regional se

originan diversos tipos de depósitos minerales no metálicos. Los materiales originarios son los constituyentes

de la roca que han sufrido una recristalización o recombinación o ambas cosas a la vez, en pocas ocasiones

se han añadido anhídrido carbónico o agua, pero no se introducen nuevos constituyentes como ocurre en los

depósitos metasomáticos de contacto. Las rocas que encierran los depósitos son metamorfizados totalmente o

en partes; el metamorfismo de la roca es lo que a dado origen a los yacimientos, los principales minerales

formados de este modo son: asbesto, grafito, talco, esteatita, andalucita-sillimanita-cianita, dumortierita,

granate y posiblemente algo de esmeril.

161

ASBESTO.

7.7. Asbesto. Existen dos grupos de minerales que se conocen con el nombre genérico de asbesto:

serpentina y anfíbol. Los del grupo de la serpentina son silicatos hidratados de magnesio, y picrolita y tienen la

misma composición que la serpentina, el más valioso es el crisotilo fino y sedoso. Los anfíboles son silicatos

de calcio, magnesio, hierro, sodio, y aluminio. Comprenden los minerales amosita, crocidolita, tremolita,

actinolita, actinofilita y antofilita.

7.7.1. Asbesto de serpentina. El asbesto de crisotilo se encuentra en serpentinas que se han

producido por alteración a partir de:

a. rocas ígneas ultrabásicas, como peridotita o dunita.

b. calizas magnésicas o dolomita, la primera proporciona casi el 90% de la producción mundial de asbesto.

En los yacimientos ultrabásicos, la fibra se halla en venillas lenticulares incluidas en serpentinas, se

presenta de tres formas:

1. Fibra cruzada, siguiendo la dirección de los muros cuya longitud es la anchura de la venida o inferior a

la misma si contiene bifurcaciones.

2. Fibra deslizada, paralela u oblicua a los muros y larga baja de calidad.

3. Fibra de masa, compuesta de una masa agregada de fibras entrelazadas, sin orientación determinada y

radiadas.

En los depósitos situados en caliza magnésica, las fibras cruzadas en bandas discontinuas de serpentinas,

se extienden en el interior de las capas de caliza, paralelas a la estratificación

Las venillas de crisotilo son discontinuas y están escalonadas dentro de una faja de serpentina. Este tipo

de asbesto es muy duro, y el hecho de que esté libre de magnetita incluida hace que sea muy buscado como

aislante eléctrico.

Variedades de anfíbol. Las más importantes son la crisodalita, y la amosita son de calidad inferior al

crisotilo.

ORIGEN

162

7.7.2. Crisotilo. El crisotilo está confinado enteramente a la variedad fibrosa de serpentina.

La serpentinización, es un proceso autometamorfico, en rocas ultrabásicas como la dunita, la serpentinización

ha operado a lo largo de fracturas.

El problema del origen es saber cómo se formó el crisotilo teniendo la misma composición que la

serpentina, y como se emplazó.

1. Las venillas son rellenos de fisura.

a. En aberturas de expansión de hidratación a partir de soluciones de serpentina de transporte a corta

distancia.

b. En fracturas producidas por tensiones dinámicas, mediante soluciones hidrotermales de origen remoto.

2. Substitución y recristalización de los muros de serpentina hacia el exterior desde rendijas apretadas.

3. Serpentina extraída de roca y depositada en forma de asbesto en fracturas de poca separación,

cuyos muros son apartados por la fuerza de los cristales crecientes.

7.7.3. Anfíbol. Peacock considera que la crosidolita se originó por reacción molecular

sin transferencia esencial de constituyentes de las sideritas que la encierran. Créese que por el hecho de estar

enterrada a gran profundidad, estuvo en condiciones de presión y calor que determinaron el metamorfismo de

los constituyentes de la roca de que se con virtieron en asbesto azul.

La amosita es químicamente diferente de las rocas que lo encierran y su presencia en la aureola de

contacto del Complejo Bushveld sugiere aportaciones a partir del complejo además del metamorfismo estático.

GRAFITO

7.8. Formación del Grafito. El grafito o plumbagita es una forma de carbóno que se presenta en dos

variedades; cristalina, consiste en copos delgados de un negro casi puro, y amorfa, negro, grasiento y tizna el

papel; e ahí el nombre de grafito (escribir). Es discutible que la materia de la pizarra grafítica, que da un

(grafito amorfo), sea realmente grafito o carbono amorfo. El grafito verdadero da ácido granítico cuando se le

trata con ácido nítrico, el carbono amorfo no lo da.

7.8.1. Localización. El grafito se encuentra principalmente en rocas metamórficas producidas por

metamorfismo regional o de contacto. Se halla en el gneis, esquisto, cuarcita, y capas de hulla alterada;

también en rocas ígneas, filones y diques de pegmatita. La mayor parte de la variedad cristalina se halla en

diminutos granos diseminados por rocas metamórficas. La variedad amorfa se presenta en polvo. Los

163

depósitos pueden ser de gran tamaño, y el contenido en grafito puede llegar hacer del 7 %. Son minerales

asociados: cuarzo, clorita, rutilo, titanita, y sillimanita. Los tipos más importantes de yacimientos son las

diseminaciones y los filones de fisura.

7.8.2. Origen. El grafito se origina por:

1. metamorfismo regional.

2. cristalización original a partir de rocas ígneas, como lo demuestra su presencia en el granito, sienita, y

basalto.

3. metamorfismo del contacto, donde se presenta con silicatos metamórficos de contacto en una caliza

adyacente a una intrusión ígnea.

4. introducción por soluciones hidrotermales, que explica los depósitos de filón y los depósitos en

pegmatitas y zonas de cizalladura en los esquistos en los montes de San Gabriel.

El grafito en los apartados 2, 3 y 4 se consideran de origen magmático: el 3 y 4 son el resultado de

compuestos gaseosos de carbono desprendidos por el magma o bien el carbono puede proceder de los

sedimentos incluidos y depositados posteriormente.

Las capas de hulla se han alterado a grafito en Sonora México y evidentemente son el resultado del

metamorfismo ígneo; los materiales volátiles del carbón han sido expulsados y el carbono residual se ha hecho

cristalino, con un contenido 80 a 85 % de grafito.

Existen dos puntos de vista sobre los depósitos resultantes del metamorfismo regional: uno que el grafito

es materia orgánica alterada, presente en los antiguos sedimentos o que resulta de la descomposición del

carbonato de calcio. Las calizas carbónicas negras, cuando son metamorfoseadas, dan origen a mármoles

blancos con grafito diseminado en él o bien que los hidrocarburos que estaban presentes se han

descompuesto, determinando la precipitación directa del carbono o han sido convertidos a monóxido de

carbono y anhidro carbónico, los cuales fueron reducidos, y se precipitó el carbono. La presencia de grafito en

rocas precámbricas sugiere un origen inorgánico más que orgánico para el carbono. En ambas hipótesis, el

carbono ha procedido de los sedimentos.

164

TALCO

7.9. Talco y Esteatita. El talco es un producto de metamorfismo, es un silicato hidratado de magnesio

[(SiO3) H2Mg3], al ser molido finamente, forma el conocido polvo de talco; esteatita es el nombre con que se

designa una variedad compacta y en masa; agalita es el nombre especial que se aplica al talco fibroso

procedente de N.Y. La esteatita es una roca blanda compuesta esencialmente por talco pero que contiene

también clorita, serpentina, magnesita, antigorita, y esteatita, tal vez algo de cuarzo, magnetita, o pirita. Es una

roca talcosa impura que puede ser extraída y cortada en grandes bloques. La pirofilita que a veces está

incluida entre esteatitas, es un silicato hidratado de aluminio que tiene aplicaciones semejantes a la esteatita.

7.91.1. Localización. Los depósitos comerciales de talco y esteatita se hallan en intrusiones

ultrabásicas, metamórficas o calizas dolomíticas. Están restringidas a las rocas metamórficas y confinadas en

gran parte al precámbrico. La mejor calidad del talco procede de las calizas dolomíticas metamorfósicas y esta

asociado a tremolita, actinolita y minerales relacionados con estas, los depósitos son generalmente

lenticulares y llega a tener una anchura de 40 m. La pirofilita se halla principalmente en una toba ácida.

7.9.2. Origen. El talco es un producto de alteración de los minerales magnésicos primarios o

secundarios de las rocas, es el resultado de suave metamorfismo hidrotermal, ayudado quizá por su

metamorfismo dinámico simple pero nunca por meteorización. Es raro en los yacimientos metálicos. Es

seudomórfico de tremolita, actinolita, esteatita, díópsido, olivino, serpentina, clorita, anfíbol, epidota y mica.

Lindgren afirma que pudo haber sido formado a partir de cualquier anfíbol o piroxeno magnésico activado por

CO2 y H2O según la siguiente reacción.

4 SiO3Mg + H2O = Si4O12H2Mg3 +CO3Mg

Se origina en:

a. calizas regionales metamorfoseadas

b. rocas ígneas ultrabásicas alteradas

C. zonas metamórficas de contacto adyacente a rocas ígneas básicas.

165

El talco siempre es el último en la secuencia mineral y se forma en parte de otros minerales que a su

vez representan productos de alteración de minerales primitivos. Cuando está presente en serpentina no se

formó como resultado de la serpentinización, sino por procesos posteriores no relacionados con el proceso por

medio del cual la serpentina fue substituida por el talco.

7.10. GRUPO DE LA SILLIMANITA: ANDALUCITA, CIANITA Y SILLIMANITA. Estos cuatro

interesantes minerales: andalucita, cianita, sillimanita, y durmotierita resisten temperaturas elevadas, se

transforman en mullita, son buscados como refractarios de alto grado y se emplean para fines cerámicos

similares. Los tres primeros tienen idéntica composición (Si O2. Al2 O3), pero difieren de su cristalización en

cuanto a la sillimanita y andalucita son rómbicos y la cianita es triclínica. La durmortierita es un borosilicato

básico de aluminio (rómbico) A temperaturas elevadas (1,100° C a 1,650° C), estos minerales se transforman

en mullita (2 SiO2. 3 Al2 O3), y sílice vítrea, que se supone cristobalita. Esta materia rara en la naturaleza,

permanece estable hasta los 1,810° C, por lo tanto es resistente al calor, constituye un buen aislante para altas

temperatura, y es particularmente resistente al calor.

166

CAPÍTULO 8

SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS (VMS).

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de

"volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros

presentes en unidades volcánicas o en interfaces volcánico-sedimentarias depositadas originalmente

en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un 90% en pirita masiva aunque la pirrotina

está presente en algunos de ellos, pero contienen cantidades variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag,

siendo típicamente depósitos polimetálicos.

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en áreas

específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles estratigráficos.

Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas volcánicas, un cambio

desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad volcánica submarina. Existe

una asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de mena sobreyacen productos

explosivos de domos riolíticos. Debajo de los depósitos de sulfuros normalmente existe un stockwork

de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el cual parece haber sido el alimentador de los

fluidos hidrotermales que penetraron para formar el cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El

stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes económicas.

Fig. 33. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.

167

Fig. 34. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita - pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas (cuarzo, seriecita, siderita, cloritoide) con Stockwork de sulfuros.

El origen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por emanaciones de

fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino y se trata de depósitos singenéticos formados

al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la que se asocian. El conocimiento de la

génesis de estos depósitos metalíferos se ha incrementado significativamente desde el descubrimiento

en 1970 de las fuentes termales submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como

chimeneas ("black smokers") fumadores negros, debido al color oscuro que adquieren las emanaciones

en el agua marina debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el

fluido hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se

asocian a sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de

las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales en fallas o

fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las dorsales

hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.

El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que

normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por:

1. Precipitación en el fondo marino

2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes

168

3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos

Fig.35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo.

La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y el 80%

de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas métricas). De estos

la mitad contiene <1 Mt de mineral. Sin embargo, estos depósitos pueden ser grandes o muy ricos (de

alta ley) o ambos y su explotación puede ser muy rentable, sobre todo cuando se explotan distritos en

que existen numerosos cuerpos mineralizados formando grupos compactos. Depósitos importantes de

sulfuros masivos ocurren en Canadá, Tasmania, España, Portugal y Japón.

En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han sido

descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos verdes paleozoicos

en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la Cordillera de la Costa de

Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos cupríferos en esquistos y metabasaltos

de la región costera de la XII Región (depósitos La Serena y Cutter Cove; Vivallo, 2000).

La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y corresponde a

una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con cantidades variables de

calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la bornita y calcosina pueden ser

constituyentes importantes y pueden estar presentes cantidades menores de arsenopirita, magnetita y

tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del VMS 4 contenido de magnetita estos depósitos gradan a

menas masivas de óxidos. La ganga es principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se

169

presenta carbonato, clorita y sericita. La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados.

La galena y esfalerita se ubican en la mitad superior de los depósitos, mientras que la calcopirita se

concentra en la porción inferior y grada hacia abajo a un stockwork de venillas.

Fig.36. Esquema indicando la ubicación de las fuentes termales submarinas que depositan depósitos de sulfuros en los fondos oceánicos.

Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser de

bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente reflejando

la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización por la circulación

subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye el bandeamiento

coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar parte rica en calcopirita raramente está

bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de rocas volcánicas y estructuras de

sedimentos blandos (deslizamientos, marcas de carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente

frecuente la brechación hidrotermal en la porción inferior de los depósitos originando brechas

mineralizadas, asimismo los deslizamientos subacuáticos pueden originar menas brechadas

La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la

sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 35). La alteración tiene una forma general de

chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El diámetro de la chimenea

alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su porción más ancha coincide con la

mena masiva.

170

Fig.37. Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociado a depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a los sistemas más grandes.

Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división geoquímica en hierro, hierro-

cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin cobre, nunca

se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino siempre acompañados de sulfuros de Fe. Desde

el punto de vista económico existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los de Zn-Pb-Cu. Algunos

depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si bien en términos generales existen

esos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen varios tipos en la literatura dependiendo del

marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:

8.1. A continuación se mencionan algunos tipos de yacimientos VMS en el mundo.

Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos ofiolíticos

(generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con volcanismo basáltico.

Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar Mediterráneo.

Tipo Besshi. Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno, grauvacas

y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas sedimentarias marinas

profundas con volcanismo basáltico.

Tipo Kuroko. Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y lavas y

piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo explosivo con

171

formación de calderas en sectores de ante-arco. Los ejemplos típicos se encuentran en Japón

formados en una cuenca marginal.

Tipo Noranda o Primitivos. Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente

diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de <1 km de profundidad.

Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en Canadá).

Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en cuencas subsidentes

limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco.

Tipo SEDEX. Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras carbonosas,

areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde cuencas sedimentarias por

celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por calor derivado de fuentes

magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de Argentina.

Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la evolución general

es la siguiente.

Etapa 1. Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades menores de

calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar.

Etapa 2. Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de circulación de

fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc.

Etapa 3. Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción inferior

(mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.

Etapa 4. Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y reemplazo

por pirita en la base del depósito.

Etapa 5. Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también ocurre en las

etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el Stockwork subyacente.

Etapa 6. Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan expuestos a la

acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina transformándose en

172

capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los depósitos son cubiertos se

evita la meteorización submarina y los depósitos pueden preservarse.

Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos (Fig. 35), de

modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por fenómenos

tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los depósitos

generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y fallas. En las últimas

décadas se han reconocido varios de estos

Depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los depósitos

submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en el medioambiente

marino.

Stage = etapa

Fig.38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada enel texto).

Los análisis de los fluidos que producen las acumulaciones de sulfuros masivos actuales indican

temperaturas variables entre 250º-380ºC (máximo ~420ºC), aunque existen sistemas de baja

173

temperatura (3-13ºC) en los que hay mezcla con aguas marinas en el sustrato rocoso antes de ser

emitidos en el fondo oceánico. En los depósitos antiguos como por ejemplo los de Chipre, las

inclusiones fluidas indican temperaturas de 300º-370ºC en los niveles inferiores y de 260º-350ºC en los

niveles superiores; en los depósitos de tipo Kuroko de Japón las etapas tempranas indican 200º-300ºC

y en la culminación de 250º-350ºC.

Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,7- 4% en

peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos son de salinidad

cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10% en peso).

Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a presiones de

>400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al ser emitido. Sin

embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición de los fluidos al acercarse al

fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica avanzada (Ej. Sillitoe et al., 1996).

Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermales involucran

principalmente la circulación de aguas marinas en celdas convectivas activadas por el calor del

magmatismo de las dorsales oceánicas, aunque la composición isotópica es modificada por la

interacción entre agua/roca (alteración hidrotermal) y por el aporte de fluidos magmáticos

Figs.39. Fotografías de los black smokers

174

CAPÍTULO 9

YACIMIENTOS DE TIPO PLACER

Por: José Antonio Cornejo Ramírez

Índice del Tema:

Introducción y Generalidades

Propiedades características de los minerales comunes en placeres

Procesos sobre el área de origen. Placeres fluviales

Movilización-Deposición-Erosión-Sedimentación

Modelo de erosión-sedimentación en partículas esféricas de diferentes tamaños y densidades: Tamaño

fluido dinámico equivalente

Factor de forma y corrección de concentración

Desgaste por rozamiento y fragmentación de los minerales durante el transporte.

Capacidad de migración de un mineral

Distribución de placeres en medios sedimentarios

El medio coluvial

El medio fluvial

El medio glaciar

El medio costero

El medio eólico

Paleoplaceres o Placeres fósiles

9.1. Introducción y generalidades. Lomonosov fue uno de los primeros científicos que reconoció

que los placeres resultan de la fracturación, meteorización y transporte de yacimientos primarios, y que

se concentran a lo largo de los sistemas aluviales.

En países en vía de desarrollo, con gastos de explotación bajos, y precios de 11 $/gramo de oro, un

placer aurífero con leyes de 1/gramo/Tm puede ser rentable. Tratando volúmenes del orden de 5.000-

10.000 m3/día, al mismo precio y costo de explotación, leyes de 0,2 g/m3 pueden ser rentables en

yacimientos con un volumen de mineral explotable del orden de decenas de millones de metros cúbicos.

El tamaño de los granos de oro decidirá el sistema de concentración (mecánico, amalgamación o

cianuración). Una importante parte de la producción mineral de oro se obtiene de placeres actuales o

fósiles.

175

En el pasado, gran parte de la producción mundial de platino se obtenía a partir de placeres en

Colombia y en los Urales, actualmente es un subproducto de la minería del níquel.

La mitad del mercado mundial de casiterita procede de Malasia y se obtiene a partir de placeres

costeros. Más del 96% del 100% de la producción mundial de titanio se obtiene a partir del rutilo de las

playas australianas, la ilmenita, otro mineral típico de placeres, constituye un recurso submarginal de la

obtención del titanio. Muchas gemas, como los diamantes, los crisoberilos (alejandrina y cimofana), el

berilo (esmeraldas), el corindón (rubí y zafiro), el topacio, el circón, se recuperan a partir de placeres. El

niobio y el tántalo se obtienen a partir de placeres de columbita-tantalita, con contenidos del orden de 2 a

6 gramos/tonelada.

Existen innumerables citas de placeres auríferos en España: el río Sil, el río Orbigo (León), los ríos

Darro y Genil (Granada). Se ha citado platino en placeres en ríos próximos a los macizos ultrabásicos de

Ronda y Ojen, placeres de ilmenita en la sierra de Gata (Salamanca), y placeres playeros de ilmenita en

Mazagón y Lepe (Huelva), Cabo de Gata (Almería), Arteijo (La Coruña). El 48% del 100% de las reservas

españolas de casiterita se encuentran en placeres, ubicados en Orense, Salamanca (El Cubito), Cáceres

(El Trasquilón), Pedroches. Placeres de monacita han sido citados en arenas circoníferas de la Ría de

Vigo y de las playas de Laxe (La Coruña).

Las ventajas económicas de los placeres, a igualdad de contenido en sustancias útiles y de volumen

de mena, se basan en los puntos siguientes:

No exigen preparaciones costosas para su explotación, tratamiento y concentración.

Permiten explotaciones a cielo abierto con impactos ambientales bajos y rehabilitación natural de la

explotación en tiempos relativamente cortos.

Las labores de machaqueo, trituración y concentración de la minería metálica, son innecesarias en la

concentración de minerales a partir de placeres, ya que el grado de “liberación” del mineral útil es total

por la misma naturaleza del proceso genético, y métodos sencillos pueden ser aptos para la explotación.

El grado de mecanización de la explotación es de la flexibilidad absoluta, lo que permite trabajar a

diferentes ritmos, sin que el inmovilizado de capital haga sentir su peso sobre la rentabilidad de la

explotación. El costo de arranque y transporte es bajo por la misma naturaleza de los depósitos.

Tabla 15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres

176

Mineral Dureza Densidad relativa

Sistema cristalino

Tamaño de malla(mm)

Apatito 5 3,17-3,23 Hex 0,15Casiterita 6-7 6,8-7,1 Tetrag 0,15-0,006Cromita 5-6 4,3-4,6 Cúbico 0,29-0,10Columbita 9 5,15-5,25 Rómbico VariableCorindón 9 3,95-4,15 Hex. 1,2-0,50Diamante 10 3,50-3,53 Cúbico VariableGranate (var) 6,5-7,5 3,42-4,27 Cúbico 1,2-0,15Oro 2,5-3,0 19,3 Cúbico 3,3-0,07Hornblenda 5-6 Monoc. 3,0-3,3 0,25-0,07Hiperstena 5-6 3,4-3,5 Rómbico 0,25-0,07Ilmenita 5-6 4,5-5,0 Hex. 0,29-0,10Cianita 4-7 3,56-3,68 Tri. 0,29Leucoxeno Variable 3,5-4,5 Amorfo 1,2-0,07Magnetita 5,5-6,5 5,17-5,18 Cúbico 1,2-0,15Monacita 5,0-5,5 4,6-5,4 Monoc. 0,5-0,10Olivino 6,5-7,0 3,27-3,37 Rómbico 0,25Osmiridio 6-7 19-21 Hex. VariableRutilo 6,0-6,7 4,18-4,25 Tetrag 1,2-0,07Esfena 5,0-5,5 3,54 Monoc VariableEspinela (var) 7,5-4,6 3,6-4,6 Cúbico 1,2-0,15Estaurolita 7,0-7,5 3,65-3,67 Rómbico 0,50-0,15Tantalita 6,0-6,5 7,9-8,0 Rómbico VariableTurmalina 7,0-7,5 2,98-3,20 Hex. 0,25-0,10Wolframita 5,0-5,5 7,10-7,90 Monoc. VariableXenotima 4,0-5,0 4,59 Tetrag. 0,50-0,10Circón 7,5 4,20-4,86 Tetrag. 1,2-0,07

En definitiva reúnen condiciones de explotación flexibles, tipo “small mining”, que no exigen ni altas

inversiones, ni alta tecnología, muy adecuadas a países en vías de desarrollo.

El modelo genético de los placeres es un modelo sedimentario convencional, con la existencia de un

área fuente, donde existen, más o menos diseminados, los minerales que tienen interés económico, la

acción de mecanismos de transporte (agua, hielo, aire, gravedad) moviliza estos minerales útiles, que

han sido previamente liberados en las rocas del área fuente por acciones climáticas y biológicas. La

acción del transporte provoca: un efecto de desgaste que hace que sólo los minerales de mayor dureza

superficial pueden resistir su acción, un efecto de acción química, responsable de la alteración o

disolución de los minerales inestables y un efecto de selección en función de la densidad, forma y

propiedades de superficie, responsable de la concentración de los minerales útiles.

Tabla 16. Procedencia Mineral Económico y Paragénesis mineral

177

Procedencia Mineral económico Paragénesis mineralRocas ultramáficas y máficas incluyendo piroxenitas y noritas.

Platinoides Olivino, enstatita, plagioclasas cálcicas, cromita, magnetitas titaníferas, ilmenita, espinela, augita,...

Granitoides, greissen y pegmatitas asociadas

Casiterita, monacita, circón,rutilo y oro

Wolframita, feldespato potásico, cuarzo, topacio,berilo, espodumena, petalita,turmalina, tantalita, columbita,monacita, fluorita y esfena.Basaltos

Magnetita e ilmenitaPiroboles, plagioclasascálcicas y apatito.

Sienitas nefelíticas y rocasperalcalinas

Zircón, tierras raras, minerales de uranio y torio, Ilmenita, magnetita, fluorita, piroboles, feldespatos y

Aureolas de metamorfismo decontacto

Sheelita, rutilo, circón ygemas

Diópsido, grosularia, wollastonita, calcita, plagioclasa cálcica y epidota

Kimberlitas Diamantes Ilmenita, magnetita, piropo,piroxenos, cianita, esfena y apatito.

Metamorfismo regional de alto grado

Oro, rutilo, circón y gemas Cianita, piroboles, cuarzo, sillimanita, almandino, feldespatos y apatito.

Ofiolitas Platinoides, cromita ymagnetita

Granates cromíferos, piroxenos y olivino.

Carbonatitas Rutilo, ilmenita, magnetita,tierras raras, minerales deuranio, zirconio, torio y niobio

Feldespato potásico, calcita, piroboles, granates y apatito.

9.2. Procesos sobre el área de origen.

Placeres fluviales. La acción combinada del clima y el relieve sobre las rocas del área de origen va a

determinar el tipo de hipergénesis (weathering). La respuesta o intensidad del proceso hipergénico va a

depender de la naturaleza de las rocas presentes en el área de origen, del clima, del relieve, de la

posición del nivel freático regional y de la vegetación, que a su vez está condicionada y condiciona los

otros parámetros. La medida de la intensidad del proceso se expresa en términos de denudación

178

química, es decir, espesor en mm/años de material preexistente que se lixivia en el área de origen en

disolución iónica o coloidal.

La denudación mecánica es un concepto complementario del anterior y es el espesor en mm/años de

material que se erosiona en el área de origen en forme de detritus. El predominio de la denudación

química, frente a la denudación mecánica, representa en absoluto un máximo de posibilidades de

liberación de los minerales presentes en el área de origen; una condición básica es que estos minerales

han de ser “estables” frente a la actuación de las aguas del suelo.

Sólo algunos silicatos (granate, turmalinas, circones, berilos, topacios) permanecen inalterables frente

a una hipergénesis química activa. Los sulfuros, arseniuros y antimoniuros son minerales muy sensibles

a las condiciones oxidantes, y salvo en condiciones de climas glaciares, o una presumible atmósfera

anoxigénica como la que pudo existir en nuestro planeta con anterioridad al desarrollo de organismos

fotosintéticos, es difícil que resistan los procesos hipergénicos.

Su alteración produce soluciones ácidas sulfatadas que pueden dar lugar “per descensum” a la

génesis de yacimientos de enriquecimiento supergénico. Los óxidos, incluyendo en primer lugar el

cuarzo, son minerales muy estables, así los minerales del grupo de las espinelas (cromita, magnetita), el

corindón, crisoberilo, casiterita, columbita, tantalita, ilmenita, rutilo, constituyen una parte importante de

los minerales útiles extraíbles de los placeres.

Entre los minerales nativos, aquellos cuyo potencial de oxidación está dentro del de las aguas

naturales pueden resistir los procesos hipergénicos, es el caso del diamante, el oro y los minerales del

grupo del platino.

Por último, la baja solubilidad de fosfatos y wolframatos es la responsable de la estabilidad de apatitos

y sobre todo de la monacita, así como la wolframita y la sheelita (ver la siguiente tabla)

Tabla 17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados

Escasa Baja Alta Muy alta

Pirrotina Wolframita Almandino Hematites

Blenda Scheelita Magnetita Limonita

Calcopirita Apatito Columbita Topacio

Cinabrio Grosularia Pirita Ortita

Esfena Turmalina Brookita Olivino

179

Sillimanita Diópsido Distena Anatasa

Aegerina Actinolita Baritina Leucoxeno

Augita Zoisita Perovsquita Rutilo

Biotita Epidota Ilmenita Espinela

Hornblenda Cloritoide Xenotima Platino

Estaurolita Monacita Oro

Casiterita Circón

Andalucita Corindón

Diamante

Por supuesto, la meteorización química y bioquímica (relacionada con microorganismos y los

productos resultantes de su actividad) se ve favorecida por la hipergénesis física, que prepara y mejora

las posibilidades de actuación de las aguas del suelo.

Los placeres eluviales representan concentraciones de minerales, en las que el único proceso que

han sufrido es una liberación con respecto a la roca origen, asociada con la denudación de los minerales

inestables, apareciendo diseminadas en el seno de material alterado (laterita). El espesor del depósito

está condicionado por la posición del nivel freático, y el grado de liberación por la intensidad de la

alteración química. Y la intensidad de la alteración química está vinculada con el clima y con el relieve. El

clima influye básicamente con la intensidad de las precipitaciones y su reparto a lo largo del año, así

como con la temperatura media.

En este sentido, la mayor intensidad del proceso de la alteración química, y por tanto de liberación,

está relacionada con climas tropicales y subtropicales, y la menor con los climas áridos y desérticos.

El relieve es función en gran parte de la intensidad y actividad de los procesos endógenos, y en

cuanto favorece la denudación mecánica, es un factor negativo en cuanto a la génesis de placeres

eluviales.

180

Fig 40. Muestra la actividad de los procesos endógenos

Los procesos de hipergénesis (weathering) pueden liberar los minerales diseminados en las rocas y

dar lugar a placeres eluviales. En la génesis de este tipo de placeres no influyen los procesos de

migración y selección fluido dinámica.

Los placeres eluviales tienen un carácter previo para cualquier otro tipo de placer, es decir, cualquier

depósito placer pasa por dicha etapa, si bien en ella se encuentran minerales no transportables, que no

aparecerán en otros tipos de placeres. Un ejemplo interesante de minerales no aptos para ser

movilizados lo constituyen las esmeraldas, que son muy frágiles debido a defectos e imperfecciones.

Básicamente un placer eluvial es un yacimiento generado por alteración, sin erosión posterior, de un

yacimiento primario diseminado, que presenta, respecto al yacimiento primario, la ventaja de tener los

minerales útiles liberados, es decir como granos puros, y que es fácilmente extraíble sin la utilización de

explosivos. Las menas primarias alterables no sólo no se pueden beneficiar, sino que el proceso

hipergénico representa la misma destrucción del yacimiento.

Un grado de liberación elevado, permite la obtención de concentrados de alta calidad, sin los costos

de molienda y preparación que conllevaría la utilización del yacimiento primario.

9.3. Movilización-Deposición-Erosión-Sedimentación. Los minerales liberados en los procesos

de “weathering” van a ser movilizados por los agentes de la dinámica externa (agua y en menor

proporción hielo y viento), para luego depositarse en puntos más o menos alejados del área de origen.

Se analiza el modelo de erosión-sedimentación para formas esféricas, donde sólo influye la cizalla del

medio (régimen del fluido), la densidad de la partícula. Posteriormente se analiza la influencia de la forma

o corrección al modelo de erosión y sedimentación por efecto de la forma, la resistencia al desgaste por

rozamiento y el binomio fragilidad-maleabilidad, acabarán definiendo el concepto de capacidad de

181

migración y, por último, un análisis rápido de los medios sedimentarios nos permitirá plantear la

distribución de los placeres en los cuerpos sedimentarios.

Desgaste por rozamiento y fragmentación de los minerales durante el transporte. Capacidad de

migración de un mineral.

Durante el transporte se producen dos tipos de procesos que afectan al tamaño e incluso a la forma

de las partículas transportadas. El primer proceso es el desgaste por rozamiento o abrasión, que se ha

descrito por Stemberg, y que viene condicionado por un factor extrínseco del mineral, que depende de la

naturaleza de y concentración de la carga en suspensión, y por otro factor intrínseco del mineral que

depende de la dureza superficial del mineral.

El otro proceso que se produce durante el transporte es la trituración de los minerales más frágiles al

ser transportados junto con elementos de un tamaño superior.

Los minerales maleables, o sean no aptos para la molienda, resisten perfectamente este proceso de

trituración. Quiere decir que minerales cuyo factor es relativamente bajo, como el oro y los grupos del

platino tienen una aptitud para resistir el transporte elevado, frente a otros como la esmeralda, o la

wolframita, que tiene un factor elevado pero son frágiles.

La unión del concepto de abrasión y el de trituración, da lugar a un concepto genérico de capacidad de

migración, aplicable a algunos minerales que se encuentran en placeres.

Tabla 18. Capacidad de migración de los minerales pesados

ALTA MEDIA BAJACinabrio Magnetita EspinelaWolframita Apatito IlmenitaPirita Esfena HematitesScheelita Almandino LeucoxenoOlivino Estaurolita TopacioAugita Anatasa RutiloHiperstena Monacita Turmalina

182

Baritina Distena PlatinoGrossularia Casiterita ZircónFluorita Andalucita CorindónHornblenda Oro DiamanteDiópsido LimonitaColumbitaActinolitaEpidota

Los medios de sedimentación que transporten materiales muy heterométricos tenderán a destruir a

los minerales frágiles y a concentrar diferencialmente los maleables.

9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios. La mayoría de las clasificaciones genéticas

de placeres pretenden establecerse en base a modelos geográficos, lo cual puede ser útil en términos

académicos, pero puede no ser de utilidad como criterio de prospección, y esto es así porque un mismo

modelo geográfico puede contener infinidad de situaciones dinámicas que se van sucediendo en el

tiempo, e incluso que en un tiempo dado coexisten.

En la tabla podemos ver los diferentes tipos de medios geográficos en los que se pueden formar

placeres, con expresión de la naturaleza mineralógica de los mismos y sus principales características

distintivas.

183

Tabla 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición

a).- Medios continentales:

ELUVIALES Au, Pt, Sn,

WO3, Ta, Nb y gemas

Alteración «in situ» de minerales hábiles y lixiviados de

iones y coloides. Todos los minerales que se concentran

deben ser químicamente estables.

COLUVIALES

Au, Pt, Sn, WO3, Ta, Nb y

gemas

Movimientos gravitacionales de material alterado y

selección en función del tamaño y densidad en medio

viscoso.

FLUVIALES Au, Pt, Sn (Ta,

Nb, diamantes y corindón)

Pueden aparecer en muchos subambientes

relacionados con sistemas fluviales y a distancias de

pocos Km. del área fuente. Con el aumento de la

distancia desde el área fuente se produce un

enrarecimiento por desgaste mecánico y/o disolución

química

DESIERTOS Au, Pt, Sn,

WO3, Ta, Nb y gemas

Características relacionadas con depósitos eólicos,

aunque puntualmente pueden aparecer concentraciones

locales ligadas a torrentes efímeros.

GLACIARES Au (raros) Depósitos glaciares mal clasificados y sin estratificación.

La acción del medio marino y/o el medio costero en la

plataforma de ablación del glaciar pueden dar lugar a

concentraciones locales.

b).-Medios de transición:

PLAYAS i, Zr, Fe, ReO, Au,

Pt y Sn

Placeres en cordones paralelos a la costa asociados a

la línea de rompiente. Pueden conservarse fósiles en

situaciones transgresivas

EÓLICOS Ti, Zr, Fe y ReO Dunas costeras procedentes de la erosión de depósitos

de playa, su granulometría es sensiblemente inferior.

DELTAICOS Ti, Zr, Fe y ReOEn la desembocadura de ríos y fundamentalmente

debido a la interacción con el medio marino pueden

aparecer pequeñas concentraciones.

184

Un medio sedimentario se caracteriza por:

Viscosidad y densidad del fluido.

Régimen del fluido.

Morfología del medio de transporte: desarrollo según una dirección principal del movimiento

(longitudinales), desarrollo según la dirección perpendicular del movimiento (transversales) y sin

desarrollo preferente (en masa).

En función del campo de fuerzas que actúan: sólo el campo gravitatorio (gravitacionales), si

además existe otra dirección (unidireccionales), si existen dos direcciones (bidireccionales),

armónicos en el caso de movimientos armónicos.

9.4.1. El medio coluvial. Este medio se caracteriza por un transporte gravitacional, en régimen

laminar y donde los elementos minerales pueden adquirir una mínima selección por densidades como

consecuencia del flujo laminar. La fricción y la trituración no pueden aparecer dada la alta viscosidad del

medio en general. No puede llamarse placeres coluviales a algunas concentraciones residuales que

aparecen sobre vertientes, en climas áridos y de escasa cobertera vegetal, donde la acción de las aguas

de lluvia provoca la eliminación de los materiales ligeros y alterados, dejando pequeños depósitos

residuales de minerales densos. La mineralogía de estos placeres está en relación directa con los

eluviales correspondientes. En regiones con periglaciarismo importante los fenómenos de solofluxión de

la época de deshielo pueden ser de interés en cuanto a posibles mecanismos de concentración de

minerales densos.

9.4.2. El medio fluvial. En un medio unidireccional con desarrollo longitudinal. Los tipos de

sistemas fluviales vienen definidos en función de dos parámetros: 1) la pendiente topográfica sobre la

que se desarrolla el sistema; y 2) la descarga máxima que en un momento determinado llega al sistema

fluvial, como consecuencia de la alimentación a través de la cuenca receptora. La pendiente es un factor

relacionado con el relieve, y su génesis y la descarga máxima son unos factores muy relacionados con la

climatología.

Los abanicos aluviales suelen funcionar como un medio episódico, con coladas de barro o detritos, de

bajo carácter selectivo, lo que se refleja en una dilución en los minerales de interés económico; los largos

períodos de no funcionamiento de estos sistemas permiten el encajamiento de una red de canales, que

pueden concentrar minerales pesados, que serán fosilizados por la siguiente colada.

185

Son muy típicas, en Paleoplaceres aluviales, las estructuras de erosión y relleno, y más

concretamente, que la zona más profunda de las mismas pueda contener minerales de interés

económico.

En los sistemas de tipo anastomosado y meandriforme la concentración de minerales densos se

realiza a través del flujo del canal, y por tanto su fuerza de cizalla, está relacionada con la pendiente, con

la forma del canal y con el régimen del agua en el canal.

En definitiva, todas las situaciones en las que se produce una variación de la velocidad del canal

presentan unas potenciales condiciones de concentración.

Así las variaciones en el medio hidráulico como la pendiente, la rugosidad del fondo, son otros tantos

factores que pueden determinar la concentración de minerales.

Los depósitos de llanura de inundación suelen estar empobrecidos en minerales, no así los cauces,

donde se puede observar, sobre todo en las barras laterales, una disposición que permite la

concentración de minerales densos.

Fig. 41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación.

Este dispositivo es el responsable de una repartición de los minerales pesados en la parte más baja

de las sucesivas posiciones del canal que migra (channel lag), y dentro de las lámina s de estratificación

cruzada longitudinal siempre se concentran hacia la parte inferior.

186

Fig. 42. Muestra los materiales de llanura de inundación

La proporción relativa de materiales de llanura de inundación y de materiales de canal varía bastante

de unos sistemas fluviales a otros.

En general los sistemas anastomosados, mucho más activos, pueden ser más favorables, en principio,

a la formación de placeres que los sistemas meandriformes, que además suelen ser más distales

respecto al área de origen y por tanto enrarecidos en minerales útiles.

Fig. 43. Muestra los placeres en sistemas meandriformes.

187

9.4.3. El medio glaciar. Su característica típica es la escasez indiferencia de todos los

materiales, lo que hace que a este medio se le pueda considerar más como un sistema primario de

trituración de materiales, que como un sistema generador de concentraciones. En la zona de ablación

del glaciar pueden darse las condiciones de un área de origen con abundancia de materiales sueltos, que

pueden constituir el punto de partida para la génesis de placeres fluviales.

9.4.4. El medio costero. En el costero juegan dos movimientos oscilatorios, uno con un período

de 24 horas, que representa una variación del nivel del mar incluso de algunos metros, son las mareas, y

otro con período entre 300 seg.-0.1 seg. Que constituye el oleaje.

A efectos de la formación de placeres, las mareas tienen una importancia pequeña, salvo porque

desplazan la actividad del oleaje, y cuando queda descubierta una amplia zona intermareal, los canales

intermareales funcionan de una manera análoga a la descrita para los placeres fluviales.

Cuando la profundidad del agua en la zona costera es superior a la mitad de la longitud de onda de las

olas, estamos en lo que, en términos sedimentológicos, se denomina aguas profundas, el efecto de las

olas sobre los materiales del fondo es despreciable en este caso. En profundidades comprendidas entre

la longitud de la de onda y un veinteavo de dicha magnitud, estamos en lo que se denominan aguas

someras, las ondas se reflejan sobre el fondo y se produce un aumento de encrespamiento. Este

encrespamiento determina, precisamente en el punto de profundidad igual a un veinteavo de la longitud

de onda, la ubicación del denominado punto de “rompiente”. El tamaño, y como consecuencia las

densidades más altas se alcanzan en esta faja paralela a la costa.

La ubicación del rompiente varía con la longitud de onda del oleaje, con la marca, con la morfología y

los accidentes costeros. Por la tanto, en función de estas características, varía la posición de la zona de

máxima posibilidad de concentración de minerales densos.

La circulación de las aguas, en las proximidades de la costa, determina un efecto de corriente de

resaca, que puede tener un efecto empobrecedor de concentraciones en los puntos donde se ubica.

La cresta del oleaje puede ser paralela a la costa o bien formar un cierto ángulo, cuando ocurre esto

se generan unas corrientes longitudinales costeras.

188

Estas corrientes longitudinales costeras pueden generar barras arenosas que rectifican la morfología

costera y pueden acumular minerales pesados de interés económico.

9.4.5. El medio eólico. Tanto en ambiente desértico como en el playero la acción de los

vientos constantes es muy importante en cuanto al transporte de granos detríticos.

Los granos son transportados por el viento por arrastre, saltación y suspensión, para este estudio el

modo más importante es el transporte por saltación. La trayectoria que siguen es prácticamente vertical,

con un retorno al suelo con una trayectoria que oscila entre 3º-10º.

Se pone de manifiesto que para un mismo tamaño, el viento moviliza mejor los clastos de menor

densidad, lo cual plantea la posible génesis de placeres residuales eólicos. Pero además, cuando son

movilizados las trayectorias son absolutamente diferentes, por lo que puede existir también una selección

de transporte. En todo caso deberá también tenerse en cuenta la forma.

9.4.6. Paleoplaceres o Placeres fósiles. Se han puesto de manifiesto anteriormente la

importancia de los procesos sedimentodinámicos en la génesis de placeres y la diversidad de ambientes

sedimentarios en los que se puede presentar concentraciones de minerales tipo placer.

En medios actuales o funcionales la metodología de investigación de este tipo de yacimientos se

basa en parámetros sedimentológicos casi exclusivamente. Sin embargo, a lo largo de los tiempos

geológicos, pueden existir concentraciones tipo placer y su conservación, su distribución, etc. van a

depender, además de criterios sedimentológicos, de otros que podríamos clasificar de

paleosedimentalógicos. En primer lugar, después de que se produce la concentración dinámica de un

mineral denso, por lo tanto, en general de una granulometría más fina que la de otros granos del depósito

detrítico, se produce una migración interna dentro del depósito que hace que estos minerales migren

desde su situación dispersa hacia el fondo impermeable más próximo (bed rock) en la vertical. Este

proceso se ve favorecido por la continua vibración del sedimento por efecto del medio dinámico. En los

placeres subrecientes las condiciones de depósito y su grado de conservación y compactación son

semejantes a los actuales. Así se señalan depósitos fluviales con concentraciones de minerales útiles,

actualmente fosilizados por depósitos playeros en costas en hundimiento relativo con respecto al nivel

del mar. En la tabla se señala la distribución actual de sedimentos en los medios actuales.

9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales:

Sedimentos profundos marinos:

189

Abisales 53%

Batiales 20%

Sedimentos de plataforma abierta 8%

Sedimentos de plataformas rígidas 4%

Sedimentos de deltas 7%

Sedimentos de mareas epicontinentales 5%

Sedimentos fluviales 2%

Sedimentos playeros <1%

Posibilidad de conservación:

Sedimentos continentales

Cursos altos y medios de ríos 0-10%

Curso inferior de ríos 50%

Grandes lagos 40%

Pequeños lagos 20%

Sedimentos eólicos y campos de dunas 5%

Loess 5%

Sedimentos de medios de transición:

Deltas de grandes ríos 80%

Deltas de pequeños ríos 25%

Lagoons y bahías 50%

Sedimentos marinos:

Sedimentos de plataforma 50%

Sedimentos profundos 90%

Poniéndose de manifiesto que los medios que son generadores potenciales de placeres representan,

en el mejor de los casos, un 10% del total de los sedimentos que se están formando, y este 10% tiene

que coincidir con zonas donde exista un área fuerte que contenga dichos elementos, la intersección de

estos conjuntos hace que la probabilidad de encontrar un placer baje extraordinariamente con respecto a

ese 10% inicial.

Pero además, en las series antiguas, nos encontramos con que las posibilidades de conservación de

los sedimentos, una vez formados, es relativamente baja para este tipo de depósitos, de lo cual se

concluye que muchos de los placeres generados en épocas geológicas han sido destruidos por la acción

de la erosión condicionada por el relieve y el clima.

190

Por si esto fuera poco, como proceso destructor de placeres, los procesos postsedimentarios pueden

ser capaces de alterar químicamente los minerales útiles, pero sobre todo van a cementar los materiales,

perdiéndose las características ideales de liberación que constituían una de las propiedades de interés

económico de los placeres.

Los paleoplaceres aparecen distribuidos a lo largo de toda la columna estratigráfica. Así el oro y otros

minerales aparecen asociados con conglomerados cuyas edades varía entre 1.900 y 2.600 millones de

años, en Sudáfrica, Ghana, Brasil, Canadá, India, Gabón y Finlandia. La distribución de oro en los

conglomerados es característica de depósitos tipo paleoplacer Witwatersrand (Sudáfrica), Tarkwaian

(Ghana) y Blind River (Canadá). En el caso de Witwatersrand el oro está asociado con sulfuros y además

existen migraciones secundarias en vénulas que han sugerido a algunos autores la posibilidad de que se

trate de un yacimiento epigenético, sin embargo, las interpretaciones de este depósito como un

paleoplacer han permitido establecer toda la metodología de investigación y explotación.

Téngase en cuenta que el 55% de la producción total de oro de todos los tiempos procede de estos

yacimientos, con unas leyes de oro de 10 g/Tm de media en casi cien años de vida de las minas y con

leyes de U3O8 de 280g de U3O8/Tm. Se han establecido las áreas de origen para los diferentes

minerales pesados presentes en los depósitos. El oro se piensa que procede de la alteración de rocas

ultramáficas, donde se encuentran asociados con pirita y arsenopirita (Barberton Mountainland), con

tamaños entre 0,005-0,05 mm. La uraninita y los circones proceden de las rocas granitoideas del

basamento pre-Witwatersrand.

El carácter policlínico de las zonas con placeres se pone de manifiesto en la figura en la cual se puede

ver como a partir de un yacimiento primario (granitoideos mineralizados con casiterita) se forman unos

depósitos preterciarios que pueden contener mineralizaciones.

Los eluviales y algunos aluviales situados sobre estos materiales preterciarios dan lugar a

concentraciones. Valles sumergidos (downed valleys) de sistemas fluviales cuaternarios dan lugar a otras

concentraciones y por último, en sedimentos recientes también se encuentran concentraciones.

A modo de epílogo de esta resumida teoría sobre la génesis y distribución de placeres, sería

necesario puntualizar cómo este tipo de depósitos minerales participa de una conjunción de

circunstancias genéticas derivadas de la existencia de yacimientos primarios y de condiciones de

alteración y sedimentológicas que liberan y concentran los minerales útiles primarios, como si de una

191

planta de concentración se tratara, y que la distribución de tamaños de estos minerales útiles presenta

unas características semejantes a las del conjunto de sedimentos con la matización de forma y densidad

correspondiente al mineral, lo cual permite mejorarla prospección y sobre todo las leyes de explotación a

costos realmente bajos.

Los placeres, y más concretamente los placeres actuales, pueden constituir un tipo de minería de

bajas inversiones unitarias, de alta flexibilidad e incluso de trabajo estacional para países en vías de

desarrollo.

192

CAPÍTULO 10

MÉTODO GEOQUÍMICO DE EXPLORACIÓN

10.1. Definición. El método geoquímico de exploración o prospección respectivamente es un

método indirecto. La exploración geoquímica a minerales incluye cualquier método basándose en la

medición sistemática de una o varias propiedades químicas de material naturalmente formado. El

contenido de trazas de un elemento o de un grupo de elementos es la propiedad común, que se mide.

El material naturalmente formado incluye rocas, suelos, capas de hidróxidos de Fe formadas por

meteorización llamadas 'gossan', sedimentos glaciares, vegetación, sedimentos de ríos y lagos, agua

y vapor. La exploración geoquímica está enfocada en el descubrimiento de distribuciones anómalas

de elementos.

Se distingue los estudios geoquímicos enfocados en un reconocimiento general y los estudios

geoquímicos más detallados aplicados en un área prometedora para un depósito mineral. Además se

puede clasificarlos con base en el material analizado.

 

10.2. Historia. El principio fundamental de la prospección geoquímica, que el ambiente de un

depósito mineral está caracterizado por propiedades conspicuas y diagnósticas ya está conocido y es

aplicado desde el tiempo, en que el ser humano empezó a explotar metales.

Los análisis de elementos trazas por espectrógrafo fueron aplicados a muestras de suelos y

plantas en las medias de 1930. Entre 1940 y 1950 con los avances en los análisis hidroquímicos y en

la espectrografía en los Estados Unidos y en Canadá se desarrollaron métodos más económicos y

más efectivos de prospección geoquímica. A partir de 1950 los métodos geoquímicos fueron

aplicados en otros países del mundo.

Los estudios geoquímicos de los suelos (hoy día el método más avanzado) y de la vegetación

iniciaron en la década de 1930 a 1940, en las medias de 1950 se podían emplear los estudios

geoquímicos de drenaje en una forma rutinaria. Además entre 1950 y 1960 se realizaron muestreos

sistemáticos de rocas alteradas y frescas y a partir de 1960 se introdujeron varios métodos de

prospección geoquímica para rocas, especialmente en la Unión Soviética antigua. Las mediciones de

gases de suelos y atmosféricos todavía están en desarrollo.

 

10.3. Reconocimiento general. Por medio de una cantidad pequeña de muestras o es decir

mediante un muestreo lo menos costoso como posible se quiere localizar sectores favorables en un

193

área extendida y reconocida en grandes rasgos. Las áreas de 10 a 1000 km2 se evalúan a menudo

con una muestra por 1km2 a una muestra por 100km2. Un método geoquímico apto para el

reconocimiento general es la localización de provincias geoquímicas y su delineación. Si existe una

correlación entre la probabilidad de la presencia de las menas y la abundancia media de un elemento

en una roca representativa para una región o la abundancia media de un elemento en distintos tipos

de rocas se puede establecer una red de muestreo con un espaciamiento amplio y analizar las

muestras para ubicar las áreas con valores elevados en comparación con la abundancia media del

elemento en interés.

 

10.4. Estudios geoquímicos detallados. El objetivo de un reconocimiento detallado es la

delineación y la caracterización geoquímica del cuerpo mineralizado en la manera más precisa como

posible. Para localizar el cuerpo mineralizado se requiere un espaciamiento relativamente estrecho,

usualmente entre 1 y 100m. Debido a los altos costos relacionados con un espaciamiento estrecho se

emplea los estudios geoquímicos detallados áreas limitadas de interés particular seleccionadas en

base de los antecedentes geoquímicos, geológicos y geofísicos disponibles.

Los métodos comúnmente empleados en estudios detallados son los siguientes:

o El muestreo sistemático de suelos residuales se utiliza para buscar anomalías situadas

directamente encima del cuerpo mineralizado debido a su sencillez y a la ventaja, que la

composición del suelo residual depende altamente del cuerpo mineralizado subyacente.

o El muestreo de suelos se emplea para localizar anomalías desarrolladas en material

transportado, que se ubica encima de un cuerpo mineralizado. El grado, en que la anomalía

depende del cuerpo mineralizado subyacente, es mucho menor en comparación con el

método anterior. Por medio de un muestreo profundo se puede comprobar, si existe una

relación geoquímica entre el suelo y el cuerpo mineralizado subyacente o no.

o El muestreo de plantas puede ser recomendable bajo circunstancias, que impiden la

aplicación del muestreo de suelos como por ejemplo en áreas cubiertas con nieve o en áreas,

donde las raíces de las plantas penetran profundamente una capa de material transportado.

Aún este método es complejo y costoso. La complejidad se debe entre otros factores al

reconocimiento y al muestreo de una sola especie de planta en el área de interés, a la

variabilidad del contenido metal, que depende de la edad de la planta y de la estación del año

y al procedimiento analítico de las plantas.

194

o El muestreo de rocas está enfocado en la detección de anomalías de corrosión o difusión. Las

anomalías de corrosión se pueden encontrar en las rocas de caja y en el suelo residual, que

cubren el cuerpo mineralizado. Las rocas de cajas caracterizadas por una anomalía de

difusión se obtienen por ejemplo a través de una perforación.

o Un método en desarrollo es el muestreo de gases de suelos y de constituyentes atmosféricos.

Se lo aplica para detectar cuerpos mineralizados cubiertos con una capa ancha de suelo.

 

10.5. Tipos de muestras y su aplicación. Las muestras de sedimentos de ríos y lagos, de aguas

de ríos, de lagos y de fuentes y de sondeos son los tipos de muestras más eficientes y los más

empleados. Especialmente esto vale para los sedimentos de ríos, que se puede aplicar para la

búsqueda de la mayoría de los metales.

La exploración geoquímica basándose en muestras de aguas está más limitada a los elementos

solubles. Las muestras de sedimentos de ríos se utilizan con alta frecuencia en la exploración por su

manejo sencillo. por sus costos bajos por unidad de área y por su alto grado de confidencia. En áreas

glaciares la dispersión de clastos visibles o de trazas mensurables de metales en acarreos glaciáricos

se utilizan exitosamente para la detección de depósitos minerales. Los análisis de suelos son de

costos altos por unidad de área, además las anomalías de suelos residuales por ejemplo, que son

relacionadas con depósitos minerales en el subsuelo normalmente son de extensión local. Pero como

generalmente la composición de un suelo autóctono depende estrechamente de su substrato o es

decir de las rocas, que las cubre, se emplean este método con alta frecuencia en áreas ya

identificadas como áreas favorables.

La composición química de plantas y la distribución de especies de plantas, que prefieren suelos

de composición anómala pueden servir igualmente en estudios de reconocimientos. Plantas o

asociaciones de plantas únicamente relacionadas con menas se pueden identificar visualmente

desde el aire, por medio de fotos aéreas o por medio de imágenes de satélite.

 

10.6. Conceptos básicos. Según la definición original de GOLDSCHMIDT (en ROSE et al. 1979)

la geoquímica se ocupa de dos ramos:

1. la determinación de la abundancia relativa y absoluta de los elementos de la tierra y

195

2. el estudio de la distribución y de la migración de elementos individuales en varias partes de la

tierra con el objetivo de descubrir los principios, que controlan la distribución y la migración de

los elementos.

Los pasos de una exploración geoquímica

1. Selección de los métodos, de los elementos de interés, de la sensibilidad y la precisión

necesarias y de la red de muestreo. Las selecciones se toma con base en los costos, los

conocimientos geológicos, la capacidad del laboratorio disponible y una investigación

preliminar o las experiencias con áreas parecidas.

2. Programa de muestreo preliminar, que incluye análisis inmediato de algunas muestras

tomadas en la superficie y en varias profundidades en el subsuelo para establecer los

márgenes de confianza y para evaluar los factores, que contribuyen al ruido del fondo.

3. Análisis de las muestras en el terreno y en el laboratorio, incluido análisis por medio de varios

métodos.

4. Estadísticas de los resultados y evaluación geológica de los datos tomando en cuenta los

datos geológicos y geofísicos.

5. Confirmación de anomalías aparentes, muestreo encauzado en áreas más pequeñas (red de

muestreo con espaciamiento corto), análisis de las muestras y evaluación de los resultados.

6. Investigación encauzada con muestreo y análisis adicionales de muestras tomadas en un

paso anterior.

 

10.7. Elemento indicador, elemento explorador. Elemento indicador, indicador directo o

elemento blanco (‘target element’) se refiere a uno de los elementos principales del depósito mineral,

que se espera encontrar.

Elemento explorador o elemento pionero (‘pathfinder element’) se refiere a un elemento

asociado con el depósito mineral, pero que puede ser detectado más fácilmente en comparación al

elemento blanco, que puede ser dispersado en un área más extendida y que no está acompañado

por tanto ruido de fondo en comparación al elemento blanco. La selección de un elemento explorador

requiere un modelo del depósito mineral, que se espera descubrir. Arsénico (As) por ejemplo puede

presentar un elemento explorador para la búsqueda de cobre (Cu) en un depósito macizo de sulfuros,

pero no es un elemento explorador para cada tipo de depósito de cobre.

196

Tabla: 20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos minerales

Asociación de menas Elemento indicador Elemento exploradorPórfido cuprífero Cu, Mo Zn, Au, Re, Ag, As, FDepósitos complejos de sulfuros Zn, Cu, Ag, Au Hg, As, S (en forma de SO4), Sb,

Se, Cd, Ba, F, BiVetas de metales preciosos Au, Ag As, Sb, Te, Mn, Hg, I, F, Bi, Co, Se,

TlDepósitos del tipo ‘Skarn’ Mo, Zn, Cu B, Au, Ag, Fe, BeUranio en areniscas U Se, Mo, V, Rn, He, Cu, PbUranio en vetas U Cu, Bi, As, Co, Mo, Ni, Pb, FCuerpos ultramáficos de oro Pt, Cr, Ni Cu, Co, PdVetas de fluorita F Y, Zn, Rb, Hg, Ba

Proporciones de isótopos estables también pueden servir para indicar un depósito mineral, por

ejemplo Pb, S y Sr están distribuidos en zonas alrededor de algunos depósitos minerales y las

variaciones en la composición de carbón y oxígeno pueden indicar la proximidad de un depósito

mineral del tipo Mississippi Valley.

10.8. Anomalía geoquímica. Una anomalía es una desviación con respecto a la norma. Una

anomalía geoquímica es una variación de la distribución geoquímica normal correspondiente a un

área o a un ambiente geoquímico. Una anomalía se expresa por medio de números, que se puede

separar de un grupo más amplio de números constituyendo el fondo geoquímico. Para ser detectada

una anomalía tiene que desviar claramente de este fondo.

En sentido estricto un depósito mineral como un fenómeno escaso y anómalo por su mismo es

una anomalía geoquímica. La distribución geoquímica relacionada con la génesis o la erosión del

depósito mineral también es una anomalía.

Las anomalías relacionadas con un depósito mineral, que se puede usar como guías para el

depósito mineral se denominan anomalías significantes. Generalmente las anomalías tienen valores

que exceden los valores del fondo. Anomalías negativas, cuyos valores son menores que aquellos del

fondo, apenas sirven para la búsqueda de depósitos minerales. Desdichadamente las

concentraciones altas de elementos indicadores pueden ser causadas por una mineralización no

económica o por procesos geológicos o geoquímicos no relacionados con una mineralización. El

término 'anomalía no significante' se refiere a estas anomalías no relacionadas con un depósito

mineral.

Otros factores de una anomalía geoquímica de importancia son el marco topográfico y la

asociación geológica.

197

En el caso de anomalías detectadas en suelos hay que tomar en cuenta, que estos podrían

ser desplazados de su substrato mineralizado por deslizamiento del suelo (creeping en inglés).

Solamente una anomalía detectada en un suelo residual en terreno plano o sobre un cuerpo

verticalmente inclinado puede ubicarse directamente encima de un depósito mineral.

Anomalías hidromórficas se producen por la precipitación de material en lugares, donde el

agua subterránea alcanza la superficie, por ejemplo en un pantano (en un orificio de desagüe = seep

o shallow hole en inglés).

 

Tipos de anomalías geoquímicas.

10.8.1. Anomalías epigenéticas en las rocas de caja. Las anomalías epigenéticas se

describe como aureolas químicas, mineralógicas e isotópicas generadas por los procesos de

mineralización, de escape y de lixiviación de los elementos a través de los fluidos, que causan la

mineralización y que pasan por canales desde el cuerpo mineralizado hacia las rocas de caja. Estas

anomalías están súper impuestas a las rocas preexistentes y se ubican en las rocas de caja de un

cuerpo mineralizado. El desarrollo más extensivo de anomalías epigenéticas se observa cerca de

depósitos hidrotermales y canales de transporte de fluidos. La viscosidad baja de los fluidos favorece

su penetración a lo largo de fracturas y por intersticios de la roca hacia la roca de caja. Las anomalías

epigenéticas están caracterizadas por cantidades anómalas de elementos distribuidas cerca de

canales hidrotermales, por la alteración hidrotermal de minerales de las rocas de caja y la lixiviación

de elementos en sectores del corrido de los fluidos formadores de la mineralización. Factores, que

controlan la formación de las auroleas son entre otros los gradientes de temperatura, el estado de

oxidación de los iones involucrados, la movilidad de los elementos participantes, los sistemas de

fracturas, la permeabilidad y la reactividad de las rocas.

10.8.2. Anomalía causada por difusión de elementos. Una aureola de difusión se genera

por la difusión de metales disueltos por fluidos intersticiales estacionares hacia la roca de caja de un

cuerpo mineralizado como una veta o un dique por ejemplo. Los metales disueltos subsecuentemente

son precipitados en o absorbidos por la roca de caja.

Los constituyentes disueltos en un fluido realizan movimientos atómicos al azar y tienden a

difundir hacia las regiones de concentración más baja. Debido a la velocidad extremadamente

pequeña de la difusión el efecto de difusión normalmente es mucho menor en comparación con aquel

de la infiltración. En comparación con el efecto de un fluido moviéndose con una velocidad de

198

0,001mm/s (= 32m/año) por ejemplo el efecto de difusión es despreciable (ROSE et al. 1979). En

ausencia de un gradiente alto de presión o de una salida hacia una zona permeable el fluido solo

podrá pasar lentamente por los poros finos y fracturas de la roca y el efecto de la difusión podría ser

significante.

La naturaleza de una aureola formada por difusión y por absorción y precipitación depende de los

factores siguientes:

Concentración del elemento difundiéndose desde su fuente: una concentración inicial alta

resulta en valores altos a lo largo de un perfil de concentración trazado a partir de la fuente del

elemento o es decir a partir del cuerpo mineralizado hacia la roca de caja; una variación de la

concentración del elemento en la fuente también influye la difusión.

Intervalo de tiempo, en que puede actuar la difusión: tanto más tiempo disponible, tanto más

extendida será la aureola de difusión.

Naturaleza de reacciones con la roca de caja: en una roca de caja reactiva se desarrollará una

aureola pequeña, caracterizada por altas concentraciones de elementos; en una roca de caja

menos reactivo se desarrollará una aureola de difusión más extendida con concentraciones de

elementos más bajas.

Porosidad y permeabilidad de la roca de caja: una roca de caja con alta porosidad y con poros

conectados entre sí tiende a hospedar aureolas más extendidas en comparación con una roca

menos porosa.

Valor de la constante de difusión característica para la especie química (elemento, molécula) y

para las condiciones químicas respectivas: generalmente iones pequeños y temperaturas

altas tienden a favorecer aureolas grandes.

10.8.3. Anomalía de corrosión o de lixiviación. Un halo de corrosión (leakage en inglés)

se causa por fluidos, que pasan por vetas, fracturas y intersticios de la roca y cuyos metales disueltos

subsecuentemente son precipitados o absorbidos. Este tipo de transporte se denomina infiltración, las

anomalías resultantes se llama anomalías de corrosión o de lixiviación.

La ubicación, las dimensiones y la intensidad de una anomalía de corrosión dependen de los factores

siguientes:

Corrido del fluido mineralizado: Zonas de fracturas o de alta porosidad en la roca figuran

zonas permeables, que favorecen un recorrido rápido en comparación al corrido a lo largo de

bordes de granos o en poros de rocas macizas. Normalmente el corrido de los fluidos

199

hidrotermales está dirigido hacia arriba debido a las presiones elevadas presentes en altas

profundidades, sin embargo no se excluye corridos horizontales o dirigidos hacia abajo.

Concentración de los elementos indicadores en el fluido mineralizado: BARNES &

CZAMANSKE (1967, en ROSE et al., 1979) estiman, que los fluidos formadores de los

depósitos de los metales básicos comunes, contienen metales en rangos entre 1ppm y

1000ppm. En comparación las aguas superficiales y subterráneas normalmente están

caracterizadas por concentraciones en Cu, Pb y Zn de aproximadamente 0,01ppm.

Influencia de precipitación, absorción, intercambio iónico y de otros procesos al transferir los

elementos indicadores de su forma disuelta en el fluido hidrotermal hacia una fase sólida en la

roca.

Prácticamente los dos efectos anteriormente descritos, la difusión y la infiltración pueden

contribuir a la formación de una anomalía.

Distribución de los elementos por zonas en depósitos minerales epigenéticos y en sus aureolas.

Los depósitos minerales epigenéticos y sus aureolas pueden ser caracterizados por una

distribución de elementos por zonas. Las proporciones de pares de elementos varían gradual- y

progresivamente en función con la distancia o de la posición respecto al depósito mineral debido a

variaciones en las condiciones de deposición y en el fluido, que genera la mineralización. Las

proporciones de metales pueden proveer un medio indicador para la dirección, en que la

mineralización se ubica o se vuelve más rica, y un medio para distinguir las raíces de la

mineralización de anomalías, que superponen la mineralización.

10.8.4. Anomalías en suelos residuales. El objetivo del estudio geoquímico de suelos

consiste en el reconocimiento de la distribución primaria de elementos seleccionados en las rocas

subyacentes. En los suelos residuales generalmente la distribución primaria se expresa todavía en

forma relativamente clara, aún estará modificada por los efectos de varios procesos superficiales.

Algunos de estos procesos tienden a homogeneizar el suelo y por consiguiente borrar la distribución

primaria como entre otros la helada, la actividad de plantas, la gravedad, la disolución local y la

redeposición. Otros procesos contribuyen a la formación de horizontes verticalmente diferenciados o

es decir favorecen la formación de un suelo. Otros procesos, que tienden a borrar la distribución

primaria, son la remoción de elementos mediante la meteorización y la formación del suelo (corrosión

por agua meteórica, ascenso por plantas) y la adición de elementos (por deposición del agua

200

subterránea, adición de elementos provenientes de la desintegración de vegetación, por polvos,

elementos disueltos en agua meteórica).

10.8.5. Anomalías en 'gossan' y cubiertas afectadas por corrosión y lixiviación.

'Gossan' se refiere a un producto de meteorización, que contiene Fe y que se sitúa encima de un

depósito de sulfuros. Se forma por oxidación de los sulfuros y por la lixiviación del azufre y la mayoría

de los metales dejando como únicos remanentes hidróxidos de Fe (limonita por ejemplo) y raramente

algunos sulfatos (definición según BATES & JACKSON, 1984).

Capas de limonita residual y otros productos de meteorización de sulfuros de Fe usualmente

pueden figurar guías valiosas hacia menas en áreas caracterizadas por meteorización profunda y

cubiertas residuales. Desdichadamente se puede confundir fácilmente los productos de meteorización

de menas con aquellos de rocas comunes. Los estudios de elementos trazas son útiles para distinguir

entre menas meteorizadas y los productos de meteorización de otras formaciones geológicas como

por ejemplo de pirita de formación hidrotermal o singenética o de carbonatos de Fe.

Las cubiertas alóctonas se constituyen de depósitos glaciares, de depósitos aluviales y

coluviales, de turba, de sedimentos eólicos y material piroclástico. Una cubierta alóctona impide la

observación directa de un depósito mineral subyacente. Los estudios de trazas de metales en la

cubierta transportada pueden contribuir al descubrimiento de un depósito mineral escondido.

En cubiertas alóctonas se distingue anomalías geoquímicas singenéticas y epigenéticas. La

anomalía singenética se forma simultáneamente con el depósito de material transportado. La

anomalía epigenética se refiere a una distribución de uno o varios elementos introducida en el

depósito de material transportado subsecuentemente a su formación. Ambos tipos de anomalías

pueden ocurrir juntos en una cubierta alóctona y pueden superponerse mutuamente.

10.8.6. Anomalías en agua. Una distribución anómala de elementos en aguas

subterráneas y meteóricas se denomina anomalía hidrogeoquímica. Como generalmente los

elementos son transportados en forma disuelta en las aguas naturales, los elementos más aptos para

la exploración geoquímica de aguas son los elementos relativamente móviles.

Una aplicación muy existosa de la exploración geoquímica de aguas consiste en la

determinación de U en aguas subterráneas y meteóricas.

201

10.8.7. Anomalías en sedimentos de drenaje. A los sedimentos de drenaje pertenecen

los sedimentos de manantiales, de lagos, de llanuras de inundación, los sedimentos activos de

corrientes de agua y los sedimentos, que funcionan como filtros para el agua (seepage sediments en

inglés).

Los sistemas de drenaje a menudo parten de manantiales. Los sedimentos situados en la

cercanía de los manantiales y los sedimentos de filtración tienden a exhibir anomalías apreciables y

por consiguiente estos sedimentos son útiles para una exploración geoquímica. Los sedimentos

activos de corrientes de agua incluyen material clástico y hidromórfico de los sectores de filtración, el

material clástico erosionado de los bancos de material detrítico situados en los lechos de los ríos y de

material hidromórfico absorbido o precipitado por el agua de la corriente. Las anomalías desarrolladas

en estos sedimentos activos pueden extenderse varios diez de kilómetros con respecto a su fuente.

Los estudios de estas anomalías se utilizan frecuente- y preferentemente para lograr un

reconocimiento general.

En el caso de los lagos se estudia los componentes clásticos y el material absorbido o precipitado

de los sedimentos. En áreas con una alta cantidad de lagos como en el área del escudo precámbrico

de Canadá modelado por glaciares el estudio geoquímico de los sedimentos de lagos puede ser el

método más económico y efectivo para un reconocimiento general.

10.9. Mineralización primaria y halo geoquímico secundario. Las prospecciones geoquímica y

geobotánica se basan en el conocimiento, que generalmente una mineralización primaria envuelve un

depósito mineral y una asociación secundaria de elementos químicos se forma durante la

meteorización y erosión del depósito mineral. El envuelto de la mineralización primaria y la asociación

secundaria de los elementos químicos pueden formar anomalías geoquímicas.

El envuelto de la mineralización primaria, el halo geoquímico (aureola geoquímica) o

litogeoquímico primario puede corresponder a una alteración o a una distribución por zonas. Las

dimensiones de los halos varían de centímetros a kilómetros en depósitos minerales grandes a varios

cientos de metros y kilómetros en distritos mineros. Por ejemplo a Tynagh y Navan en Irlandia las

zonas de contenidos anómalamente altos de zinc (Zn) se extienden 1 km con respecto al depósito

mineral y los halos de manganeso (Mn) se extienden más de 10 km debajo y 300 m arriba del

depósito mineral.

202

El halo geoquímico secundario contiene residuos de la mineralización por menas y puede ser

detectado en muestras de rocas, suelo, sedimentos, y agua, que se toman en distancias de metros a

varias diez de kilómetros con respecto al depósito mineral. En algunos casos elementos dispersados

del depósito mineral fueron reconcentrados formando un depósito mineral supergéneo o formando

anomalías de elementos trazas, que interfieren con el esquema general de distribución de los

elementos más estrechamente relacionados con el depósito mineral.

 10.10. Fondo, valores normales del fondo, valor umbral. El término 'fondo' se refiere a la

abundancia normal de un elemento en los materiales terrestres no mineralizados. Considerando dos

diferentes tipos de materiales terrestres la abundancia normal de un distinto elemento en un tipo de

material terrestre muy probablemente difiere de su abundancia en otro tipo de material terrestre. Por

ejemplo el contenido medio en K2O de granitos es 5,46 % en peso, de basaltos es 0,82% en peso

(según NOCKOLDS, 1954). La distribución de un distinto elemento en un material terrestre apenas es

uniforme. Por esto se recomienda considerar el fondo como un intervalo de valores en vez de tratarlo

como un valor absoluto, incluso cuando se observa un ambiente relativamente uniforme. La

naturaleza del ambiente por su mismo puede influir la distribución, puesto que bajo distintas

condiciones unos elementos pueden ser enriquecidos y otros pueden ser empobrecidos. Por

consiguiente en el estudio de muestras de un área no conocida se debería determinar o por lo menos

tener en cuenta el rango de los valores del fondo.

En el laboratorio las variaciones en la preparación de las muestras, en los análisis del

laboratorio y en los reactivos contribuyen al fondo o al ruido del fondo respectivamente. Respecto al

depósito mineral procesos, que modifican el depósito mineral como la migración irregular de fluidos,

la meteorización y la erosión influyen el ruido de fondo. En el terreno efectos antropogénicos, como la

contaminación del ambiente forman parte del ruido de fondo. Además la influencia de la morfología y

la estructura geológica del terreno pueden contribuir al ruido de fondo.

La tabla siguiente presenta la composición media de las rocas ígneas. La figura ilustra el rango de

algunos elementos de los subgrupos del sistema periódico con base en la composición media de seis

tipos de rocas principales como las rocas ígneas ultramáfica, máfica y granítica, la arenisca, la caliza

y la pelita. 

203

Tabla.21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre

(de ROSE et al., 1979)

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Bromo Br 1,8 Mercurio Hg 0,02

Cadmio Cd 0,1 Molibdeno Mo 1,5

Calcio Ca 33000 Niobio Nb 20

Carbono C 230 Níquel Ni 75

Cerio Ce 81 Oro Au 0,003

Cesio Cs 3 Oxígeno O 473000

Cinc Zn 2 Paladio Pd 0,01

Circonio Zr 150 Plata Ag 0,05

Cloro Cl 130 Platino Pt 0,0005

Cobalto Co 25 Plomo Pb 10

Cobre Cu 50 Potasio K 25000

Cromo Cr 100 Renio Re 0,0006

Escandio Sc 13 Rubidio Rb 150

Estaño Sn 80 Selenio Se 0,1

Estroncio Sr 300 Silicio Si 291000

Flúor F 600 Sodio Na 25000

Fósforo P 900 Talio Tl 0,45

Galio Ga 26 Tantalio Ta 2

Germanio Ge 2 Telurio Te 0,002

Hafnio Hf 3 Titanio Ti 4400

Hierro Fe 46500 Torio Th 10

Indio In 0,1 Uranio U 2,5

Lantano La 25 Vanadio V 150

Litio Li 30 Volframio W 1

Magnesio Mg 17000 Yodo I 0,15

204

Manganeso Mn 1000      

En base de la abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre se puede calcular el

factor de enriquecimiento o es decir el factor, con que se debe multiplicar la abundancia normal de un

elemento en la corteza terrestre para obtener una concentración económicamente explotable.

El cuttoff grado para un elemento designa la concentración mínima de la mineralización,

que todavía se puede explotar económicamente.

Con el cuttoff grade variándose por la situación económica mundial o por otros factores variaría el

factor de enriquecimiento asimismo. En la tabla siguiente se da a conocer la abundancia normal en la

corteza terrestre, los cutoff grades y factores de enriquecimiento para algunos elementos (de

PETERS, 1980). La abundancia normal de algunos elementos difiere ligeramente de los valores

dados en la tabla anterior por el uso de otra base de datos y por su carácter variable (intervalos,

rangos).

Tabla. 22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980)

Metal Abundancia en la corteza terrestre en

%

Cutoff grade en %

Factor de enriquecimiento

205

Hg 0,0000089 0,2 22500

Pb 0,0013 4 3100

Sn 0,00017 0,5 2900

W 0,00011 0,2 1800

Au 0,00000035 0,0003 900

Mo 0,00013 0,1 800

U 0,00017 0,1 600

Zn 0,0094 3 300

Cu 0,0063 0,3 50

Ni 0,0089 0,3 35

Fe 5,8 30 5

Al 8,3 30 4

Aún el oro es el elemento más escaso, no lleva el factor de enriquecimiento más alto. Al mercurio

pertenece el factor de enriquecimiento máximo. El hierro y el aluminio están caracterizados por los

factores de enriquecimiento menores.

El valor umbral designa la concentración de un elemento indicador sobre que una muestra se

puede considerar anómala. En el caso más sencillo el valor umbral coincide con el límite superior de

los valores del fondo, los valores mayores son anomalías, los valores menores pertenecen al fondo.

En casos más complejos se puede definir dos o tres valores umbrales. A veces las anomalías

relacionadas con un depósito mineral superponen un fondo caracterizado por un valor umbral elevado

(en comparación a los valores umbrales comunes). Este fondo forma un relieve geoquímico definido

por un valor inferior correspondiente al fondo regional y por un valor umbral regional, que lo separa de

un nivel superior de valores elevados generado por una mineralización o dispersión extendida. De

este nivel superior parten las anomalías más estrechamente relacionadas con el depósito mineral, las

cuales están definidas por un valor umbral local. El reconocimiento de los valores umbrales regional y

local puede ser de importancia extremadamente grande en la prospección geoquímica. A partir de

este reconocimiento se puede dirigir la búsqueda detallada de los altos de la anomalía local al nivel

determinado por el valor umbral superior, que fue delineado por medio de una red de muestreo de

espaciamiento grande (con fig.). Por el relieve geoquímico se puede expresar la intensidad de la

anomalía geoquímica con respecto al fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la

anomalía y del fondo geoquímica local.

 

206

En la figura 44. 1. Se observan valores umbrales regional y local. El fondo regional está limitado por un valor umbral de 5 ppm molibdeno (Mo), el valor umbral del fondo local es 10 ppm Mo. La anomalía local alcanza un tope de 22 ppm Mo.

La intensidad de la anomalía se puede expresar como cociente entre el alto de la anomalía y el

valor medio del fondo o el valor umbral del fondo.

Por el relieve geoquímico se expresa la intensidad de la anomalía geoquímica con respecto al

fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la anomalía y del fondo geoquímico local.

Método geoquímico de exploración

10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones. El método más común para realizar un estudio

de reconocimiento es el análisis de sedimentos de ríos, los métodos comunes para una investigación

detallada son el análisis de suelos y el análisis de rocas. En casos especiales se analizan vapor,

vegetación y agua.

La tabla 23. Siguiente compila los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas) de la

prospección geoquímica y sus aplicaciones.

Método Elementos Aplicación y otros

Espectrometría de absorción atómica

Au, Ag, Hg, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn y otros

Método muy común, sobre todo adecuado

207

para el análisis de soluciones acuosas

Colorimetría As, W, Mo, Ti  

Fluorometría U  

Espectrometría de emisión

70 elementos  

ICP = Inductively coupled plasma

50 elementos, por ej. Ba, Mn, B

 

RFX = Análisis de fluorescencia de rayos x

Elementos subordinarios menores, óxidos

Adecuado para análisis completos de rocas

Análisis por activación mediante bombardeo neutrónico (NAA)

Au No destructivo

Microsonda Varios elementos Útil para detectar cantidades pequeñas, para determinar la composición de minerales

Espectrómetro de masa U, Th y otros elementos  

Fire assaying Au, Ag, Pt Prueba del fuego

Algunos de los métodos analíticos se basan en la emisión atómica (fotometría de llama, ICP) o

en la absorción atómica (espectrometría de absorción atómica). En ambos fenómenos se introducirá

brevemente en lo siguiente.

Espectro de emisión: se produce cuando un electrón de un átomo un elemento pasa de un

nivel energético alto (capa lejana con respecto al núcleo del átomo) a un estado energético menor

(capa cerca del núcleo atómico). Durante este proceso una cierta cantidad de energía es liberada o

emitida en forma de una radiación, que se calcula de la manera siguiente: E = (h ´ c)/l à l = (h ´ c)/E,

donde h = 6,6 ´ 10-34 Watt ´ s2 = constante de Planck (Plancksches Wirkungsquantum), c = velocidad

de la luz en el vacío, l = longitud de onda. Cada línea espectral caracteriza el salto de un electrón de

una capa exterior definida hacia una capa interior definida en el átomo de un elemento definido. Por

ejemplo el espectro de emisión de gases incandescentes da a conocer su composición cualitativa.

Espectro de absorción: se produce cuando un electrón de un átomo de un elemento pasa de un

estado energético bajo a un estado energético alto consumiendo es decir absorbiendo energía y

208

generando una línea de absorción típica para el cambio del nivel energético y para el elemento, en

que lo ocurre.

10.11.1. Espectrometría de absorción atómica. Aparte de la determinación de los

componentes principales de una muestra, el método por absorción atómica es especialmente apto

para el análisis cuantitativo de trazas de más de 40 elementos metálicos con una precisión de por lo

menos 2%. El límite de detección varía entre 0,1 y 1ppm.

Se basa en la producción de un estado excitado de un átomo causada por la absorción de un

fotón por el átomo. Cuando luz, que contiene el espectro del elemento específico pasa por una

mezcla de gas de átomos no excitados de este elemento específico, las longitudes de ondas

características para este elemento son absorbidas parcialmente produciendo de tal modo el espectro

de líneas característico para este elemento. Para la mayoría de los elementos el espectro de líneas

se ubica en la región ultravioleta y de la luz visible del espectro electromagnético. Como la intensidad

de la absorción depende directamente de la cantidad de átomos presentes y capaces de absorber, la

extinción de la muestra y la concentración del elemento específico están relacionadas linealmente. A

través de calibración se obtiene la concentración del elemento en la muestra.

Las partes más importantes de un espectrómetro de absorción atómica son una fuente

luminosa, la unidad de absorción como la llama de acetylen, en que la muestra es atomizada o

ionizada, un monocromador normalmente una rejilla, un detector (usualmente un photomultiplier), un

amplificador y una unidad para grabar los resultados. La atomización de la muestra también se puede

llevar a cabo en un tubo de grafito calentado, lo que para varios elementos mejora el limite de

detección.

10.11.2. Espectrometría de emisión. Se basa en la emisión de fotones, que ocurre

cuando un electrón en un estado excitado de alta energía regresa a su estado fundamental menos

energético. Durante este proceso cada elemento emite un espectro de líneas con longitudes de onda

características siendo en la mayoría de los elementos en el rango de la luz visible. La intensidad de la

radiación resultante es proporcional a la concentración del elemento.

Un método de emisión es la fotometría de llama. La transmisión de los electrones de un estado

excitado a su estado fundamental se logra calentando la muestra a temperaturas suficientemente

altas. La mayoría de los elementos está caracterizada por una temperatura de excitación muy alta, la

cual se establece por medio de una llama de gas y oxígeno. Una excepción son los metales alcalinos,

209

cuya temperatura de excitación relativamente baja se produce por una llama de gas y aire. Aplicando

la fotometría de llama se puede determinar exactamente las concentraciones de elementos mayores

o iguales a 0,02% y alrededor de 40 elementos, principalmente metálicos con concentraciones

variándose entre 100ppm y 10%.

ICP = = Inductively Coupled Plasma Analysis

El análisis por plasma generado por inducción de energía de frecuencia del radio es una forma

especial de la espectrometría por emisión. La atomización e ionización de la muestra se realiza por la

transformación del aerosol de muestra hacia un plasma. El plasma se genera por calentamiento

inductivo de un gas (usualmente argón, de vez en cuando nitrógeno) en la bobina de un generador de

alta frecuencia. La temperatura de ionización es alrededor de 8000K.

La ventaja del análisis ICP es su límite muy bajo de detección. El método ICP es especialmente

apropiado para la determinación de concentraciones pequeñas de elementos difíciles a atomizar

como los elementos de las tierras raras (REE), los elementos alcalinotérreos, B, Si, U y Ta. Estos

elementos, caracterizados por una afinidad alta respecto a oxígeno, introducidos en una llama de

absorción atómica tienden a formar radicales de óxido o de hidróxido, que no se disocian más. A las

altas temperaturas de ionización establecidas en el plasma no ocurre esto y se logra la atomización o

la ionización de los elementos. Otras ventajas del método ICP son la determinación simultánea de

varios elementos y su susceptibilidad baja con respecto a interferencias químicas. Una desventaja es

su menor reproducibilidad en comparación con la espectrometría por absorción.

 

10.11.3. Colorimetría. La colorimetría se basa en la formación de compuestos coloridos

en solución debido a la reacción química de un elemento con un reactivo químico específico. Si la

intensidad del color es proporcional a la concentración del compuesto, se obtiene una estimación

cuantitativa del elemento. La intensidad del color se mide a través de la absorción de luz de un

intervalo estrecho de longitudes de onda. Como la mayoría de los reactivos caloríficos reaccionan con

varios elementos se debe excluir la interferencia de otros elementos por ejemplo por separación.

Comúnmente el complejo colorido es extraído de la solución acuosa y transferido hacia un solvente

orgánico de tal manera concentrándolo y separándolo de numerosas interferencias.

Las ventajas de la colorimetría son su sencillez, sus bajos costos y el equipamiento portatil.

Además la realización de la colorimetría no exige profesionales de alta experiencia. Las desventajas

son la sensibilidad de muchos reactivos respecto a interferencias y respecto a condiciones químicas

aberrantes y el hecho, que con un análisis solamente se puede determinar un elemento.

210

Método geoquímico de exploración

10.11.4. Método geobotánico. Hace mucho tiempo se utilizan las asociaciones

geobotánicas (y las plantas de color pálido de Agricola) en la prospección geobotánica). Con el

desarrollo de normas cuantitativas en la geobotánica se empezaron estudiar las relaciones

geoquímicas entre roca, suelo, agua y plantas en detalle. Con este conocimiento la exploración

geobotánica formó una parte de ‘remote sensing’ (fotos infrarrojas, imágenes multiespectrales) Se

podría considerar la geobotánica como un aspecto visible de la geoquímica, en que se toman los

esquemas especiales del crecimiento de las plantas, la presencia de plantas indicadores y cambios

de la morfología o mutaciones de la vegetación como evidencia para anomalías geoquímicas.

La prospección geoquímica utiliza especies de plantas (por ej. un miembro de la familia de las

mentas puede indicar la presencia de cobre = Cu), líquenes indicadores y especies de musgos (que

indican la presencia de Cu). Además la prospección geoquímica toma en cuenta el aspecto

microbiológico, por ejemplo identificando una especies de bacterias, que es frecuente en suelos

encima de depósitos minerales metalíferos.

Algunos distritos mineros de Zambia fueron explorados con base en un miembro de la familia de

las mentas, que puede indicar la presencia de Cu.

10.11.5. Método geozoológico. La geozoología puede contribuir al reconocimiento de

áreas mineralizadas por la observación y el muestreo de mamíferos, aves, peces e insectos. El

examen de los granos minerales llevados a la superficie en las bocas de las termitas fue usado en

áreas tropicales: el muestreo de termiteros resultó en la detección de concentraciones de metales

anómalas y el descubrimiento de por lo menos un depósito de oro en Zimbabwe, la Mina Termita.

Otros métodos más experimentales incluyen el muestreo de miel para análisis de elementos trazas

(con el conocimiento de que abejas raramente se alejan de su colmena más de un a dos kilómetros),

el muestreo de distintas especies de peces. Un ave de América del Sur prefiere vetas de cuarzo

como hábito, por esto se lo llama “el minero”.

Ejemplos para la aplicación de la geoquímica a la prospección/exploración

1. Distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra, distrito de Sn.

211

Fig. 45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos

El distrito minero Cornwall pertenece a los depósitos minerales epigenéticos hidrotermales

vetiformes. La mineralización está relacionada con diques, que se ubican en el contacto granito-

metasedimentos (véase fig.). La mineralización se caracteriza por una distribución de los elementos

por zonas, que se refleja en la distribución de minerales por zonas (Tabla: Distribución de las zonas

de minerales en el distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra). La distribución de elementos por zonas

desarrollada en los diques es desde el interior (en profundidad relativamente alta) hacia la periferia

(cerca de la superficie) la siguiente: zona de Sn (estaño) en el contacto inmediato entre granito y

metasedimento - Cu - Pb-Zn - Fe. Los contornos de las zonas enriquecidas en uno o unos distintos

elementos son paralelos al contacto entre granito y metasedimentos. Los diques mineralizados están

orientados paralelamente al eje del lomo de granito o es decir que el rumbo de los diques es

aproximadamente igual al rumbo del eje del lomo de granito.

Gradientes pequeños de temperatura y presión normalmente establecidos en alta profundidad

favorecen la distribución de los elementos por zonas claramente distinguibles. En profundidades

someras con gradientes altos de temperatura y presión se observa que las zonas mineralizadas se

solapan. A este fenómeno se llama 'telescoping'.

Al principio la minería fue limitada a los niveles de Cu en los diques. En 1839 se descubrieron la

distribución de los elementos por zonas. En consecuencia se ampliaron las minas de Cu hacia la

212

profundidad, donde se encontraron Sn. Como entre las zonas de Cu y de Sn puede ubicarse una

zona no mineralizada de un espesor hasta 100m no se descubrieron la zona de Sn anteriormente.

Tabla: 24. Muestra la distribución última mineralización

Tipo de ganga

Zona Tipo de mena Elementos de valor

económico

Profundidad

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    Ultima mineralización   Cerca de la superficie

chalc, cc 7 Pirita, hematita, jamesonita de antimonio

Fe, Sb  

flu, chalc 6 Tetraedrita, Pirargirita, siderita, pirita (marcasita)

   

cz, flu, dol 5b Argentita, galenita, esfalerita

Ag, Pb, Zn  

cz, cl, hem, flu, bar

5a Pechblenda, niquelina, saflorita, cobaltina (bismutina)

U, Ni, Co, Bi Zonas de diques meso- y epitermales, generalmente perpendiculares a lomos de granitos

cz, cl, hem, flu

4 Calcopirita, esfalerita, wolframita (scheelita), arsenopirita, pirita

Sn, Cu, W, As  

cz, fsp, mc, tur, cl

3 Calcopirita (estannita), wolframita (scheelita), arsenopirita, casiterita

Sn, Cu, W, As  

cz, fsp, mc, tur

2 Wolframita (scheelita), arsenopirita, molibdenita?, casiterita

Sn, Cu,, W, As

 

cz, fsp, mc, tur

1 Casiterita, especularita Sn, W, As Zonas de diques hipotermales, a menudo paralelas a lomos y diques de granitos, alta profundidad

cz, fsp, mc, tur

ii Arsenopirita, estannita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As Diques frecuentes en el techo de los granitos

cz, tur i Arsenopirita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As  

    Primera mineralización    

Generalmente en el caso de una distribución de los elementos por zonas se continúa

buscando hacia la periferia y debajo del depósito mineral para definir la desaparición de la última

zona (más exterior).

Este ejemplo demuestra la aplicación de un modelo genético (mineralización por zonas) ala

prospección/exploración

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I: pegmatitas

(diques rodeados por ‘Greisen’ (= formado por alteración metasomática)

Abreviatura: cz = cuarzo, fsp = feldespato, mc = mica, tur = turmalina, cl = clorita, hem =

hematita, flu = fluorita, chalc = calcedonia, bar = baritina, dol = dolomita, cc = calcita

Composición de las menas: Arsenopirita FeAsS, Wolframita(Fe,Mn)WO4, Scheelita CaWO4,

Casiterita SnO2, Molibdenita MoS2, Estannita Cu2FeSnS4, Especularita Fe3O4, Calcopirita CuFeS2,

Pechblenda UO2, Niquelina NiAs, Saflorita CoAs2, Cobaltina CoAsS, Bismutina, Argentina Ag2S,

Galenita PbS, Tetraedrita Cu12Sb4S13, Pirargirita, Siderita FeCO3, Pirita FeS2 (cúbico), Marcasita FeS2

(ortorómbico), Hematita Fe2O3, Jamesonita Pb4Fe* Sb6S14 (=4PbSFeS* 3Sb2S3).

Epitermal: Cerca de la superficie hasta 1500m, temperatura entre 50-200°C, en rocas sedimentarias

y rocas magmáticas, diques, stockwork.

Mesotermal: Profundidad entre 1200 - 4500m, temperatura entre 200 - 300°C, adentro o cerca de

intrusiones magmáticas, depósitos formados por substitución o como rellenos de diques, transiciones

de menas macizas a stockwork.

Hipotermal: Profundidad entre 3000 - 15000m, temperatura entre 300 - 600°C, adentro o cerca de

cuerpos plutónicos profundos, rellenos de vetas o substituciones, acompañados por impregnaciones,

por ejemplo Sn en Cornwall.

2. Flat-River, Old Led Belt, SW de Missouri/EEUU. Distribución de los elementos Pb, Zn, Cu, Ag y

Cd por zonas. Adentro de la zona de Pb, que tiene la mayor extensión, se ubica la zona de Zn con

contornos parecidos a los contornos de la zona de Pb. Las zonas de Cu y de Ag y Cd forman

manchas pequeñas en la zona de Pb. Las zonas de Ag y Cd están relacionadas con las fallas, dos de

estas zonas se ubican en la intersección de dos fallas.

Por consiguiente en este caso las intersecciones de fallas son prometedoras para la búsqueda

de las menas.

3. Depósito de Sn de Altenberg, Erzgebirge, en el este de Alemania

“Greisen” son agregados granoblásticos de cuarzo y muscovita (o lepidolita) con contenidos

accesorios de topacio, turmalina y fluorita y con contenidos de Sn y W, que se forman por alteración

215

metasomática. Se ubican a menudo en los contactos superiores de intrusiones de granitos y a veces

son acompañados por mineralizaciones del tipo ‘Stockwork’.

El depósito de Sn de Altenberg es un depósito del tipo Stockwork. Se constituye de venas

(diques) de casiterita, wolframita y molibdenita, que pasan por un cuerpo de ‘Greisen’, formados por

alteración metasomática, que affecta los granitos.

En distancias relativamente altas del depósito (800m) se encontraron concentraciones

anómalas altas de Sn (línea segmentada) y Bi (línea punteada). Contenidos elevados en Mo (línea

segmentada punteada) se ubican en una zona más cerca al depósito (500m). La zona de Ga (gallium,

línea segmentada y punteada) es relativamente profunda y angosta. Concentraciones elevadas de Li

se ubican debajo del depósito en relativamente alta profundidad.

En el depósito de Altenberg los elementos Ga y Li se ubican en el centro y en profundidad

relativamente alta, los elementos Sn-Bi-Mo se ubican en la periferia y en un nivel más somero. De

esto se puede deducir que los elementos Ga y Li fueron enriquecidos en la primera fase de

mineralización y que los demás elementos como Sn-Bi-Mo fueron concentrados en una fase tardía de

mineralización.

La secuencia paragenética para la región del Erzgebirge es F-Ga-Li-Sn-As-Bi-Mo.

Además en la región del Erzgebirge se utilizaron la distribución de los elementos por zonas en

minerales de wolframita para la búsqueda de depósitos de Sn. La proporción de Fe-Mn en wolframita

se aumenta en zonas de W y Sn de los ‘Greisen’ caracterizados por altas temperaturas de formación.

Con base en esta observación se delinearon la proporción huebnerita/ferberita (MnWO4/FeWO4) a lo

largo de un perfil por un dique pequeño de wolframio (W) para encontrar los valores más altos. En la

exploración siguiente se proyectaron este punto hacia la profundidad y encontraron un depósito de Sn

en una profundidad de 300m.

En la prospección/exploración de depósitos parecidos los elementos Sn y Bi podrían indicar la

presencia de un depósito en distancias relativamente grandes (target rings), el elemento Mo podría

indicar la proximidad al depósito, el elemento Ga podría indicar las raíces del depósito.

 4. Relación entre la geología de un área y la distribución de Ni en suelos residuales en la

región Nguge, Tansania

216

Los valores más elevados de Ni (mayor a 500ppm y mayor a 1000ppm) detectados en los

suelos residuales ocurren en los sectores formados por la picrita. En estos sectores en la cercanía e

inmediatamente en los ríos los valores de Ni bajan obviamente debido a que los ríos diluyen y

transportan una cierta cantidad de los elementos enriquecidos en los suelos residuales.

Picrita es una roca volcánica ultramáfica, se constituye principalmente de olivino en su

mayoría transformado en serpentina y de augita, el piroxeno de la composición enstatita-bronzita es

más raro, la hornblenda de formación primaria ocurre solo subsidiariamente, la biotita participa

esporádicamente, accesorios son apatita, magnetita y el espinel de cromo. En el olivino una cierta

cantidad de Mg puede ser reemplazado por Ni. A partir del olivino puede formarse por meteorización

una serpentina rica en Ni (garnierita (Ni, Mg)3[(OH)4/Si2O5]. Los valores elevados de Ni se deben a un

olivino rico en Ni, que puede ser transformado a la serpentina rica en Ni. La norita de olivino es una

roca plutónica ultramáfica de piroxeno, plagioclasa y olivino. La anortosita es una roca plutónica

leucocrática de plagioclasa como componente principal, que ocurre geológicamente junto con gabro o

charnosita.

La distribución de Ni en los suelos residuales encima de las rocas refleja la litología del

subsuelo.

BIBLIOGRAFÍA

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