yac. filiacion sedimentaria

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

FACULTAD DE INGENIERÍA

ESCUELA ACADÉMICA PROFESIONAL DE INGENIERÍA

YACIMIENTOS DE FILIACIÓN SEDIMENTARIA Y

OTROS TIPOS DE YACIMIENTOS.

CURSO: YACIMIENTOS MINERALES II

DOCENTE: Ing. Wilder Chuquiruna Chávez ALUMNOS:

CORONADO MOSQUEIRA, Enrique PRADO CACHAY, Jose Oscar ROMERO RUIZ, Hebert SUAREZ QUILICHE, Elmer Kalper TERÁN VARGAS, Edwin Romny

Cajamarca. Noviembre de 2013

YACIMIENTOS DE FILIACIÓN SEDIMENTARIA Y OTROS TIPOS DE YACIMIENTOS.

INGENIERÍA GEOLÓGICA UNC.

YACIMIENTOS MINERALES II

1

CONTENIDO INTRODUCCIÓN ................................................................................................................................... 3

OBJETIVOS ........................................................................................................................................... 4

OBJETIVO GENERAL: ........................................................................................................................ 4

ESPECIFICOS: ................................................................................................................................... 4

1. GÉNESIS DE ESTOS DEPÓSITOS ................................................................................................... 5

2. SEGÚN LA FORMA DEL DEPÓSITO ............................................................................................... 5

2.1. ESTRATIFORMES .................................................................................................................. 5

2.2. ESTRATOS-LIGADOS ............................................................................................................ 5

3. FUENTE MINERALOGICA ............................................................................................................. 5

3.1. TERRIGENA .......................................................................................................................... 5

3.2. VULCANOGENICA ................................................................................................................ 5

3.3. TASALOGENICA .................................................................................................................... 5

3.4. FLUIDOGENA ....................................................................................................................... 6

4. PROCESOS SEDIMENTARIOS ........................................................................................................ 6

4.1. SEDIMENTOS ALÓCTONOS .................................................................................................. 6

4.2. SEDIMENTOS AUTÓCTONOS ............................................................................................... 6

5. MECANISMO DE MINERALIZACION ............................................................................................. 7

5.1. PROCESO BACTERIOGENICO ............................................................................................... 8

5.2. PROCESO SABKHA ............................................................................................................... 9

6. PRINCIPALES TIPOS DE DEPOSITOS ............................................................................................. 9

6.1. DEPOSITO DE URANIO-VANADIO-COBRE: ........................................................................... 9

6.1.1. PROCESOS DE FORMACIÓN ....................................................................................... 11

6.2. DEPOSITOS PICHBLENDA-COFFINITA-ROSCOELITA: ......................................................... 12

6.3. DEPÓSITOS ASOCIADOS A CARBONES............................................................................... 14

6.3.1. GÉNESIS: .................................................................................................................... 16

6.4. DEPÓSITOS DE CALCOCITA-BORNITA ................................................................................ 17

6.5. DEPÓSITOS DE PATRONITA-PITCHBLENDA: ...................................................................... 17

6.6. GALENA EN ARENISCAS ..................................................................................................... 19

6.6.1. GENESIS DE LOS DEPOSITOS DE PLOMO EN ARENISCAS........................................... 19




2

6.7. DEPOSITOS DE CALCOCITA Y BORNITA EN LUTITAS Y ARENISCAS .................................... 20

6.8. DEPOSITOS DE ESFALERITA-GALENA-BARITINA-FLUORITA EN ROCAS SEDIMENTARIAS .. 20

6.8.1. MINERALIZACIÓN: ..................................................................................................... 21

6.8.2. PROCESO DE FORMACIÓN: ....................................................................................... 22

6.9. DEPOSITOS DE URANIO EN LUTITAS NEGRAS: .................................................................. 23

6.10. FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF): ............................................................... 23

6.11. DEPOSITOS DE HIERRO OOLITICO ................................................................................. 27

6.11.1. TIPO CLINTON: ........................................................................................................... 28

6.11.2. Tipo Minnette: ........................................................................................................... 29

6.12. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS DE MANGANESO ........................................................ 29

6.12.1. NODULOS DE MANGANESO ...................................................................................... 32

6.13. YACIMIENTOS DE METALES BASE EN ROCAS SEDIMENTARIAS ..................................... 40

6.14. DEPÓSITOS DE PLACERES .............................................................................................. 42

6.14.1. TIPOS DE PLACERES ................................................................................................... 47

6.15. DEPÓSITOS DE ORO OREGÉNICO .................................................................................. 53

CONCLUSIONES ................................................................................................................................. 64




3


INTRODUCCIÓN

Los yacimientos de filiación sedimentaria, conocidos comúnmente como mantos, pueden ser a su vez estratificados si son exactamente concordantes a los estratos y no estratificados si no existe esta concordancia, pero que el eje mayor del cuerpo mineralizado es paralelo a los estratos. La ocurrencia de estos yacimientos está ligada a las formaciones calcáreas (horizontes calcáreos del Copacabana, Pucará, Santa, Carhuaz inferior, Pariahuanca, Chúlec, Pariatambo, Chaucha, Jumasha, horizonte calcáreo de la Formación Casapalca), esporádicamente se hallan en areniscas y limolitas del Grupo Mitu. Con relación a su origen, los criterios están divididos; unos los consideran como epigenéticos, otros como singenéticos, o singenéticos con removilización zonamiento, textura, uniformidad de leyes,control estructural, alteración hipógena de cajas y su aplicación en la exploración geológica de la mina Cobriza.

Clásicamente en la literatura común, los mantos se formaron por reemplazamiento de un horizonte favorable a la mineralización, considerándolos por lo tanto como epigenéticos y que estos horizontes favorables son por lo general calcáreos. La escuela de Heildeberg encabezada por el Dr. C. Amstutz inició una revisión de estos mantos, considerando que su formación fue al mismo tiempo que las rocas encajonantes, de origen sedimentario, asumiendo la tepría singenética de su origen.




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OBJETIVOS

OBJETIVO GENERAL:

Dar a conocer la génesis y la geoquímica de los diferentes yacimientos minerales

asociados a filiación sedimentaria.

ESPECIFICOS:

Dar a conocer cuáles son los procesos que intervienen para la formación de este

tipo de yacimientos

Dar a conocer las principales asociaciones minerales, así como texturas de cada uno

de los yacimientos asociados a filiación sedimentaria

Conocer las formas de ocurrencia y/o como se presentan estos yacimientos en la

naturaleza.

Y conocer cuál es su importancia económica teniendo en cuenta el tipo de mineral

y la cantidad de este que albergan estos depósitos.

YACIMIENTOS DE FILIACIÓN SEDIMENTARIA

Son depósitos bandeados de cobre, uranio, vanadio, plomo, zinc, hierro y/o manganeso

que ocurren en rocas sedimentarias, concentrados por procesos baceriogénicos,

precipitación química, reducción y/o absorción.




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1. GÉNESIS DE ESTOS DEPÓSITOS

* DEPOSITOS SINGENETICOS: Ocurren cuando los minerales metálicos se depositan o

se forman conjuntamente con los sedimentos encajonantes como cobre en lutitas y

areniscas, de plomo en areniscas.

* DEPOSITOS EPIGENETICOS: ocurren cuando los minerales metálicos se depositan

después de la formación de la roca caja, por reacción química entre la roca

sedimentaria original con la soluciones mineralizantes provenientes de un fuente

externa.

2. SEGÚN LA FORMA DEL DEPÓSITO

2.1. ESTRATIFORMES Se presentan como capas dispuestas concordantemente con la estratificación y dentro de

una secuencia sedimentaria, en uno o varios horizontes constituidos por metales no

ferrosos, raros y precisos. Genéticamente están relacionados a procesos sedimentarios,

vulcano-sedimentarios, sedimentario-epigenéticoysedimentario- metamórfico.

2.2. ESTRATOS-LIGADOS

Se presentan como vetas, cuerpos de brecha y capas como dentro de estratos

favorables y específicos

3. FUENTE MINERALOGICA

3.1. TERRIGENA

Proviene de la erosión continental, estos metales luego de ser lixiviados son

distribuidos en las cuencas de sedimentación.

3.2. VULCANOGENICA

Está dado por la energía geotérmica, fuentes termales en ambientes volcánicos,

generadoras de soluciones mineralizantes, que ocurren dentro de la cuenca

sedimentaría.

3.3. TASALOGENICA




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Es el mar o el agua marina. A veces relacionadas a cuencas epicontinentales

rellenadas por sedimentos arcillosos y carbonatados.

3.4. FLUIDOGENA

Está constituido por las aguas connatas expulsadas de las rocas sedimentarias

durante su compactación.

4. PROCESOS SEDIMENTARIOS Procesos sedimentarios pueden dar origen a concentraciones de ciertos componentes de

interés económico. Esto puede ocurrir como una concentración mecánica en sedimentos

clásticos (sedimentos alóctonos) o por la precipitación química de ciertos componentes

(sedimentos autóctonos)

4.1. SEDIMENTOS ALÓCTONOS

Estos son aquellos depósitos que han sido transportados al ambiente donde han sido

depositados e incluyen a los depósitos clásticos y piroclásticos.

El tipo de depósitos alóctonos más importante son los placeres. Estos son depósitos

terrígenos formados por los procesos sedimentarios normales que concentran minerales

pesados. Generalmente esta es una separación gravimétrica que se produce en agua en

movimiento, aunque la concentración en medios sólidos y gaseosos también puede ocurrir.

Para poder ser concentrados los minerales pesados primero deben ser liberados de las

rocas que los contienen y deben poseer una alta densidad, resistencia química a la

meteorización y durabilidad mecánica. Aunque los placeres de oro son los más conocidos

de este tipo de depósitos, los minerales de placeres que cumplen en mayor o menor medida

con las propiedades expuestas incluyen: casiterita, cromita, columbita, cobre, diamante,

granate, ilmenita, magnetita, monazita, platino, rubí, rutilo, zafiro, xenotima y circón.

Los sulfuros se descomponen fácilmente al oxidarse en ambiente supérgeno,

consecuentemente es raro encontrarlos en depósitos de placeres. Sin embargo, existen

excepciones en secuencias precámbricas, probablemente debido a la existencia de una

atmósfera sin oxígeno en el Precámbrico y existen raros ejemplos recientes de

concentración de sulfuros en placeres.

4.2. SEDIMENTOS AUTÓCTONOS

Las rocas formadas por precipitación química de carbonatos pueden ser de interés

económico como minerales industriales (Ej. calizas y dolomitas): Sin embargo, para los

efectos de este curso es más relevante la formación de depósitos metálicos por




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precipitación química tales como las formaciones de hierro bandeado (BIF: “banded iron

formations”) del Precámbrico, los depósitos de hierro oolítico fanerozoicos y los depósitos

sedimentarios de manganeso, etc.

5. MECANISMO DE MINERALIZACION Está ligado estrechamente a depositación metálica ya sea por oxidación, reducción y/o

adsorción.

Los procesos de oxidación y reducción actúan de acuerdo al tipo de elemento químico,

cobre, plomo, zinc, hierro o manganeso. Algunos elementos se depositan en forma de

sulfuros.

El azufre necesario la formación de estos depósitos ocurre principalmente con valencia

(-2) para los sulfuros valencia (0) para los elementos nativos y (+6) para los sulfatos.

De acuerdo a los diagramas Eh-pH los sulfuros formados como minerales sedimentarios

ocurren en ambientes reductores ricos en materia orgánica, los más comunes son la piritita

y la marcasita, presentándose en capas de carbón ,en lutitas negras y en areniscas

bituminosas donde la pirita ocurre en soluciones ácidas o ligeramente básicas y la marcasita

en condiciones ligeramente ácidas.

Durante el proceso de intemperismo el hierro de los minerales de las rocas ígneas se

oxida en parte como limonita y el resto se disuelve como ión ferroso siendo transportado

largas distancias en medio básico o ligeramente ácido, durante su transporte pueden

precipitar como Hematita y Goetita en soluciones ácidas o alcalinas como Siderita y silicatos

de hierro de acuerdo a su concentración de aniones y como sulfuros de hierro en ambientes

reductores.




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Imagen 1. Campos de estabilidad de los

sedimentos no clásticos, según el diagrama

Eh – Ph. La chamosita, en este gráfico,

representa a los silicatos de hierro

sedimentarios (Krumbein 1963).

5.1. PROCESO BACTERIOGENICO

Ocurre en presencia de bacterias bacteriogenicas productoras de H2S en un medio

reductor depositándose metales como hierro, manganeso, cobre, uranio, vanadio, plomo,

zinc, níquel, oro, plata y germanio.

Las bacterias proporcionan una importante fuente azufre para la formación de sulfuros

simples durante la deposición de los sedimentos y después de su enterramiento hasta una

temperatura de 100°C, es necesario además un ambiente acuífero anóxico donde el pH

varíe ligeramente ácido a medianamente alcalino y la presencia de una buena porosidad.

Esta actividad puede ocurrir debajo de la corteza terrestre hasta donde circule el

agua subterránea. Los factores limitantes son altas concentraciones de metales pesados,

altas temperaturas y presiones, altas salinidades, limitada cantidad de materia orgánica y

un exceso de O2. El hierro reacciona con H2S bacterial formando hidrotroilita y luego pirita.

Desulfovibrio Desulfuricans y Clostridium Nigrificans estas bacteria reducen el SO-2 a H2S

en un medio orgánico o en presencia de hidrogeno. La bacteria Desulfovibrio Desulfuricans

actúa como precipitador de los sulfuros de cobre en un pH aproximado a 10

extinguiéndose a un pH debajo de 4.2, bajo condiciones anaeróbicas parciales el H2S

se oxida a azufre nativo y el CO2 liberado reacciona con el Ca +2 formándose CaCO3.

* Bacillus Manganicus oxida MnCO3 a óxidos de manganeso




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* Corynebacterium sp. Y el Chromobacterium sp. Oxidan los sulfatos a óxidos.

5.2. PROCESO SABKHA

Ocurre sobre las llanuras costeras (costas sabkha) al o largo de mares regresivos donde

se desarrollan procesos evaporiticos subareales .estas costas están alimentadas por aguas

meteóricas de alto Eh y bajo pH que provienen del continente y por aguas marinas de bajo

Eh y alto pH, la confluencia de estas dos aguas crean una zona de alta velocidad de

evaporación creando un régimen hidrodinámico ascendente a través de una zona fétida y

bacterial rica en H2S (bacteria Lactate). Las aguas meteóricas pueden transportar Cu,Ag,Pb

y Zn. como elementos trazas; al pasar estas aguas por la zona de reducción se reducen y

precipitan los metales como sulfuros

6. PRINCIPALES TIPOS DE DEPOSITOS

6.1. DEPOSITO DE URANIO-VANADIO-COBRE:

Son depósitos estrato-ligados que ocurren en ambiente continental y marino nerítico,

asociados a horizontes clásticos molásicos (areniscas, conglomerados, etc.), y/o

carbonatados (calizas, dolomías, etc.). Los cuerpos tienen una forma lensoidal a irregular.

La mineralización ocurre como relleno de cavidades y por reemplazamiento metasomático

(Nash y otros 1981, Stanton 1972). Depósitos de bajos tonelajes. Relacionadas a cuencas

continentales interiores, cuencas del antepais y en artesas o grabens intermontanos. La




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mineralización metálica de estos depósitos parece más tardía a la sedimentación. El uranio,

vanadio y cobre se precipitaron a partir de soluciones mineralizantes subsuperficiales a

temperaturas menores de 100 °C.

La mineralogía de estos depósitos es muy variada, encontrándose algunos minerales

primarios y una gran cantidad de minerales secundarios. Entre los minera¬les primarios

tenemos la uraninita UO2, coffinita (USiO4)- x(0H)4x, roscoelita o mica vanadífera KV2

(AlSi3O10) (OH)2 montroesita VO(OH), calcopirita, bornita, calcocita y covelita. Entre los

minerales secundarios oxidados de uranio se presentan la carnotita K2(UO2)2(V04)2.3H20,

tyuyamunita Ca(UO2)2(V04)2.8H2O, uranofana CaU2Si2O11.5H2O, torbernita

Cu(UO2)2(P04)2.12H20, autunita Ca(UO2)2 (PO4). 8H2O, zipeita (UO2)2(SO4)(0H)2.3-5H20,

schroeckingerita NaCa3(U02) (CO3)3 (SO4) (OH). 9H2O becquerelita 2UO3.3H2O,

fourmarierita PbO.4UO3.5H2O, uranopilita (UO2)6(SO4) (OH)10. 12H2O, rutherfordina

UO2.CO3 y sklodowskita MgU2 (SiO4)2 (OH)6. 4H2O. Entre los minerales secun¬darios de

vanadio tenemos la navahaita V2O5. H2O, rossita CaV2O6.4H2O, metarossita

CaV2O6.2H2O, fervanita Fe (VO4).2H2O, valbortita CuCa(VO4)(OH), corvusita V6O17.nH2O,

etc. Entre los minerales secundarios de cobre: Malaquita, azurita, calcopirita, brocantita y

crisocola. También ocurren otros minerales como eritrita, ferrimolibdita y wad. Los

principales minerales no metálicos asociados son yeso, dolomita, fluorita, baritina y

caolinita.

Tectónicamente se les puede encontrar relacionados a cuencas continentales interiores,

cuencas del antepaís y en artesas o grabens intermontanos (Mitchell y Garson 1981). Las

cuencas continentales interiores son compresivas y yacen tierra adentro de los cinturones

magmáticos y de los arcos de escurrimiento interio¬res, en una corteza continental al frente

de 1a zona de escurrimiento; estas cuencas están relacionadas a los procesos de subducción

de placas, siendo los depósitos de Wyoming-EEUU típicos de este ambiente tectónico. Las

cuencas del antepaís ocurren en las placas continentales subduidas, circundadas por una

cuenca sedi-mentaria principal; estas cuencas están relacionadas a zonas de colisión de

placas, siendo Siwaliks-Pakistán un ejemplo de ellos. Finalmente las artesas y grabens in-

termontanos son cuencas del antepaís en la zona continental subduida con una

sedimentación clástica que se inicia durante o después de la colisión de placas y continúan

después del cinturón de escurrimientos del antepaís.




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6.1.1. PROCESOS DE FORMACIÓN

La mineralización metálica en estos depósitos parece depositarse algo más

tardíamente que la sedimentación. El uranio, vanadio y cobre se precipitaron a partir

de soluciones mineralizantes subsuperficiales a temperaturas menores de 100°C. El

uranio se presenta principalmente bajo la forma de ion uranoso U(IV) e ion uranilo

U(VI); los otros iones U(I), U(II), U(III) y U(V) son desconocidos o sin importancia en la

naturaleza. La uraninita es un metal altamente soluble en agua y altamente estable

en condiciones reductoras. El U(IV) se oxida fácilmente a U(VI). El U(VI) coexiste con

H2S, HS- y S2+; mientras que U(VI) coexiste con SO42- y HSO-4 .El vanadio ocurre en

las formas V3+ y V4+ y como ion vanadato (VO4)3- en la corteza de intemperismo.

Cuando se combina con el agua forma un ácido vanádico y luego con cationes

apropiados forman vanadatos o se reducen a compuestos como montroesita. El

vanadio puede precipitar como vanadato metálico pesado e insoluble y por reducción

como óxidos e hidróxidos en presencia de materia orgánica. El cobre es derivado del

sulfato reduciéndose a sulfuros en am¬biente reductor. Estos 3 elementos son

acarreados en soluciones mineralizantes, de origen meteòrico, cargado de iones

metálicos lixiviados de la secuencia sedimentaria asociada y particularmente de los

tufos. También se cree que son derivados de fuentes ígneas y que se mueven a lo

largo de fracturas hacia las rocas sedimentarias donde precipitan su mineral. Algunos

creen que es una mezcla de las dos soluciones meteórica y magmática (Stanton 1972,

Gruner 1956, McKelvcy 1955, Adler 1964). El transporte del uranio y vanadio ocurre

principalmente en soluciones ácidas de bajo pH y el cobre es acarreado

principalmente como sulfato.

Estos iones metálicos pueden precipitarse por adsorción, cambio de pH o por

procesos rédox. La adsorción actúa principalmente en la materia orgánica (plantas

fósiles carbonizadas, etc.), como también en los hidróxidos de hierro, zeolitas, arcillas

o en el compuesto Ti(OH)4. Estas sustancias adsorben el U(VI) de las soluciones

mineralizantes y lo reducen a U(IV) formando principalmente coffinita y a veces

pitchblenda. Estos minerales de uranio reemplazan a la estructura celu¬lar de la

materia orgánica. La mineralización contenida en los carbones sigue este proceso y

puede alcanzar hasta 60o/o en contenido de uranio (Davies 1964). Los humatos

producidos por reacción de dos soluciones, uno con material húmico disuelto y el otro

con sustancias orgánicas insolubles, también precipitan el uranio por adsorción.

El cambio de pH ocurre cuando las soluciones ácidas entran en un ambiente

reductor, en presencia de H2S, precipitándose pitchblenda, óxidos de vanadio y




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sulfuros de cobre. También compuestos del tipo alcalino-urano carbonatado o uranilo-

tricarbonatado se precipitan por descenso del pH de la solución al entrar en zonas ricas

en ácidos orgánicos. El proceso redox ocurre principalmente en el frente lateral donde

actúan bacterias y oxidan a la pirita convirtiéndolo en sulfato, luego otro tipo de

bacteria reduce el sulfato a H2S. En este frente el Uranio introducido puede precipitarse

en un ambiente rico en H2S. Este proceso es principalmente biogénico (Rackley 1968).

6.2. DEPOSITOS PICHBLENDA-COFFINITA-ROSCOELITA:

Son el tipo más importante de uranio. Ocurren principalmente dentro de secuencias

molásicas (conglomerados, areniscas y limonitas) fluviolacustrinas llamadas capas rojas. La

mineralización de Uranio – Vanadio – Selenio presentes en estos cuerpos mineralizados es

primaria y secundaria. Los minerales primarios son: pitchblenda, coffinita, y los minerales

secundarios son: carnotita, tyuyamunita, becquerelita, schoepita, autunita, torbertina,

bassetita. Los cuerpos mineralizados presentan una coloración, blanquecina, gris claro gris

amarillenta dentro de horizontes detríticos de color rojo, la mineralización está asociada al

yeso y calcita dentro de horizontes detríticos cementados por carbonatos




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ROLLOS MINERALIZADOS

Son la forma mas característica y principal de la mineralización del uranio en este tipo de

depósitos.

Son estructuras relativamente cilíndricas que se encuentran cortando suavemente la

estratificación.

Su eje puede ser recto o sinuoso dando lugar a formas de media luna, “C” o “S”

Son de forma simple cuando ocurren En areniscas uniformes, están relacionados a

corrientes meandiformes a corrientes anastomosadas o a la línea de costa marino-marginal.

Ocurren en capas de arenisca oxidadas de color rojo marrón, acompañado de

diseminaciones de fragmentos de plantas fósiles carbonizadas y pirita.

Su origen puede explicarse de dos maneras de acuerdo al proceso redox. La primera

hipótesis se apoya en un proceso biogénico generador de dos tipos de bacterias, uno que

oxida la pirita y otro que reduce el sulfato resultante a H2S. El uranio es introducido y

transportado a través del elongamiento oxidado por las aguas mineralizantes,

precipitándose en la parte frontal del elongamiento, donde se genera un ambiente rico en

H2S. Como el elongamiento oxidado se expande continuamente, el mineral del uranio es




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nuevamente oxidado, solubilizado y llevado al nuevo frente de elongamiento, luego es

redepositado en la zona de H2S junto con la pirita. Cuando más se expande el elongamiento

tanto más se enriquecerá en uranio en el rollo mineralizado generado (Rackley 1968).

La segunda hipótesis (Granger y Warren 1969), señala que cuando se proporciona a

un ambiente O2 disuelto a una velocidad controlada por los flujos de soluciones

mineralizantes, la pirita-marcasita se oxidan a especies solubles metaestables de azufre,

intermedios entre sulfuros y sulfatos. Estas formas metaestables pueden pasar

espontáneamente a sulfatos estables y luego a especies reducidas como H2S, U (IV) y

precipitándolo en los bordes del elongamiento oxidado. Los rollos m000ineralizados de

forma “C” o “S” pueden localizarse en la interfase donde ocurren reacciones entre las

soluciones estancadas y las soluciones infiltradas. Estos depositan una mineralización

intersticial y a veces reemplazan a los granos de arena (Granger 1978).

6.3. DEPÓSITOS ASOCIADOS A CARBONES

Se conocen dos tipos de carbones uno detrítico o clástico y el otro estratiforme, los

horizontes clásticos como areniscas o conglomerados que contienen fragmentos de plantas

que varían de tamaño.

Este material orgánico depositado conjuntamente con los materiales detríticos son

preservados debajo de la mesa de agua.

La mineralización de uranio ocurre dentro de fragmentos carbonizados en forma

irregular, donde la Coffinita, Pichblenda los compuestos Urano-orgánicos reemplazan

localmente a la estructura celular. La pirita comúnmente está presente en forma

diseminada. Los grandes fragmentos carbonizados pueden presentar núcleos silicificados.

Según Richard (1973) es suficiente únicamente 0.1% carbono para producir depósitos de

sulfuros metálicos conteniendo 1% metal. En la unión de los ríos tributarios con el río

principal pueden desarrollarse grandes bancos de areniscas acompañados de restos

vegetales formando zonas de acumulación ricas en material orgánico. Estas zonas de

acumulación ocurren a lo largo de los márgenes de las cuencas aluviales (Tyler y Ethridge

1983). En Colorado EEUU se han encontrado troncos fósiles conteniendo 360 libras con 20%

U3O8 y troncos de 28 metros de largo y 60 centímetros de ancho mineralizados (Heinrich

1958).

Este tipo de carbón ocurre como capas de 0.3 a 0.20 mt de espesor promedio

dentro de depresiones intramontañosas ,en estas capas puede ocurrir una




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mineralización de uranio – vanadio en forma lenticular a irregular contenioendo complejos

urano-organicos .

Esta mineralización puede ocurrir como relleno intersticial, como corteza de granos de

arena, relleno de fracturas y cavidades y reemplazando granos parcialmente alterados

El segundo tipo de carbón ocurre como capas de 0.3 a 2.0 centímetros de espesor

promedio dentro de depresiones intermontañosas. En estas capas puede ocurrir una

mineralización de uranio-vanadio en forma lenticular a irregular, conteniendo complejos

urano-orgánicos y coffinita, raramente pitchblenda; también ocurren óxidos de uranio

como roekingerita, carnotita, tyuyamunita, autinita, metazeunerita, zeunerita, torbernita,

etc. Esta mineralización puede ocurrir como relleno intersticial, como cortezas de grano de

arena, relleno de fracturas y cavidades y reemplazando granos parcialmente alterados o

granos de arena. Esta materia orgánica fue derivada de la precipitación de ácidos húmicos

o flúvicos como humatos formando capas de carbón. Estos ácidos pueden provenir de:

* Descomposición de plantas en los canales

* De escombros en plantas carbonizadas diagenéticamente dentro de las areniscas

* De materia orgánica depositada con lodolitas, expelidas epigenéticamente hacia las

areniscas por compactación.

Estos depósitos presentan un contenido de 0.001 a 0.05% U y raras veces 0.1 a

0.2%U.




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6.3.1. GÉNESIS:

Estos depósitos pueden provenir de la lixiviación de las rocas adyacentes

especialmente de rocas graníticas y tufos volcánicos donde el contenido de uranio

varía de 5 a 40ppm. El uranio puede provenir también de capas piroclásticas

conteniendo cenizas frescas, areiscas tufáceas, tufos devitrificados y lodolitas

montmorilloníticas; también provienen de la lixiviación de potentes secuencias

sedimentarias. Las areniscas arcósicas derivados del granito también pueden

contener uranio diseminado. Las lodolitas montmorilloníticas derivadas

principalmente de cenizas volcánicas son altamente uraníferas. El contenido de

uranio promedio de la corteza terrestre es de 3-4 ppm. (Gabelman 1970, Rackley

1968, Granger 1978). El mineral lixiviado es principalmente uraninita en su variedad

pitchblenda, coffinita o materia orgpanica uranpifera; estos minerales al aflorar se

oxidan convirtiéndose a U (VI) fácil de disolver y se convierten en óxidos. Los

minerales de vanadio también se convierten en óxidos al lixiviarse. Esta lixiviación

da lugar a la formación de soluciones mineralizantes que acarrean principalmente

uranio bajo la forma UO2SO4, de fácil movilidad. Estas soluciones ácidas circulan

fácilmente en grandes volúmenes a través de zonas permeables en las rocas

clásticas.

Estas soluciones mineralizantes desarrollan principalmente una capa de

oxidación cuando circulan a través de areniscas que tiene en plano horizontal una

forma elongada, extendiéndose en la dirección del movimiento de las aguas. La zona

de oxidación es superficial y se localiza sobre el nivel de las aguas freáticas,

presentando un color rojo o a veces marrón, por la deposición de los óxidos de

hierro. Las arcillas se cubren de películas hematíticas y la magnetita y otros

minerales de hierro son parcialmente oxidados. Debajo del horizonte superficial de

oxidación ocurre una zona estratificada oxidada conteniendo goethita,

hidrogoethita e hidrohematita formadas a expensas de la pirita, marcasita, clorita,

biotita, galuconita y ankerita.

Infrayaciendo ocurre una zona constituida por barreras geoquímicas reductoras

donde se precipitan los minerales de uranio-vanadio-selenio de color gris claro o gris

amarillento. En estas barreras ocurren los procesos de adsorción, cambio de pH y

redox. También se conocen barreras mecánicas que inhiben el movimiento de las

aguas, como es el cambio de facies de arenas a lodolitas. Cuando las soluciones

mineralizantes ácidas se neutralizan, se precipita un gel de hidróxido de hierro

uranífero. A medida que el gel se va transformando en goethita, hidrogoethita, etc.,




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el uranio se va desplazando de los compuestos de hierro formando minerales

secundarios independientes diseminados en la limonita, acumulándose en las

cortezas de meteorización areal, lineal o fisural.

6.4. DEPÓSITOS DE CALCOCITA-BORNITA

Conocidos como depósitos de cobre en capas rojas. Se le encuentra principalmente en

Corocoro-Bolivia; también en Nacimiento-EEUU, Desaguadero y Landa-Perú, Chile y algunos

países de Europa. Se presentan principalmente en el intervalo Permiano-Triásico. Ocurren

principalmente en areniscas en ambientes deposicionales similares a los depósitos de

pitchblenda-coffinita-roscoelita. La mineralización ocurre en forma diseminada o masiva en

lentes, capas, rollos, nódulos, fragmentos de plantas reemplazadas, etc. También se les

encuentra como bolsonadas, vetillas y en zonas brechadas. Los principales minerales

económicos son calcosita, covelita, bornita, calcopirita, sobre nativo, plata nativa,

clorargirita, azurita, etc. Frecuentemente están acompañados por pirita-marcasita y galena.

Entre los minerales secundarios tenemos cuprita, tenorita, malaquita, azurita, brocantita,

crisocola, hidrogoethita, pirolusita. Algunos minerales como la calcocita son argentíferos y

presentan altos contenidos de plata.

La génesis de estos depósitos está relacionada principalmente a su formación a partir

de soluciones de infiltración (a veces relacionada a la actividad volcánica). Etas soluciones

mineralizantes pueden lixiviar el cobre, plata, cobalto, etc., de las lutitas negras, lutitas

petrolíferas, calizas, etc., y están posiblemente constituidas por salmueras con contenidos

de cloruros ricos en sulfatos. Los metales lixiviados son transportados en forma de sulfatos

solubles. Al llegar a un ambiente rico en H2S o a fragmentos carbonizados, las soluciones

son reducidas formando sulfuros de cobre, plata, etc., debajo de la mesa de agua hacia

arriba óxidos y carbonatos de cobre. El H2S también puede provenir de las bacterias como

el Desulfovibrio Desulfuricans, que permite precipitar el cobre a temperaturas debajo de

75°C (Rose 1976).

6.5. DEPÓSITOS DE PATRONITA-PITCHBLENDA:

Conocidos principalmente en Ambrosia Lake-EEUU y en Minas Ragra-Perú; también se

les encuentra en Europa y Asia. Ocurren principalmente en rocas carbonatadas y en

areniscas de diferente edad (Smirnov 1977). Ocurren en las partes marginales de las

plataformas y en las porciones superiores de la secuencia sedimentaria. Esta porción

superior está constituida por conglomerados, areniscas, limonitas y lutitas conteniendo

horizontes persistentes de yeso, anhidrita, caliza y dolomía. Podemos distinguir 3 facies en

las rocas carbonatas:




18

Material clástico con matriz carbonatado de color rojizo desarrollado cerca a la

costa.

Calizas oolíticas-organogénicas, dolomías y margas desarrollados en aguas someras

Yeso y arcilla-dolomia desarrollados en aguas más profundas.

De estas 3 facies, en la segunda ocurren la mayoría de estos depósitos y hacia las facies

marginales cerca a la costa y hacia las aguas profundas la mineralización disminuye y

adelgaza.

La mineralización ocurre principalmente en el horizonte de calizas oolíticas

organogpenicas en forma irregular, encontrándoseles como bandas en los horizontes

conteniendo dolomías, yeso, etc., asociada a la materia orgánica o a bitúmenes sólidos en

forma irregular, el uranio ocurre como óxido y está acompañada de un contenido constante

de vanadio. Los minerales primarios son pitchblenda, nasturan (uranio negro), patronita

VS4, pirita, marcasita y molibdenia. Una gran parte del uranio esta condensado en los

asfaltos y resinas y el vanadio es rauvita, huteita, vanoxita, corvusita, etc. La caliza uranífera

ha sido impregnada localmente con petróleo líquido y ozokerita, de formación tardía con

respecto a los bitúmenes, uraníferos. Los minerales primarios están acompañados de

molibdeno, selenio, plomo, níquel, cobalto, cromo, bismuto y cobre en cantidades trazas.

Junto con los minerales formadores de roca (calcita, dolomita), son hallados, cuarzo,

calcedonia, ópalo, sulfatos y fosfatos de calcio. En la zona de oxidación ocurren vanadatos,

fosfatos y sulfato-carbonatos de uranio: Carnotita, tyuyamunita, otenita, uranotalita, etc.

Dos explicaciones se dan sobre el origen de estos depósitos. La primera hipótesis se

apoya en un origen sedimentario sujeto luego a transformaciones sustanciales diagenéticas

y epigenéticas. Los cuerpos uraníferos están asociados al paleorelieve, al piso de la cuenca

y se encuentran finamente diseminados presentando una estratificación delgada. Durante

la diagénesis la pitchblenda reemplazó a las conchas de gasterópodos, bivalvos, etc., dentro

de una caliza oolítica. Y durante los procesos epigenéticos se redistribuye localmente la

mineralización en zonas de junturamiento; sobreimpuestos a los pliegues se desarrolla una

oxidación de pitchblenda y una remoción parcial de uranio a la superficie. La segunda

hipótesis es la epigenética asociada a fallas marginales. Por estas estructuras fluyeron las

soluciones uraníferas hasta llegar a los horizontes carbonatados conteniendo petróleo,

emplazándose uranio absorbido por los componentes pesados resina-asfalto del petróleo,

precipitando el uranio como pitchblenda. El vanadio posiblemente proviene del petróleo

oxidado.




19

6.6. GALENA EN ARENISCAS

Ocurren en un clima árido o semiárido, desarrollándose un imtemperismo prolongado

sobre u basamento granítico y un proceso de peneplanizacion bajo condiciones tectonicas

estables que permiten la erosión del basamento y la formación de areniscas arcosicas en la

cuenca de deposición. Estas rocas contienen un promedio de 23ppm Pb, durante el

intemperismo el plomo es liberado del feldespato y acarreado por las aguas subterráneas

al lugar de deposición del mineral. Esta agua transportan el plomo en solución en un

ambiente oxidante con contenidos bajos de carbonatos y sulfatos .al llegar a un ambiente

reductor o al entrar en contacto con las aguas marinas (cambios de pH) el plomo se

combina con los sulfatos biogénicos y forma la galena.

La mineralogpia de estos depósitos está constituida principalmente por sulfuros

metálicos como galena, pirita, esfalerita y calcopirita entre los más comunes, aunque

difieren marcadamente en abundancia. Los sulfuros ocurren como granos o grupo de

granos diseminados, como nidos o como agregados en la matriz arenosa. Algunas veces se

observan concentraciones de galena en lentes cortos alineados paralelamente a la

estratificación. En areniscas con estratificación cruzada también ocurren bandas

concordantes con las estructuras sedimentarias. También se encuentran concentraciones

de galena alrededor de los fragmentos arcillosos. En algunos depósitos el cobre ocurre

como mineral secundario y accesorio. También se han encontrado cantidades menores de

bravoíta y millerita. También son comunes algunos minerales secundarios de plomo-zinc

como cerusita, anglesita, smitshonita, etc. Como minerales cementantes ocurre la sílice y

los carbonatos, a veces la baritina y fluorita.

La precipitación de la galena ocurre por su baja solubilidad respecto de la esfalerita y

por las concentraciones de sulfatos biogénicos dejando pasar el Zn en solución mar adentro.

6.6.1. GENESIS DE LOS DEPOSITOS DE PLOMO EN ARENISCAS

La génesis de estos depósitos está ligada al modelo de soluciones subterráneas

metalíferas. Estos depósitos ocurren en un clima árido o semiárido, desarrollándose

un intemperismo prolongado sobre un basamento granítico y un proceso de

peneplanización, bajo condiciones tectónicas estables que permiten la erosión del

basamento y la formación de areniscas arcósicas en la cuenca de deposición.

Durante el intemperismo el plomo es liberado del feldespato y acarreado por las

aguas subterráneas al lugar de deposición del mineral. Las aguas subterráneas

durante su transporte por los canales subterráneos a través de un drenaje sufren

proceso de evaporación que incrementa la salinidad y su contenido metálico. Estas

aguas transportan el plomo en solución en un ambiente reductor conteniendo




20

restos orgánicos y H2S o al entrar en contacto con las aguas marinas (cambios de

pH), el plomo se combina con los sulfatos biogénicos y forma la galena. La

precipitación de la galena ocurre por su baja solubilidad respecto de la esfalerita y

por las bajas concentraciones de sulfatos biogénicos, dejando pasar al zinc en

solución hacia mar adentro.

6.7. DEPOSITOS DE CALCOCITA Y BORNITA EN LUTITAS Y ARENISCAS

Son depósitos estratiformes de cobre que ocurren en lutitas y areniscas carbonosas.

Son excepcionalmente importantes en la producción mundial. Estos sedimentos se

depositan principalmente en cuencas epicontinentales, próximas a la costa. Se presentas

dos grupos. Lutitas cupríferas, Areniscas cupríferas. La mineralización se presenta como

capas y como segregaciones tipo manto. Las capas son delgadas generalmente 0.3 a 0.5m.

La mineralización en estos depósitos está confinado especialmente a las lutitas carbonosas.

6.8. DEPOSITOS DE ESFALERITA-GALENA-BARITINA-FLUORITA EN

ROCAS SEDIMENTARIAS

Son depósitos estratiformes y estratos - ligados que contienen las mayores reservas de

Pb- Z en el mundo. Son conocidos como depósitos del valle del Mississipy o del Irish.

Tectónicamente ocurren en plataformas continentales muy raramente en zona orógenas,

en estas plataformas están asociadas a las márgenes de las cuencas intracratonicas de

mares epicontinentales. La litología asociada está constituida por dolomías, menos




21

frecuente en calizas muy ricas en materia orgánica. Generalmente están asociada a

minerales evaporiticos (yeso y anhidrita) a veces en lentes síliceos y mantos de algas. Las

rocas carbonatadas asociadas a la mineralización presentan ciertos rasgos comunes, ya

sean estructuras sedimentarias, tectónicas, diagenéticas y una litología característica

asociada.

6.8.1. MINERALIZACIÓN:

Están principalmente por galena, esfalerita, baritina y fluorita, acompañada en

algunos casos por cantidades económicas de plata. Algunos depósitos son ricos en

plomo y otros en otros en zinc. Como minerales accesorios ocurren la pirita y

marcasita. Entre los minerales ganga se encuentran la calcita, aragonito y dolomita;

algunas veces siderita y sílice coloforme.

Presentan un contenido de Zn que puede alcanzar hasta el 10% y de Pb del 3%.

La plata un contenido menor a 20 ppm, el Co entre 20 a 10 000 ppm, el Ni de 0 a

10000 ppm. También se le reportan cadmio y germanio.




22

fig. Relación de las estructuras tectónicas con las sedimentarias. A) Cuerpo

mineralizado simétrico alrededor de una fisura central B) Cuerpo mineralizado a un

lado de una falla. 1: Caliza, 2: Arenisca, 3: hiena y 4: Falla.

6.8.2. PROCESO DE FORMACIÓN:

El estudio de las inclusiones fluidas indica que las soluciones mineralizantes

generadoras de este tipo de depósitos son salmueras con 10 a 30% NaCl, y

contenidos de calcio, potasio, magnesio y boro. El plomo es transportado en

soluciones sulfatadas y depositado por procesos de reducción o por mescla de otras

soluciones. El zinc es acarreado en complejos de bisulfuro, depositándose por

oxidación. Estas soluciones se mueven por presión litostática y/o bombeamiento

osmótico fluyendo a través de la porosidad de las capas sedimentarias. La

depositación de las soluciones mineralizantes con contenido de azufre y metales

puede ocurrir por: cambios de Ph, enfriamiento y disolución; y pero cuando la

solución solo transporta los metales siendo proporcionado el azufre por fuentes

locales, la depositación puede ocurrir por: reducción del ion sulfato, adición de H2S

a la solución.

La temperatura de formación de los elementos metálicos varía de 80 a 200º C,

comúnmente entre 50 a 100º C.

Según los estudios realizados tenemos las siguientes posibilidades de origen

para estos depósitos: singenético y epigenético.

a) Hipótesis singenética: esta representado por los depósitos europeos

Irish e Irlanda.




23

Los cuerpos mineralizados tienen forma de estratos formados por

sedimentación detrítica primaria, forma de lentes asociados a centros

volcánicos.

Ocurren en y/o cerca de una superficie de transgresión.

Presentan estructuras rítmicas o laminares.

Presentan modificaciones diagenéticas como desarrollo de vetillas y masas de

reemplazamiento.

Depositación marina y procesos diagenéticos.

La deposición química ocurre por precipitación química directamente del agua

marina.

Presentan elementos traza característicos como: Cd, Ga, Ag, Sb y Hg

b) Hipótesis epigenética: presentan los siguientes rasgos característicos:

Rellenos de fisuras, relleno de cavidades cársticas y procesos meta somáticos.

Cuerpos mineralizados concordantes del tipo estratoligado,.

Presencia de fallas de emplazamiento profundo.

Manifestación de alteración hidrotermal como silicificación, dolomitización, etc.

Depositación a una temperatura relativamente alta, a unos 50 a 200º C.

Soluciones mineralizantes son salmueras.

Encontramos Zn, Pb, Cu, Ba, F, Ca, Mg, S, C Y O.

6.9. DEPOSITOS DE URANIO EN LUTITAS NEGRAS:

La gran mayoría de las lutitas negras tienen un alto porcentaje de materia orgánica y

pequeñas cantidades de uranio entre 10 y 100 ppm. Estos se presentas en forma laminar y

persistente a lo largo de varios kilómetros y con una potencia promedio de 5 mt. Las lutitas

negras ocurren en cuencas marinas con circulación de agua restringida, donde se da un

proceso de sedimentación lenta controlada por el aporte de material clástico.

6.10. FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF):

Estas constituyen los depósitos metálicos más grandes de la tierra y constituyen las

rocas fuentes del 95% de los recursos de hierro del planeta; son rocas sedimentarias

metalíferas silíceas bandeadas (bandas ricas en Fe alternadas con bandas silíceas de chert)

que constituyen enormes depósitos singenéticos por precipitación química y se presentan

en secuencias estratigráficas del Precámbrico que alcanzan hasta cientos de metros de

potencia y cientos a miles de metros de extensión lateral. Una buena parte de estas

formaciones ferríferas son utilizables directamente como mena de hierro de baja ley y otras

han sido productoras de depósitos de alta ley de Fe (particularmente cuando procesos




24

supergenos han enriquecido el contenido de Fe del mineral por lixiviación de la sílice).

Las menas de baja ley se benefician mediante molienda fina y separación magnética

y/o gravitacional para concentrar magnetita y hematita, en forma de pellets con 62 – 65%

Fe.

Estos depósitos estratiformes de Fe se conocen generalmente como BIF sigla en inglés

de formaciones de hierro bandeado (“Banded Iron Formations”), pero las rocas ferríferas

bandeadas con jaspe o chert ferruginoso reciben el nombre de Taconitas en Norteamérica,

Jaspilitas en Australia e Itabiritas en Brasil.

Las reservas de hierro en formaciones de hierro bandeado son enormes y estas se

depositaron en el período comprendido principalmente entre los 2.500 y 1.900 Ma. El

hierro depositado en ese período y todavía preservado es de 1014 t y posiblemente de 1015

t. En menor medida también se depositó Fe en el Proterozoico Medio a Superior (1.600 –

570 Ma). El consumo mundial de Fe actualmente alcanza a 109 t/año, por lo que las

reservas de Fe en los BIF son realmente enormes. La región del Lago Superior al norte y

centro de los Estados Unidos y sur de Canadá es la más productiva de mineral de hierro en

el mundo a partir de formaciones de hierro bandeado; en América del Sur Brasil es el mayor

productor de hierro seguido de Venezuela a partir del mismo tipo de depósitos

sediementarios.

Las formaciones de hierro bandeado se caracterizan por una laminación fina. Las capas

son generalmente de 0,5 a 3 cm de potencia y, a su vez, están laminadas a escala milimétrica

a fracciones de milímetro. Las bandas consisten en capas de sílice (chert o sílice cristalina)

alternando con capas de minerales de Fe. La más simple y común es la alternancia de chert

y hematita. Sin embargo, el Fe se presenta en magnetita, hematita, limonita, siderita,

clorita, greenalita, minnesotaíta, especularita, estilpnomelano, grunerita, fayalita y pirita.

Esta laminación fina de óxidos de Fe y de sílice se interpreta como una precipitación cíclica

que pudo estar relacionada a variaciones estacionales (invierno – verano), las que

influyeron ya sea en las condiciones fisico-químicas de los mares de la época o bien en

variación de condiciones favorables para el desarrollo de bacterias u otros organismos que

pudieron contribuir a la precipitación del hierro.

Existe consenso que el hierro de los BIF fue precipitado químicamente o con

participación biogénica en forma subacuática (sedimento químico). En el BIF de Gunflint de

Ontario, Canadá se han identificado algas azules-verdes y hongos fósiles, algunos de los

cuales se parecen a bacterias que actualmente pueden crecer y precipitar hidróxido férrico




25

en condiciones reductoras, sugiriendo la participación de organismos en la precipitación del

Fe, pero no existe consenso al respecto.

Por otra parte, tampoco existe consenso respecto al origen del Fe de los BIF: una

escuela de pensamiento considera que proviene de la erosión de masas terrestres

(meteorización de minerales ferromagnesianos), mientras que otra plantea que provendría

de actividad exhalativa volcánica (actividad hidrotermal subacuática relacionada a

volcanismo). Lo que parece claro es que las condiciones ambientales de la tierra (a nivel

planetario) en el Precámbrico eran distintas a las actuales, existían océanos más someros,

mayor actividad volcánica y la atmósfera terrestre era rica en CO2, pero deficiente en

oxígeno, por lo que se supone que en los mares y lagos de esa remota época existía un

ambiente esencialmente reductor y se ha sugerido que el pH del mar era algo más bajo que

el actual.

Las formaciones de hierro bandeado presentan facies de óxidos, carbonatos, sulfuros y

silicatos las cuales gradan entre sí y se han interpretado como resultado de precipitación de

los minerales en distintas secciones de cuencas marinas someras precámbricas gracias a la

disponibilidad de iones en las aguas (Fig. 1). Las facies de óxidos son las relevantes como

mena de hierro. La depositación de cada facies estuvo controlada por condiciones de Eh y

pH del medio dentro de las cuencas de sedimentación, especialmente por el potencial de

oxidación – reducción relacionado al contenido de oxígeno del agua. Valores relativamente

bajos de Eh y pH favorecen la precipitación de pirita, mientras que valores altos favorecen

la precipitación de óxidos; los carbonatos y silicatos precipitaron en condiciones de Eh y pH

intermedias.

Fig. Zonación de facies en formaciones de hierro bandeado producto de depositación en una cuenca ideal en la cual precipitan compuestos de hierro




26

FACIES DE ÓXIDOS: son las más importantes, puesto que constituyen la mena de hierro

explotable, y pueden subdividirse en subfacies de hematita y de magnetita, entre las cuales

existe una completa gradación. La hematita en los BIF menos alterados se presenta en

forma de especularita gris a gris azulada. Existen comúnmente texturas oolíticas sugiriendo

depositación en aguas someras, pero en otros casos la hematita es granular sin estructura.

El “chert” varia desde material criptocristalino de grano fino a granos de cuarzo

entrecrecidos (producto de recristalización de sílice amorfa). En las subfacies menos

comunes de magnetita, se presentan capas de magnetita alternando con capas de silicatos

o carbonatos de Fe y capas silíceas. Las facies de óxidos tienen entre 30-35% Fe y esas rocas

son explotables con concentración magnética o gravitacional de los minerales de hierro.

FACIES DE CARBONATOS: Estas consisten en la alternancia de chert y siderita (carbonato

de Fe) en proporciones iguales. Puede gradar a través de rocas con magnetita – siderita –

cuarzo a las facies de óxidos y por la adición de pirita a facies de sulfuros. La siderita parece

haberse acumulado como barro fino debajo del nivel de la acción de oleaje y no presenta

texturas oolíticas o granulares.

FACIES DE SILICATOS: Los silicatos de hierro generalmente se asocian con magnetita,

siderita y chert, los cuales forman capas alternadas. Las facies de carbonatos y silicatos de

los BIF típicamente tienen 25-30% Fe, lo cual es bajo para ser de interés económico y

presenta problemas en su beneficio.

FACIES DE SULFUROS: Estas consisten en arcillolitas carbonosas con pirita caracterizadas

por estar finamente laminadas con contenido de materia orgánica y carbón de hasta 7-8%.

El sulfuro principal es pirita muy fina.

EXISTEN DOS TIPOS PRINCIPALES DE FORMACIONES DE HIERRO BANDEADO (BIF)

A. BIF TIPO ALGOMA:

Este tipo es característico de fajas de rocas verdes del Arcaico (esquistos verdes) y

en menor medida del Proterozoico. Muestran una asociación volcánica con grauvacas

que sugiere un ambiente de cuenca extensional (rift). Presentan las facies de óxido,

carbonato y sulfuros; los silicatos de Fe se presentan en las facies de carbonatos. Su

potencia es desde pocos centímetros a cientos de metros y es raro que sean continuas

más allá de unos pocos kilómetros de corrida. La asociación con volcanitas ha hecho

que se favorezca un origen volcanogénico exhalativo para este tipo de formaciones de

hierro bandeado.




27

B. BIF TIPO SUPERIOR:

Estas son rocas finamente bandeadas en su mayor parte correspondientes a las

facies de óxidos, carbonatos y silicatos. Usualmente están libres de material clástico.

Una característica prominente de estos BIF es un bandeamiento rítmico de capas ricas

en Fe y capas silíceas pobres en Fe, las cuales normalmente varían en espesor desde un

centímetro a un metro aproximadamente. Este bandeamiento es distintivo y permite

la correlación de BIF por distancias considerables (Ej. en Australia occidental el

Hamersley Brockman BIF puede correlacionarse sobre 50.000 km2).

Los BIF tipo Superior están asociados a cuarcitas, y lutitas carbonosas, así como con

secuencias de conglomerados, dolomitas, chert masivo y arcillolitas. Las rocas

volcánicas no siempre están asociadas con este tipo de BIF, pero frecuentemente

pueden estar presentes en la columna estratigráfica. Los BIF tipo Superior pueden

extenderse lateralmente por cientos de kilómetros y variar su espesor desde decenas

de metros a centenas de metros. Las secuencias en las que se presentan estos BIF se

presentan en general discordantes sobre un basamento con alto grado metamórfico y

los BIF, por lo general, están presentes en la porción inferior de la secuencia.

Las estructuras sedimentarias de los BIF tipo Superior indican que ellos se formaron

en aguas someras en plataformas continentales, en cuencas evaporíticas cerradas por

barras, zonas costeras planas o en cuencas intracratónicas.

6.11. DEPOSITOS DE HIERRO OOLITICO

Los depósitos sedimentarios de hierro fanerozoicos (del Cámbrico en adelante) no son

bandeados, sino que corresponden a niveles masivos de rocas oolíticas1 con óxidos,

silicatos y carbonatos de Fe y cemento de siderita (carbonato de Fe). La importancia

económica de estos depósitos sedimentarios de Fe actualmente es menor debido a sus

bajas leyes y difícil beneficio, dado que las menas incluyen silicatos; en Inglaterra la minería

de este tipo de depósitos fue muy importante en el pasado, pero actualmente no se

explotan. Existen dos tipo de depósitos de hierro oolítico, los Tipo Clinton presentes en

secuencias sedimentarias marinas someras de EEUU y constituidos por niveles masivos

de roca oolítica con hematita – chamosita – siderita y los Tipo Minette, más comunes sobre

todo en Europa y que están formados por rocas oolíticas con limonita, siderita y chamosita.




28

6.11.1. TIPO CLINTON:

Uno de los depósitos más grandes de mena de Fe oolítica se encuentra en la

Formación Clinton, la cual aflora esporádicamente en el estado de Nueva York hasta

Alabama en el sur donde los niveles ferríferos alcanzan su mayor espesor del orden

de 6 m; esta es una secuencia de edad Silúrica constituida por arenisca impregnada

en hierro, pizarra y hematita oolítica finamente estratificadas. Localmente las capas

son calcáreas y gradan a calizas impuras; tienen abundantes fósiles y estructuras

sedimentarias tales como estratificación cruzada, grietas de barro, trazas de animales,

y oolitas indicativos de un ambiente marino somero. El hierro fue llevado a cuencas

sedimentarias poco profundas y lentamente oxidado y precipitado al mismo tiempo

que se acumulaban otros sedimentos. Experimentalmente se ha demostrado que el

agua aireada de ríos con pH 7 o más bajo son

capaces de llevar importantes cantidades de Fe ferroso en solución (Fe2+), si

dicha solución entre en contacto un medio marino donde el carbonato de Ca sólido

está en equilibrio con agua de mar, el hierro será precipitado como óxido férrico,

tanto en el agua, como reemplazo del carbonato de Ca; consecuentemente esta es

la explicación más aceptada para el origen de los depósitos oolíticos de Fe.

El contenido de Fe de los depósitos oolíticos tipo Clinton es de 32-45% Fe, con

5-20% CaO, 2-25% SiO2, 2-5% Al2O3, 1-3% MgO, 0,25-1,5% P y 0,5% S. Su contenido

de Al2O3 y P es notablemente más alto que en los BIF y los depósitos oolíticos no se

asocian a capas de chert, toda la sílice se presenta en silicatos de Fe. El volumen de

estos depósitos oolíticos fanerozoicos es notablemente más pequeño en

comparación a los enormes depósitos de hierro bandeado del precámbrico.

En Newfoundland en la costa oriental de Canadá existe el depósito de Wabana que

está constituido por niveles ferríferos con potencia variable desde pocos centímetros

hasta 9 m ubicados en lo 120 m superiores de una secuencia de areniscas y pizarras

marinas someras del Ordovícico. Solo los niveles más potentes han tenido

importancia económica e incluyen oolitas de chamosita y siderita en capas

concéntricas dentro de una matriz de siderita. Las capas ferríferas se presentan en

un área de 130 km2. La mena tiene un promedio de 51,5% Fe, 11,8% SiO2, 0,9% P.




29

6.11.2. Tipo Minnette:

Estos son los depósitos de hierro oolítico más comunes y están ampliamente

distribuidos en rocas mesozoicas de Europa, siendo los más importantes los de Alsacia

y Lorena y de Luxemburgo, los que se encuentran en pizarras, areniscas y mármoles

del Jurásico Medio. Las menas tienen del orden de 30-35% Fe en una ganga de

carbonato de Ca y sílice. Estas menas proporcionan el total de hierro usado en la

industria del hierro y acero de Europa occidental. Los oolitos están constituidos

principalmente por limonita, aunque incluyen siderita, chamosita y hematita. El alto

contenido de carbonato de Ca (5-20%) los diferencia de los BIF y su presencia es

favorable ya que se requiere como fundente; muchas de estas menas son auto-

fundentes. Los contenidos medios de este tipo de depósitos son de 31-37% Fe, 6-16%

SiO2, 5-19% CaO, 4-7% Al2O3, 1,3-2,3% MgO, 0,02-0,03% Mn, 0,08-1,18% P y 0,08-

0,23% S.

Existen depósitos de hierro oolítico del tipo Minnette en el NW de Argentina y

SW de Bolivia en rocas sedimentarias marinas someras del Silúrico Inferior; minas 9

de Octubre y Puesto Viejo con 826 Mt de mena ferrífera.

A diferencia de las Formaciones de Hierro Bandeado (BIF), los depósitos

oolíticos tipo Clinton o Minnette no muestran separación de facies de óxidos,

carbonatos y silicatos, sino que los minerales están íntimamente mezclados,

frecuentemente en una misma oolita.

6.12. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS DE MANGANESO

La depositación de manganeso se produce en sedimentos marinos poco profundos (50-

300 m), principalmente carbonatos, arcillas y areniscas glauconíticas, comunmente con

capas de conchas (coquinas), en secuencias transgresivas asociadas a cuencas anóxicas en

áreas cratónicas estables o márgenes de cratones.

Los depósitos sedimentarios de Mn y sus equivalentes metamórficos producen la

mayor parte del Mn en el mundo. La otra fuente son los depósitos residuales de Mn.

La producción mundial de Mn en 1994 fue de 22,1 Mt y los productores principales

fueros: China (7,0 Mt), Ucrania (2,98 Mt), Sudáfrica (2,87 Mt), Brasil (2,5 Mt), Australia (1,99

Mt), India (1,60 Mt) y Gabón (1,44 Mt).

La producción de manganeso chilena es modesta alcanzando a 63.670 toneladas en

1997 y proviene de la explotación de yacimientos del Cretácico Inferior de la IV Región por




30

la empresa Manganesos Atacama, que es una subsidiaria de la Compañía Minera del

Pacífico. Los depósitos chileno de Mn se presentan en la parte sur de la III Región y en la IV

Región: Distritos de Carrizal y Las Timbles en la III región y los distritos Arqueros, Lambert,

Romero, La Liga, Arrayán, Corral Quemado y Fragua en la IV Región.

La existencia de estos depósitos dentro de rocas estratificadas del Cretácico Inferior se

ha denominado como la “cuenca del manganeso” (Biese, 1956) y existen tres niveles

manganesíferos en las formaciones Arqueros y Quebrada Marquesa del Cretácico Inferior

(Neocomiano a Albiano). Estas Formaciones incluyen calizas marinas que alternan con

potentes secciones de rocas volcánicas y volcanocásticas.

Los mantos con Mn tienen una potencia media de 1 m y están constituidos por bandas

de 1–10 cm de braunita (Mn2+Mn3+6SiO12) y psilomelano ((K,H2O)2Mn5O10) separadas

por areniscas volcánicas.

También en la Cordillera de la Costa de la región de Loncoche (Cautín) y Valdivia existen

niveles de 0,25 a 2,0 m de potencia de cuarcita con pirolusita (MnO2) y rodonita

((Mn2+,Fe2+,Mg,Ca)SiO3), la que es concordante dentro de esquistos micáceos

paleozoicos. Estos depósitos de manganeso carecen de importancia económica y se supone

que sedimentaron junto con la secuencia clástica que fue metamorfizada.

El manganeso tiene amplias aplicaciones industriales en: alimentos,

fertilizantes, fungicidas, fundentes, fragancias, sabores, fundiciones, ferritas, tubos

fluorescentes, químicos, lixiviación y aleaciones con hierro (acero con manganeso). Es un

oxidante, desoxidante, colorante, blanquedor, insecticida, bactericida, alguicida, lubricante,

nutriente, catalizador, secador, secuestrador, etc. Para cada uso particular el mangnaneso

debe ser de un tipo particular y algunos proveedores se han especializado en proveer menas

especiales. Un uso importante del Mn es en las pilas comunes de Zn-carbón, en las cuales

el relleno es de óxido de Mn, el cual actua como oxidante o despolarizador; para este uso

se requiere >80% MnO2, <0,005% metales y nada de nitratos.

La geoquímica del Mn es similar a la del Fe y los dos elementos deberían moverse y

precipitar juntos en el ambiento exógeno. Esto efectivamente ocurre en algunos de los

depósitos precámbricos. Por ejemplo en el distrito Cuyuna en el sector del Lago Superior

(USA) el Mn alcanza hasta 20% de las menas de hierro bandeado. Sin embargo, en otras

áreas existe una separación completa del Fe y Mn existiendo menas sedimentarias de Fe sin

Mn y menas de Mn solo con trazas de Fe. Esto ha sido un rompecabezas para los geólogos,

pero aparentemente la separación de los metales parece depender del pH de las aguas.




31

Aguas ácidas (bajo pH) retienen el Mn disuelto más tiempo que al Fe y las alcalinas (alto pH)

o menos ácidas precipitan los óxidos de Fe y Mn juntos.

La solubilidad del Fe y Mn es función de su estado de oxidación; en estado reducido

ambos son muy solubles, pero cada uno forma óxido muy insoluble.

Los compuestos de Fe en la naturaleza son menos solubles que los de Mn y el ion

ferroso es oxidado más fácilmente que el ion manganoso. Por consiguiente, el Fe va a

precipitar primero que el Mn y en ambiente exógeno el Mn se dispersará más rápido que el

Fe en procesos de meteorización o de alteración. La oxidación y solubilidad diferencial del

Mn y Fe parece ser la explicación más lógica, pero el problema de la separación de

sedimentos de Fe y de Mn no ha sido resuelto.

En la formación de depósitos sedimentarios la anoxia en cuencas sedimentarias jugaría

un rol fundamental. Los depósitos mayores de Mn se formarían en los bordes de cuencas

intracratónicas marinas someras en las que las aguas estancadas carecen de oxígeno. La

ausencia de oxígeno conduciría al aumento de Mn disuelto en las aguas más profundas de

la cuenca (en estado reducido; ion manganoso) en cuyo fondo se depositan lutitas negras y

siguiendo una transgresión marina precipitaría el Mn en la zona poco profunda y oxidante

de la plataforma marina. Consecuentemente los depósitos de Mn sedimentarios se

consideran una facies lateral de lutitas negras formadas en cuencas anóxicas. Cabe

destacar, que en el caso de la “cuenca del manganeso” de la IV Región de Chile los niveles

con manganeso corresponden justamente a secuencias transgresivas.

El origen del Mn disuelto en las cuencas es menos claro: podría ser lixiviado de las rocas

por los procesos de meteorización (descomposición de minerales ferromagnesianos),

transportado por corrientes de aguas a cuencas cerradas y protegidas próximas y

precipitado por oxidación en las porciones costeras de la cuenca. Sin embargo, el Mn

también puede haberse originado en emanaciones volcánicas subacuáticas, ya sea de

materiales piroclásticos que se descomponen en los fondos marinos o por actividad

hidrotermal relacionada al volcanismo submarino. Sea cual fuere el origen del Mn este se

disolverá en el ambiente reductor de cuencas anóxicas y se depositará en condiciones

oxidantes costeras, particularmente durante una ingresión.

Los minerales más comunes en los depósitos son pirolusita (MnO2) y psilomelano

((K,H2O)2Mn5O10); los carbonatos se presentan hacia el inetrior de las cuencas y son

manganocalcita (calcita con Ca y Mn) y rodocrosita (MnCO3).




32

6.12.1. NODULOS DE MANGANESO

Estas son concentraciones modernas que se presentan en los fondos

pelágicos de los océanos Pacífico, Atlántico e Indico. Son concreciones que

contienen Fe, Mn, Cu, Co, Ni, etc. que se encuentran dispersas en las llanuras

oceánicas, dorsales meso-oceánicas actívas e inactivas, en el borde continental y

pisos oceánicos profundos entre 2000 y 6000 m de profundidad.

Los nódulos de manganeso están presentes principalmente en aquellas áreas

donde se depositan arcillas pelágicas (razón de depositación 7m/Ma). Raramente

se encuentran en la plataforma continental, en capas de turbiditas abisales o

en depósitos biogénicos calcáreos o silíceos de áreas ecuatoriales y altas latitudes.

Los nódulos y costras de manganeso son depósitos hidrogenéticos

(precipitación mineral a partir del agua de mar) y diagenéticos (precipitación mineral

a partir de fluidos intrasedimentarios en los procesos de compactación y litificación

de sedimentos).

Fig. Modelo hidrogenético de los nódulos de ferromanganeso con fuente magmática

de metales (Martínez y Lunar, 1992)

En líneas generales el origen de los componentes metálicos de estos materiales

proviene de la actividad magmática del océano, de los aportes de elementos

químicos provenientes de aguas y vientos continentales y de componentes químicos




33

contenidos en los organismos marinos, los cuales son liberados al morir y

descomponerse. Así, más de diez millones de m3 de óxidos e hidróxidos de Mn, Fe, Ni,

Cu, Co, etc., que se encuentran disueltos en el agua marina, precipitan todos los años

sobre los nódulos y costras manganesíferas de los fondos oceánicos.

La Morfología De Los Nódulos De Mn Varía de redondeada a elipsoidal o

completamente irregular y su morfología depende del tipo de precipitación mineral

(hidrogenética o diagenética), de la forma del núcleo de precipitación (rocas ígneas,

restos orgánicos, pedazos de nódulos preexistentes o cualquier otro objeto sólido del

fondo) y de los procesos de deformación frágil (fracturación) que sufren durante su

formación. Por otra parte, la naturaleza del núcleo influye en los procesos de

precipitación pues se ha comprobado que los de naturaleza más metálica son capaces

de acumular capas más gruesas de óxidos de manganeso que los nódulos en núcleos

formados por materiales no metálicos (por ejemplo, restos orgánicos).

Fig. Aspecto de dos nódulos de manganeso

de la zona de Clarion y Clipperton en el Pacífico

(la escala es en centímetros) con núcleo

sedimentario a la derecha y magmático a la

izquierda. Cronan, 2000




34

La forma de estos nódulos también están en función de la fuente de agua

domínate, ya sea agua del mar o agua intersticial.

Fig. Fotografía del fondo marino

con nódulos de Mn en la cuenca de Perú. A)

gran densidad de nódulos de 5 cm de

diámetro a 4.030 m. de profundidad en el

área SPN, B) menos densidad de nódulos de

tamaño mediano (15 cm) a 4.090 m. en el

área SPS (Cronan, 1999)

La distribución de los nódulos de Mn está relacionada con las tasas de

sedimentación, las cuales están controladas por el suministro de sedimentos y por

las corrientes marinas del fondo. En general, se cumple que donde la sedimentación




35

es rápida, los nódulos de Mn son escasos. Esto se debe a que los sedimentos

entierran los núcleos de los nódulos antes de que estos crezcan hasta un tamaño

apreciable. Cuando las tasas de sedimentación son bajas, los nódulos suelen ser

abundantes. Otros factores que afectan la abundancia y distribución de los nódulos

son la presencia o ausencia de núcleos aptos para el inicio del crecimiento de los

nódulos, el tiempo de precipitación y por supuesto, como hemos comentado

anteriormente, su proximidad a las fuentes de suministro de metales.

Muchas de las arcillas pelágicas son rojas, de grano muy fino y altamente

oxidadas; en algunas áreas están acompañados por sedimentos de radiolarios y

diatomeas (caparazones silíceas de micoorganismos planctónicos); el contenido de

carbón es de <1%. En el oceano Pacífico los nódulos están asociados a sedimentos

clásticos terrígenos y rocas volcánicas, concentrandose los nodulos en los niveles de

arcillas rojas y limos de radiolários. La superficie de distribución de los nódulos en

los fondos marinos actuales es de millones de km2, pero es irregular en el plano

horizontal y existen áreas estériles. Los depósitos se presentan como capas en el

piso marino con un espesor medio de 5 m.

Los nódulos en sí son concreciones esferoidales, discoidales a irregulares, con

anillos de crecimiento. También existen costras e impregnaciones. La mayoría de

los nódulos tienen pocos cm de diámetro, alcanzando a 30 cm en áreas donde la

velocidad de sedimentación es mínima. En áreas de sedimentación arcillosa los

nódulos son más pequeños variando desde milimétricos a centimétricos. En peso

van desde escasos gramos a centenares de kg; se ha encontrado uno de 850 kg.

Tienen aspecto terroso y algo friable, de color rojizo, marrón o negro; densidad 2-3

y alta porosidad. Su textura superficial varía de liso, arenoso, botroidal e irregular.

Internamente crecen en capas concéntricas en torno a un núcleo que puede ser un

fragmento volcánico, nódulos antiguos, partículas orgánicas o detríticas y aun

dientes de tiburón. La velocidad de crecimiento de los nódulos de Mn es de pocos

mm/Ma; se han encontrado nódulos de 20 cm de diámetro formados en 10 Ma. Se

considera que el nódulo puede permanecer en el fondo oceánico 5 millones de años

en promedio antes de ser enterrado.




36

La composición de los nódulos de manganeso es:

Rango 8-40 % Mn Promedio 20 % Mn

2,5-26,5 % Fe 16 % Fe

0,02-2,5 % Co 0,33 % Co

0,2-2,0 % Ni 0,6 % Ni

0,03-1,6 % Cu 0,35 % Cu

0,02-0,35 % Pb

0,03-0,04 % Zn 0,0003 % Ag

Su mineralogía incluye:

o Vernadita MnO2 x nH2O; incorpora Co y Ni

o Psilomelano nMnO x MnO2 x nH2O

o Todorokita (Ca, Na, K. Ba, Mn2+)2 Mn5O12 x nH2O

o Birmessita (Ca, Na) (Mn2+, Mn4+)7 O14 x 3H2O; incluye Ni, Cu, Zn

o Hidróxidos férricos.

Fig. Esquema de un nódulo de Mn con morfología y composición diferentes en la

parte superior e inferior. Cronan, 2000

Es un hecho concreto que estas concreciones metalíferas se forman en las

porciones de los océanos donde la sedimentación es mínima, pero la fuente de los

metales que precipitan es materia de controversia, se han planteado las siguientes

alternativas




37

1) Intemperismo continental, transporte por los ríos al mar.

2) Lixiviación de la corteza oceánica recién formada en las dorsales meso–

oceánicas por los sistemas hidrotermales marinos, sobre todo de rocas máficas.

3) Diagénesis anóxica de los sedimentos hemipelágicos permitiendo liberar el Fe,

Mn, etc. de los fondos oceánicos entre 200 – 800 m donde los valores de oxígeno

son muy bajos transportandolos a delgadas capas oxidadas superficiales.

4) Diagénesis óxica de sedimentos pelágicos enriqueciendose en metales trazas

dentro de los sedimentos oxidados.

5) Extracción biológica de animales muertos en el océano.

6) De las aguas oceánicas.

7) De sistemas hidrotermales volcánicos relacionados a las dorsales meso-

oceánicas.

Para el transporte de los metales se ha planteado:

1) Transporte vertical por partículas como masas fecales, plancton o arcillas que

atraviesan en agua marina en forma suspendida.

2) Difusión de metales disueltos en sedimentos casi superficiales del piso marino,

donde las reacciones diagenéticas anóxicas y óxicas incrementan el contenido

de metal.

La depositación de coloides y suspensiones de Fe y Mn en el fondo del mar ocurre

por:

1) Precipitación química de metales del agua marina, especialmente cerca del

fondo marino donde se presenta el contenido máximo de estos elementos.

2) Por actividad bacteriana en los sedimentos marinos superficiales del piso

oceánico y nódulos.

3) Por actividad de microfauna epibentonica en los nódulos, especialmente

foraminíferos que contribuyen al crecimiento nodular.

4) Depositación preferencial de metales disueltos en el agua en minerales de Fe-

Mn como todorokita.

Con relación a las costras de Mn, estas contienen igualmente óxidos de

manganeso, hierro y otros metales como cobalto, platino, cobre, etc. y aparecen

generalmente en las laderas y cumbres de las montañas submarinas (seamounts) e

islas oceánicas, y en las dorsales medioceánicas y los plateaux oceánicos (Fig. 7). Las




38

costras de Mn se localizan a profundidades entre 400 y 4500 m., aunque las más

potentes se sitúan entre 800 y 2.500 m.

Fig. Distribución de las costras de Mn en montañas e islas oceánicas (Cronan, 1980)

La velocidad de crecimiento de las costras de Mn se estima entre 1 y 10 mm por

millón de años. Con relación a la tasa de crecimiento, cuanto más lenta sea esta,

mayor será el contenido de cobalto en la incrustación. El grosor medio de las costras

es de unos 2,5 mm pero puede alcanzar 250 mm, mostrando a menudo varias

bandas que corresponden con distintos periodos de crecimiento. Al igual que en los

nódulos de Mn la potencia de las costras están relacionadas con la tasa de

sedimentación. Así, las costras tienden a formarse cuando la sedimentación es nula

o muy baja. Es por ello que este tipo de depósitos se localiza en las laderas o cumbres

de las montañas submarinas e islas, libres de sedimentación, no obstante la erosión

y los desplomes en estos edificios volcánicos pueden destruir las costras, reduciendo

así sus potencias. Otros factores que influyen en los grosores de las incrustaciones

son el tiempo de crecimiento de estas y la velocidad a la que se han acumulado los

óxidos polimetálicos.

La densidad de las costras secas es baja de unos 1,3 g/cc, tienen una porosidad del

60%, su superficie externa suele mostrar texturas botroidales (arriñonadas) y en el

interior se observan texturas masivas, botroidales, laminadas y columnares.

Mineralógicamente están compuestas de vernardita (δ-MnO2) e hidróxidos de Fe

amorfos (feroxyhyta δ-FeOOH. x H2O) y, en menor proporción, todorokita,

francolita, cuarzo, esmectitas y feldespatos, y pueden tener adheridas partículas

detríticas de otros minerales (cuarzo, carbonatos, zeolitas, etc.). Con la vernardita

están asociados los otros metales como Co, Ni, Cr, Ti, Pt y Mo, y con los hidróxidos

de Fe elementos como el As. La precipitación de óxidos e hidróxidos de Mn y Fe en

las costras hidrogenéticas depende de la concentración de metales en el agua de




39

mar y sus relaciones, la carga superficial de los coloides, los tipos de agentes de

formación de complejos, área superficial y tasa de crecimiento. En general, hay una

oxidación de Mn2+ y formación de distintos coloides con adsorción de metales

diversos en suspensión y luego se alcanza la precipitación directa sobre el fondo

marino en forma de óxidos e hidróxidos de Mn y otros metales

En los estudios de las costras de Mn ricas en cobalto de los océanos se ha

comprobado que la distribución de las mismas está relacionada con la latitud, de

manera que la presencia y potencia de este tipo de materiales es mayor conforme

nos acercamos al ecuador (en concreto, entre los 5º y 15º de latitud). De igual

manera, las cantidades de cobalto y níquel también aumentan en dirección al

ecuador.

Fig. Modelo de formación

hidrogenético de costras

de Mn en montañas

submarinas mostrando la

formación de complejos y

fases coloidales y

adsorción de metales.

Zpc: pH en el punto cero

de carga (Cronan, 1999)




40

6.13. YACIMIENTOS DE METALES BASE EN ROCAS SEDIMENTARIAS

Si existen iones metálicos en aguas y condiciones redox para la precipitación, existe

la posibilidad de formar un depósito mineral sedimentario. Esta condiciones pueden

darse en cuencas sedimentarias donde restos de materia orgánica en descomposición o

la acción bacteriana genera un medio reductor excepcional y donde la depositación

clástica es prácticamente nula. Si bien, el mecanismo de precipitación de metales tiene

una base química inobjetable en un medio sedimentario reductor, se plantea el

problema de la fuente de los metales, ya que el agua de mar no los contiene en cantidad

suficiente.

El Küpferschiefer del Norte de Europa es probablemente la pizarra o lutita rica en

cobre (pizarra calcárea bituminosa) más conocida. Esta yace cerca de la base de la

Formación Zechstain del Pérmico Medio. El Küpferschiefer tiene solo 60 cm de potencia

media, pero se extiende desde el norte de Inglaterra hacia el este a través de Holanda,

Alemania y hasta Polonia en un área de 600.ooo km2, que parece corresponder a un

largo brazo de mar somero del Pérmico de Europa. No toda el área posee leyes

económicas, solo 1% del área posee leyes >0,3% Cu y 5% de ella tiene >0,3% Zn. Se trata

de una secuencia transgresiva que incluye un conglomerado basal (debajo del nivel

cuprífero) y está cubierto por calizas del Zechstein.

La secuencia tiene una base de capas rojas del Pérmico Inferior (conglomerados y

areniscas rojas; Rotliegendes), seguido de la pizarra del Küpferschiefer y de las calizas del

Zechstein del Pérmico Medio a Superior. El ambiente de sedimentación del

Küpferschiefer correspondería a planicies costeras dentro del nivel de mareas o

levemente encima de ellas y en condiciones de clima árido a semi-árido (sabkha); este

ambiente se desarrolló a medida que el mar Pérmico transgredió las arenas del desierto.

La mineralización se presenta en el nivel Küpferschiefer, pero se extiende dentro de

las calizas superiores y las areniscas rojas del Rotliegendes infrayacentes. El cobre y

otros metales están diseminados en la matriz de las rocas como sulfuros de grano fino e

incluyen principalmente: bornita, calcosina, calcopirita, galena y esfalerita. Estos

minerales comúnmente reemplazan cemento de calcita pre-existente, fragmentos líticos

y granos de cuarzo, así como a otros sulfuros. En el distrito de Lubin existen venillas de

yeso, calcita y metales base, las cuales incrementan las leyes significativamente y se han

interpretado como fracturamiento hidráulico. Además, existe una zona de enrojecida

conocida como facies Rote Faüle, la que tendría un origen diagenético superimpuesto

post-sedimentario y transgrede los contactos litológicos y el cobre se presenta




41

inmediatamente encima de esta facies roja y la mineralización de Pb-Zn se presenta

encima de la del cobre; esto significa que en la formación de los depósitos ha jugado un

rol la diagénesis de los sedimentos Pérmicos y, de hecho, la delineación de la facies roja

se ha utilizado para localizar nuevos cuerpos mineralizados.

Las zonas de facies de Rote Faüle son coincidentes con altos subyacentes del

basamento y la zonación mineral mantea hacia fuera de esos altos hacia los centros de

las cuencas. Esto ha hecho que muchos autores asignen un origen diagenético a la

mineralización de lKüpferschiefer, los mismos que han destacado las texturas de

reemplazo de las menas. Por otro lado los singenetistas se afirman en las evidencias de

terreno y, sobre todo, en la enorme extensión de los yacimientos estratiformes que se

explica mejor por la sedimentación. Sin embargo, las enormes cantidades de metales

base y azufre contenidos por los estratos plantean interrogantes puesto que estos no

son productos sedimentarios comunes.

El Küpferschiefer se ha explotado en Mansfield, Alemania por aproximadamente

1000 años, pero los depósitos más relevantes se encuentran en Polonia donde el

K¨pferschiefer presenta de 0,4 a 5,5 m de potencia y su contenido de 1,5% Cu. Los

depósitos polacos se distribuyen en un área de 30 x 60 km y se encuentran de 600 a 1500

m de profundidad, con reservas de 3000 Mt con 1% Cu, lo que hace que Polonia sea el

mayor productor de cobre de Europa.

Muchos autores, sobre todo europeos, han sugerido un origen sedimentario

singenético para los sulfuros metálicos del Küpferschiefer, otros autores prefieren un

origen exhalativo sedimentario similar a los SEDEX, donde el aporte metálico provendría

de fuentes termales derivadas del volcanismo submarino o gradientes térmicas

anómalas. Las texturas de reemplazo y la existencia de zonas rojas de probable origen

diagenético a las que se relacionan los cuerpos de mayor ley de cobre indican que hubo

movilización de metales durante los procesos de litificación de la secuencia sedimentaria

Pérmica, pero esto no necesariamente descarta que los metales fueran precipitados

químicamente en un mar somero, puesto que la diagénesis puede haber removilizado

metales previamente sedimentados. Sin embargo, el gran volumen de metales

contenidos en el Küpferschiefer plantea ciertamente interrogantes respecto a su fuente.




42

6.14. DEPÓSITOS DE PLACERES

Se aplica esta denominación a los yacimientos formados por la concentración de

minerales en la arena de ríos, torrentes o playas como consecuencia de su elevada

densidad, además de ser estables en condiciones superficiales y, en general, poseer una

elevada dureza.

Se trata de yacimientos secundarios formados por concentración mecánica de

ciertos minerales tras la denudación de los yacimientos primarios. El mineral ha sido

removido de su lugar de origen y aparece asociado a otros materiales diferentes a los

que componían la roca madre. El caso más conocido es el de la acumulación de "pepitas"

de oro en arenas auríferas de ríos, de donde se explotaron por lavado-decantación de

las mismas y aún actualmente usando mercurio para amalgamar el oro. Otros minerales

de interés que se encuentran yaciendo en placeres son la casiterita, platino, diamante,

esmeraldas, circón, ilmenita, rutilo y muchos otros

Determinados minerales de interés económico que componen las rocas son muy

resistentes a la meteorización física y química, pero a menudo en estas rocas no resulta

rentable su explotación minera. Esto es debido a dos factores: su baja ley en la misma, y

la necesidad de realizar una explotación completa de la roca, incluyendo además un

proceso de concentración a menudo problemático.

En los yacimientos de tipo placer se produce de forma natural la separación y

concentración de estos minerales en sedimentos no consolidados, lo que abarata muy

considerablemente su aprovechamiento minero.

Por otra parte, como en el caso anterior tenemos por un lado los placeres en

sedimentos recientes, de sistemas fluviales o de playas, y por otro, los llamados

paleoplaceres, rocas sedimentarias de origen fluvial o costero que pueden contener

concentraciones detríticas del mineral o minerales de interés minero.

Los primeros se explotarán en superficie, mediante arranque y carga directos,

mientras que los segundos necesitarán una minería de mayor coste, ya sea a cielo abierto

o subterráneo.

La separación de la fase mineral de interés económico tiene lugar como

consecuencia de la meteorización diferencial de los minerales que forman la roca. Como

ya sabemos, y en función de factores climáticos y meteorológicos, este proceso hace que

la roca se desgrane, por la destrucción de algunos de sus componentes minerales.




43

Los que no se destruyen, por ser resistentes a la meteorización existente en esa área

y momento geológico, son arrastrados por el agua o el viento, es decir, se movilizan,

pasan a sufrir el proceso de transporte. Es importante resaltar el hecho de que el hecho

de que un determinado mineral se meteorice o no depende de las condiciones externas

imperantes en cuanto al clima o la composición de la atmósfera.

Hasta fechas recientes ha sido objeto de controversia el determinar si la uraninita

presente en los yacimientos de tipo placer de la cuenca de Witwatersrand (RSA) tenía

origen detrítico o no; en la atmósfera actual eso es impensable, la uraninita en

condiciones oxidantes se meteoriza con gran facilidad, liberando U6+. Sin embargo, en

la atmósfera del Precámbrico, cuando estos yacimientos se formaron, no había apenas

oxígeno, era una atmósfera reductora, en la que la uraninita pudo actuar como mineral

detrítico, al no sufrir meteorización.

La concentración de los minerales tiene lugar como consecuencia de su diferencia

de densidad respecto al resto de minerales arrastrados por el medio de transporte: estos

minerales suelen ser metálicos, con lo que su densidad es muy superior a la del resto.

Ello condiciona que se concentren en puntos concretos del curso fluvial (figura), o que el

viento deje de arrastrarlos antes que al resto, o que se concentren preferencialmente en

determinados puntos de una playa.

Fig. Ambientes de depositación de los depósitos tipo placer.

En cuanto a los minerales que solemos encontrar formando este tipo de

yacimientos, tenemos que mencionar en primer lugar a los metales nobles nativos: oro,




44

plata y platino son, sin duda, los más conocidos. En este caso, además, el oro en

particular se acreciona para dar origen a las pepitas, aumentando su tamaño con el grado

de evolución a lo largo del transporte. Otros minerales comunes en estos yacimientos

son: casiterita, ilmenita, rutilo, monacita, granate, entre otros. También algunas gemas,

como el diamante, el rubí o el zafiro, pueden aparecer en este tipo de yacimientos.

Pepita de oro

Fig.La imagen de la izquierda de estas líneas muestra el lecho seco de un torrente

del Hoyazo de Níjar con abundancia de pequeños cristales del granate almandino.

Los minerales más estables en condiciones superficiales y, en consecuencia,

resistentes a la meteorización química que sufre la roca en que se encuentran

diseminados son liberados de esta por denudación de los minerales susceptibles de

alteración. Así, aquéllos se concentran en el área origen sin sufrir proceso alguno de

transporte ni selección formando los llamados placeres eluviales. La movilización de este

material puede luego dar lugar a otros tipos de placeres: coluviales, aluviales, eólicos,

glaciares (fluvio-glaciares) y litorales.

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/mod/pano/nijar1.htm

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/almandino.htm

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/placer1.htm

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/placeres.htm




45

Fig. Grado de redondeamiento de una pepita de oro.

Fig. Ambientes de depositación de placeres y lugar de alimentación de la

mineralización.

En cualquier caso, el proceso de transporte implica:

Acción mecánica sobre los minerales transportados por:

Desgaste por rozamiento, cuya intensidad depende tanto de la cantidad y tipo de

carga que moviliza el agente de transporte, como de la propia dureza del mineral.

Trituración por efecto de las colisiones con otros clastos de la carga. Los más tenaces

o maleables resistirán mejor este otro efecto mecánico.




46

Acción química por oxidación, disolución, etc. que puede sufrir el mineral durante el

tiempo de transporte.

Selección que depende de la energía del agente, su viscosidad y la densidad del

minera

Por lo anterior, los minerales presentes en los placeres serán preferentemente

aquellos que, además de ser insolubles e inalterables, posean una elevada dureza y

densidad.

En este tipo de yacimientos se dan muchos minerales de importancia económica,

siendo incluso la principal fuente de obtención de algunos de ellos, con el interés añadido

de haber aumentado su concentración por procesos naturales y su fácil explotación.

Algunos de los minerales frecuentes son los siguientes:

Mineral Composición Dureza (H) Densidad

(G)(1)

Berilo

(esmeralda) Be3 Al2 (Si6 O18) 7 ½ - 8 2,7 - 2,8

Casiterita Sn O2 6 - 7 4,6

Circón Zr Si O4 7 ½ 4,7

Corindón

(rubí, zafiro) Al2 O3 9 4

Cromita Cr2 O4 Fe 5 ½ 4,6

Diamante C 10 3,5

Espinela Mg Al2 O4 8 3,5 - 4,1

Granates según especie(*) 6 ½ - 7 ½ 3,4 - 4,3

Ilmenita Ti O3 Fe 5 ½ - 6 4,7

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/granate.htm

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/granate.htm




47

Magnetita Fe3 O4 6 5,2

Olivino (Mg,Fe)2 Si O4 6 ½ - 7 3,3 - 4,4

Oro Au 2 ½ - 3 19,3

Platino Pt 4 - 4 ½ 21,4 (14-

19)(2)

Rutilo Ti O2 6 - 6 ½ 4,2

Tantalita (Fe,Mn) Ta2 O6 6 6,5

Topacio Al2 Si O4 (F,OH)2 8 3,4 - 3,6

Turmalina (3) 7 - 7 ½ 3 - 3,3

Wolframita (Fe, Mn) W O4 4 - 4 ½ 7 - 7,5

Como se ve en la tabla anterior, algunos de los minerales citados poseen una dureza muy

baja, lo que parece entrar en contradicción con las propiedades que se han citado como

necesarias para que un mineral pueda formar yacimientos tipo placer, por su escasa

resistencia mecánica. Es el caso del oro o el platino, por ejemplo. En estos casos, su

elevada densidad puede compensar la escasa dureza ya que dificulta el transporte y por

tanto el desgaste mecánico por abrasión. Por otra parte, su maleabilidad les confiere

resistencia a la trituración por choque con el material clástico que los acompaña.

6.14.1. TIPOS DE PLACERES

Residuales: acumulados inmediatamente encima de las rocas madres o fuentes (Ej.

Vetas con oro o con casiterita; por descomposición y remoción de materiales más

livianos de la roca; estos pueden gradar hacia abajo a vetas meteorizadas.

Eluviales: típicamente formados en pendientes de montañas en “acarreos” e incluyen

minerales liberados de la roca fuente cercana. Los minerales pesados se concentran

sobre la superficie pendiente debajo de la fuente, mientras los minerales más livianos y

noresistentesson disueltos o arrastrados pendiente abajo o volados por el viento. Esto

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/olivino.htm

http://platea.pntic.mec.es/~cmarti3/GEO/MIN/topacio.htm




48

produce una concentración parcial por reducción del volumen, un proceso que continúa

con el deslizamiento pendiente abajo. Es obvio que para que haya un depósito de interés

económico mediante este proceso incompleto de concentración se requiere de una

fuente rica. En algunas áreas con placeres eluviales, los materiales económicos se han

concentrado en bolsonadas en la superficie de la roca subyacente al material no

consolidado.

Placeres Aluviales: Este ha sido uno de los tipos de placeres más importantes

históricamente y la minería primitiva correspondió a este tipo de depósitos (Ej. Egipcios,

Incas). La fácil extracción ha hecho que sean muy buscados y ellos han sido la causa de

las “fiebres” de oro y de diamantes (Ej. fiebre del oro de California y del Yukón en el Siglo

XIX).

Fig. Formación de placeres residuales (izquierda) y eluviales (derecha) por la

meteorización de vetas con casiterita.




49

Fig. Los pozos de caídas o saltos de agua y hoyos generados por remolinos de agua

pueden ser lugares donde se concentran minerales pesados.

Fig. Salientes de cuarzo en una secuencia de lutitas pueden servir

como trampas naturales para la acumulación de oro en placeres.

FIg. La confluencia de un afluente de alta energía con un curso mayor de flujo más

lento puede constituir el lugar de concentración de minerales pesados.




50

Fig. Formación de placeres (punteado) en un cauce de flujo rápido con meandros

migrantes. 1. Posición original del cauce; 2. Posición intermedia; 3. Posición

actual.Note que la acumulación de placeres se extiende lateralmente y aguas

abajo.

Placeres de Playa: En las playas el efecto del oleaje y de corrientes costeras también

puede producir la concentración de minerales pesados. Las olas lanzan material a la playa

y la resaca arrastra los materiales más livianos, los cuales son transportados por la deriva

a lo largo de la costa, de modo que se producen concentraciones de minerales pesados

en las playas, sobre todo durante la acción del oleaje durante tormentas. Las variaciones

de nivel por las mareas también son relevantes, porque grandes mareas exponen una

faja mayor de playa para la acción de las olas. Consecuentemente los placeres de playa

se forman en la actualidad en sectores donde los vientos dominantes son oblicuos a la

costa y existen corrientes marinas paralelas a la costa, puesto que ambos factores

promueven la deriva a lo largo de la costa. Esta situación ocurre en las costas de Australia

y África, donde existen importantes concentraciones de minerales pesados.




51

Fig. Sección esquemática para ilustrar algunos lugares de formación de placeres

de playa, los que se muestran por el punteado grueso. El retrabajo posterior de

estos placeres por el viento, puede dar origen a placeres eólicos.

Placeres Eólicos: Los más importantes se producen por el retrabajo de placeres de playa

por el viento; la generación de dunas es un fenómeno común en sectores costeros e

implica movimiento de materiales clásticos y obviamente se mueven más fácilmente los

materiales más livianos, de modo que se concentran o reconcentran las acumulaciones

de minerales pesados. Ej. depósitos de arenas ferríferas de titanomagnetita de North

Island, Nueva Zelanda, los que se estima que contienen más de 1000 Mt de

titanomagnetita.

Fig. Acción química y física presente en los placeres




52

Yacimientos asociados a morrenas: En las regiones de altas montañas donde esta

una temperatura promedia baja el nieve se se acumula y se transforma a hielo.

Por la gravitación el hielo se mueve hacia abajo. Durante este movimiento el

glaciar erosiona las rocas del fondo arrastrando minerales de una fuente primaria

consigo mismas. Estos trozos de rocas (hasta un tamaño de 10m) flotan con el

hielo hacia abajo. En los sectores más bajas de las montañas, donde las

temperaturas son más altas, el glaciar pierde grandes cantidades de hielo. Pero

para un deshielo total se necesitan algunos años. Durante este tiempo las últimas

partes del glaciar se mueven más hacia abajo. En el momento del deshielo total

todos los clastos flotantes en el hielo se acumulan en un sector (porque falta el

medio de transporte). Esta acumulación se llama morrena y según el lugar de

formación puede tener mineralización.

Fig. Asociación de transporte de minerales asociado a morrenas.




53

Fig. Yacimientos tipo placer al sur del Perú, No están registradas debido a que se

explota como minería informa y alrtesanal.

6.15. DEPÓSITOS DE ORO OREGÉNICO

Los yacimientos de Au orogénico, también conocidos como depósitos de Au en

zonas de cizalla, Mother Lode, Oro Mesotermal y Au metamórfico, han sido ampliamente

reconocidos y estudiados por Groves et al., (1998), Goldfarb et al., (2001), Goldfarb,

Phillips y Nokleberg, (1998), entre otros. Generalmente, se encuentran asociados a

cinturones metamórficos profundamente deformados, variando en su grado

metamórfico desde facies de esquistos verdes (Greenstone belts) hasta facies de

anfibolita y ocupan una posición espacial y temporal con procesos deformacionales

asociados a márgenes de placas.

Principales depósitos tipo placer en el Perú




54

Estos depósitos se encuentran presentes en diferentes litologías con edades desde

el Precámbrico hasta el Mesozoico (Goldfarb et al., 2001), emplazados en un amplio

rango de profundidades. Con base a esto el término “mesotermal” no es aplicable en su

totalidad, siendo su vinculación más acorde con las orogenias, por lo cual es más

conveniente denominarlos depósitos de oro orogénico (Groves et al., 1998). Se

caracterizan por sistemas hidrotermales que representan un fluido regional inherente a

un tectonismo a lo largo de márgenes convergentes, que a diferencia de otros sistemas

vetíticos de oro como el epitermal de baja sulfuración que no existen en orógenos y son

de sistemas extensivos locales, asociados con aguas magmáticas y meteóricas. Las

ocurrencias minerales son filones en rocas competentes y lentes en litologías menos

competentes. Aparecen típicamente como un sistema de venas en “echelon”,

caracterizadas por estilos de mineralización de bajo tonelaje y relacionadas con amplias

áreas de fracturamiento con oro y sulfuros asociados a redes de lentes de cuarzo

(Alldrick, 1996).

Fig. Sistema de vetas generando en zonas de cizalla.

Fig. Venas en echelon.




55

Los depósitos se forman en zonas de fracturas como respuesta a la colisión de

terrenos. Las fallas actúan como conductores del fluido acuoso rico en CO2 (5-30 % mol.

(CO2), baja salinidad (<3 wt% NaCl), con alto contenido de Au, Ag, As, (±Sb, Te, W, Mo) y

bajo en metales como Cu, Pb, Zn. Estos fluidos son conducidos tectónica o sísmicamente

por un ciclo de acumulación de presión, posteriormente liberada en la apertura de fallas,

sellamiento y repetición del proceso (Sibson et al., 1988).

Se ha comprobado una asociación directa entre la mineralización y fallas inversas

de alto ángulo. Las fracturas son el medio de transporte de las soluciones mineralizadas,

y en ellas se dan las condiciones fisicoquímicas para la precipitación del oro. De esta

manera aparece un modelo estructural dominante, teniendo las vetas un desarrollo

sintectónico en compresión horizontal o régimen transpresivo (Sibson et al., 1988).

Figs .Modelo generalizado de los estilos estructurales de precipitación de metales

en depósitos vetíticos de oro. Estilo de mineralización vetítica acorde con la

profundidad y la temperatura de formación. Estas particularidades propician las

condiciones físico-químicas de precipitación, sucediendo varios tipos de figuras

estructurales. La zona dúctil frágil está muy relacionada con los depósitos de oro.

Colvine et al., 1988.




56

Fig. Esquema general del evento de colisión de terrenos, la desarticulación de una zona de

subducción y la creación del sistema de fallas profundas que alcanzan a provocar la fusión

parcial en la base del arco, el ascenso de volátiles y la precipitación de metales en depósitos

vetíticos de oro (Adaptada de Canet, 2005).

El origen de los fluidos mineralizantes es polémico. Algunas de las teorías involucran

modelos magmáticos, metamórficos y estructural (Goldfarb et al., 2001), aunque todos

poseen debilidades en lo referente a las cantidades de oro que concentran y la eficiencia

en los procesos requeridas para su deposición (Rocks y Groves, 1988). Han sido sugeridas

fuentes magmáticas, metamórficas y mantélicas dentro de un ambiente de

engrosamiento tectónico de la corteza en respuesta a la colisión del terreno,

devolatización metamórfica o fusión parcial de la corteza más baja o el bloque subducido

(Alldrick, 1996).

Eventos térmicos relacionados con procesos de transpresión en márgenes

convergentes de orogenias colisionales y acrecionales, con gradientes geotérmicos

elevados episódicamente dentro de secuencias acrecionadas hidratadas, inician y

conducen la migración del fluido hidrotermal a través de grandes distancias (Groves et

al., 1998). Se propone un origen metamórfico a partir de fluidos a gran profundidad que

interactuaron con la roca encajante y extrajeron el oro presente en ella. Este fluido

asciende a la superficie a través de zonas de permeabilidad relacionadas con fallas y

fracturas preexistentes, donde se presentan condiciones de disminución de la presión

del fluido y favoreciendo así la deposición del oro en condiciones específicas de presión

y temperatura (Goldfarb et al., 1988).




57

Fig. Modelo esquemático del complejo tectono magmático de postcolisión y su implicación en

la génesis de oro vetítico. Obsérvese la correspondencia con los regímenes de transpresión.

(Goldfarb et al., 2001).

Cuando los terrenos son comprimidos debajo del margen continental se someten a

metamorfismo progrado progresivo, resultando grandes volúmenes de fluido liberado,

lo cual juega un papel importante en la génesis de las venas auríferas (Goldfarb et al.,

1988).

Un modelo involucra a los lamprófidos asociados espacialmente y coexistiendo

como indicadores de la presencia de oro mesotermal (Rocks y Groves, 1988).

El oro se deposita en una zona de transición de propiedades físicas entre frágil y

dúctil de la masa rocosa, a presiones entre 1 y 3 kb. y temperaturas entre los 200 y 400ºC.

A partir de este concepto se plantearon hipótesis para explicar la asociación de los

lamprófidos calco-alcalinos con oro mesotermal. Se sugiere que magmas a alta

temperatura, ricos en volátiles como lamprófidos, pueden iniciar una circulación

metamórfica hidrotermal de fluidos. Si los lamprófidos son ricos en Au así como en S y

CO2, podrían proporcionar Au, S y CO2 a los sistemas mesotermales (Chris y Alldrick,

1996).




58

FENÓMENOS ESTRUCTURALES

El régimen transpresional fue definido originalmente por Harland (1971).

Transpresión y transtensión corresponden a los estadios finales de los fenómenos de

convergencia, extensión y transcurrencia. Dos placas hipotéticas se mueven la una con

respecto a la otra, una de ellas está incluida octagonalmente en la otra. A lo largo de los

diferentes lados del octágono, coexisten los diferentes regímenes tectónicos. Tanto la

transpresión como la transtensión se exponen con la transcurrencia; sin embargo, la

transpresión se relaciona con la convergencia y la transtensión con la extensión (Harland,

1971).

Fig. Fenómeno de transpresión y transtensión en un escenario de fallas transcurentes. Harland

(1971).

Fig. Transpresión en fallas transcurrentes paralelas tipo dúplex, que permiten el desarrollo de estructuras comprimidas de tipo flor positiva (Kerrich y Wyman, 1990).




59

Fig. Zonas de dilatación (áreas gris oscuras) desarrolladas en el modelo de una falla y de dos fallas respectivamente. El volumen máximo se incrementa en estas zonas y es alrededor de 2% en (a) y

5% en (b). Las flechas indican el sentido de cizalla. (c) y (d) Estructuras de permeabilidad y el vector instantáneo del flujo de fluidos Darcy para el modelo de una falla aislada (La parte del modelo cercano a la parte final baja de la falla) y el de dos fallas aisladas (la parte central del modelo), respectivamente. La zona blanca muestra las estructuras de alta permeabilidad (5x10-12 m2)

desarrollado como consecuencia del fallamiento. La máxima velocidad del flujo es 1.5x10-6 m/s en (c) y 0.9x10-6 m/s en (d). En Zhang et al. (2003).

Es evidente la relación entre vetas de oro y fallas, y de manera cuantitativa se ha

estudiado la relación de las fallas pareadas, la deformación, el flujo de fluidos y los

procesos de reacción química resultantes de esta asociación. Se estableció un modelo

de la deformación resultante del fallamiento y la permeabilidad (Fig. a y b), el patrón de

flujo de los fluidos y la localización de un centro de mezclas de fluidos (Zhang et al., 2003).




60

Fig. Distribución de las tasas de precipitación de oro para los modelos de una y dos fallas aisladas, respectivamente, sólo en la porción central de los modelos. La tasa de precipitación está dada en

ppm. (Peso por millones de años). En Zhang et al. (2003).

ORO OROGENICO EN EL PERU




61

Fig. Ubicación de Yacimientos de oro orogénico al sur del Perú.

ORO EN META-SEDIMENTARIOS ORDOVÍCICO Y SILURO-DEVÓNIANOS.

ANANEA.- Ubicada en La Rinconada (Ananea, Puno), en las areniscas cuarzosas y pizarras

negras (Fm Sandia) del paleozoico inferior. La mineralización es en mantos y vetas con

pirita, argentita, pirita, calcopirita, arsenopirita y esfalerita con oro diseminado,

hematita, sulfatos de Cu, así como oro asociado al óxido y los sulfuros. Se tiene fuerte

silicificación y venillas de cuarzo. Se han reportado leyes de oro de 11 a 100 g/t Au. En

general los mantos tienen la ley más constante que las vetas. El promedio de ley es 18 a

5 g/t. Au y 44 g/t de Ag.




62

Fig. Ubicación de Ananea

Fig. Veta de Au asiciado a Py, Ananea.

VETASPATA.- Ubicada en Yanahuaya (Sandia, Puno) también en el paleozoico inferior.

Tiene fuerte silicificación y argilitización, con una estructura al NO buzando suavemente

al SO. El oro está diseminado en las areniscas. La explotación informal reporta hasta 2

g/t de Au.




63

Fig. Estructura al NO buzando SO, Explotación informal 2 g/t de Au. (Vetaspata)

SAN RAFAEL.- Ubicada en el Nevado de Quenamari (Carabaya,Puno) en la clástica Fm.

Sandia intruida por los stocks San Rafael y Quenamari, que originaron un metamorfismo

regional de pennita-pumpelita. Las vetas son sinextrales y se ha distinguido alteraciones

de turmalina clorita, feldespato alcalino, y sericita. Mineralógicamente, tenemos

esfalerita, galena y sulfosales de Ag y además ankerita, siderita, calcita, pirita y pirrotita.

Se han determinado leyes de 2.63 % hasta 5.6 % Sn. Además hay trazas de sheelita y

wolframita.

FIg. Ubicación de San Rafael

Stock San Rafael y Quenamari, Hornfels

Fm Ambo: Areniscas

Fm. Sandia Pizarras, filitas




64

CONCLUSIONES

Es necesario poseer un ambiente somero en la formación de los depósitos de filiación

sedimentaria.

A diferencia de las Formaciones de Hierro Bandeado (BIF), los depósitos oolíticos tipo Clinton o

Minnette no muestran separación de facies de óxidos, carbonatos y silicatos, sino que los

minerales están íntimamente mezclados, frecuentemente en una misma oolita.

La mayor producción de Fe del mundo se produce en los depósitos tipo BIF

Los yacimientos sedimentarios autóctonos son concentraciones de minerales en la

superficie producto de los agentes erosivos como el viento, glaciares y principalmente los ríos.

En los depósitos tipo placer los minerales más pesados y resistentes son transportados y

acumulados, los factores condicionantes para la ubicación de estos yacimientos es el gradiente

de flujo, y la energía del agente el cual clasifica el material según su peso específico, y forma,

enriqueciendo la mena a medida que la ganga es eliminada, por ser más frágil y ligera.

Para tener mineralización en los placeres es necesario :

1. Liberación de la fuente de roca original (meteorización)

2. Alta densidad de la fase mineral (Ej. Au 19,3 g/cm3)

3. Alta resistencia química a la meteorización (no reactivo)

4. Durabilidad mecánica (física)

Las relaciones de campo, estilo estructural, la caracterización mineralógica y la evolución

geológica nos permiten aproximar las particularidades de un evento metalogénico ligado a la

génesis y evolución de los depósitos de oro orogénico.




65

LINKOGRAFIA Y BIBLIOGRAFIA

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