Páginas · 4.4.3. Rocas intrusivas mineralizadas 71 4.4.4. Rocas encajonantes 71 4.4.5. Estructura...

I

Páginas HISTORÍA i CAPÍTULO1 1 YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN 1

1. Materiales de los yacimientos metalíferos 1 1.1. Menas y minerales . 1 1.2. Clasificación de la menas 1 1.3. Minerales de ganga 2 1.4. Metales asociados a las menas 3 a) Menas compuestas 3 b) Contenido de las menas 4 c) Determinación de los minerales 4 d) Formación de los minerales 4 e) Temperatura y presión 4 f) Cristalización a partir de magmas 5 g) Sublimación 5 h) Destilación 5 i) Evaporación y súper 6 j) Reacción de gases con otros gases, líquidos, sólidos 6 k) Reacción de los líquidos con líquidos y sólidos 6 1.5. Metasomatismo o emplazamiento metasomático 6

1.5.1. El Reemplazamiento 6 1.5.2. La Solubilidad relativa 7 1.5.3. La Oxidación y reducción 7

a. La acción catalítica 7 b. La absorción 7 c. Procesos de meteorización 7 1. La acción Mecánica 7 2. La Acción Química 8

1.6. Yacimientos preexistentes de mineral de importancia 8 1.7. Masas marginales y submarginales 8 1.8. Metamorfismo 8 1.9. Termómetros geológicos 8 1.10. Mediciones directas . 8 1.11. Punto de fusión 9 1.12. Disociación 9 1.13. Punto Inversión 9 1.14. Desmezcla 9 1.15. Recristalización 9 1.16. Inclusiones líquidas 10 1.17. Cambios de propiedades físicas 10 1.18. Paragenesis 10

CAPÍTULO 2 15 2. Magmas, Rocas, y Yacimientos minerales 15

2.1. Magmas 16 2.1. Cristalización 16 2.3. Orden de cristalización 16

II

2.4. Diferenciación 17 2.5. Diferenciación por cristalización 17 2.6. Inmiscibilidad 18 2.7. Rocas ígneas 18 2.8. Pegmatitas 18 2.9. Emanaciones gaseosas o líquidas 19 2.10. Los residuales 20 2.11. Magmas y Yacimientos minerales 20

2.11.1. Las rocas ígneas como minerales 20 2.11.2. Relación entre ciertos metales y rocas 20 2.11.3. Relación con los volcanes 22 2.11.4. Fumarolas 22 2.11.5. Fuentes teletermales 22 2.11.6. Zonación mineral 22 2.11.7. Carácter de soluciones mineralizantes hipogénicas 23

2.11.8. Relación con los volcanes 23 CAPÍTULO 3 25 3. Procesos de Formación de los Yacimientos minerales 26

3.1. Concentración magmática 27 3.1.1. Diseminación 27 3.1.2. Segregación 27 3.1.3. Inyecciones 28 3.1.4. Yacimientos magmáticos 28 3.1.5. Segregaciones líquidas y residuales 29 3.1.6. Inyección líquida y residual 29 3.1.7. Segregación líquida no misibles 29 3.1.8. Asociación de las rocas y minerales 30

3.2. Sublimación 34 3.3. Metasomatismo de contacto 35 3.4. El metamorfismo de contacto 35 3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en 36 a) Generalidades 36 b) Fases de formación 37 3.4.2. Yacimientos minerales resultantes 39 3.4.3. Mineralogía 39 CAPÍTULO 4 41 4. Procesos Hidrotermales 41

4.1. Principio de los procesos hidrotermales 41 4.1.1. Carácter de las soluciones 41 4.1.2. Abertura de las rocas 42 4.1.3. Cavidades primitivas 42 4.1.4. Cavidades provocadas 42 4.1.5. Espacios porosos 42 4.1.6. Porosidad 43 4.1.7. Permeabilidad 43 4.1.8. Retículas cristalinas 43 4.1.9. Planos de estratificación 43 4.1.10. Vesículas o burbujas de aire 43 4.1.11. Canales de lava 43 4.1.12. Grietas de enfriamiento 43 4.1.13. Cavidades de brecha ígnea 43 4.1.14. Fisuras 44 4.1.15. Cavidades en zona de cizalla 44

III

4.1.16. Plegamientos y alabeo 44 4.1.17. Conductos volcánicos 44 4.1.18 Brechas 44 4.1.19. Movimiento de soluciones a través de la roca 45

4.2. Factores que afectan a la deposición 45 4.2.1. Cambios y reacciones químicas 45 4.2.2. Temperatura y presión 45

4.3. Localización de la mineralización hidrotermal 46 4.3.1. Paragénesis 47 4.3.2 Yacimientos Hipotermales 50 4.3.3. Yacimientos Mesotermales 50 4.3.4. Yacimientos Epitermales 51 4.3.5. Yacimientos Teletermales 53 4.3.6. Xenotermales 54 4.3.7. Relleno de cavidades 56 4.3.8. Filones de fisura 57 4.3.9. Características físicas 58 4.3.10. Yacimientos de cizalla 58 4.3.11. Reemplazamiento Metasomático 58 4.3.12. Proceso de Reemplazamiento 59 4.3.13. Agentes de reemplazamiento 59 4.3.14. Yacimientos minerales resultantes 60 4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento 60 4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento 60 4.3.18. Textura de minerales 60 4.3.19. Crestas de repliegue 61 4.3.20. Venas escalonadas 61 4.3.21. Declives y planicies 61 4.3.22. Grietas de plegamiento 61 4.3.23. Relleno de cavidades por soluciones 62 4.3.24. Rellenos de espacios porosos 62 4.3.25. Rellenos vesiculares 62 4.3.26. Brechas hidrotermales 62 4.3.27. Brechas hidrotermales de colapso 62 4.3.28. Nortón (1973) 63 4.3.29. Loke (1926) 63 4.3.30. Perry (1961) 64 4.3.31. Brechas hidrotermales de intrusión 64 4.3.32. Fracturamiento hidráulico 64 4.3.33. Brechación química 64 4.3.34. Brechas de hundimiento 64 4.3.35. Depósitos de relleno de brechas 65 4.3.36. Brechas volcánicas 65 4.3.37. Depósitos de brecha tectónica 65 4.3.38. Bolsadas o bonanzas 65 4.4. Yacimientos de stockwork 66 4.4.1. Generalidades 66 4.4.2. Origen de los Pórfidos Cupríferos 67 4.4.3. Rocas intrusivas mineralizadas 71 4.4.4. Rocas encajonantes 71 4.4.5. Estructura 71 4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos 72 4.4.7. Casquéte de lixiviación 76

IV

4.4.8- Casquéte de lixiviación goethítico 76 4.4.9. Casquéte de lixiviación Jarositico 76 4.4.10. Mineralización primaria 76 4.4.11. Zona Propilítica 77 4.4.12. Enriquecimiento secundario 77 4.4.13. Exploración. 78 CAPÍTULO 5 81 5. OXIDACIÓN Y ENRIQUESIMIENTO SUPERGENICO 81

5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación 81 5.2. Cambios químicos 82 5.3. Coberteras y sombreros de fierro 83 5.4. Materias que integran las coberteras y su formación 84 5.5. Limonita 86 5.6. Limonita indígena y transportada 86 5.7. Migración del hierro 86 5.8. Falsos sombreros 86 5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos 87 5.10. Color de la limonita 87 5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación 88 5.12. Cese de la Oxidación 90 5.13. Enriquecimiento Supergénico 90 5.14. Sombreros de hierro y coberteras 90

CAPÍTULO 6 93 6. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS 93

6.1. Proceso Sedimentario 93 6.1.1. Parck. Jr. 95 6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas 96 6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas 97 6.1.4. A partir de soluciones orgánicas 97 6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica 97 6.1.6. Productos de la deposición 98 6.1.7. Pantanos y lagos 98 6.1.8. Marisma 98

6.2. El Ciclo del carbonato 98 6.3. El Ciclo del Azufre 102

6.3.1. Nutrientes 102 6.3.2. Funciones 105 6.3.3. Deficiencias del Azufre 107 6.3.3.1. En el suelo 107 6.3.4.2. En las Plantas 107 6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre 107 6.3.4.4. Conclusiones 107

6.4. Ciclo de la Arcilla 107 6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia 108

6.5.1. El Descubrimiento de Carbón 109 6.5.2. La Formación de Carbón 110 6.5.3. Tipos de Carbón 113 6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón 114 6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo 117 6.5.6 ¿Qué es carbón? 118 6.5.7. Origen del carbón 118 6.5.8. Análisis del carbón 118 6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico 121

V

6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón 123 6.5.11. Ambiente de depósito 124 6.6. Geomecánica de las Rocas 124 6.7. Geoquímica 124 6.8. Hidrología 124 6.9. Palinología 125 6.10. Exploración geofísica 125

6.10.1. Método Sísmico 125 a. Técnicas de reflexión 126 b. Técnicas de refracción 126

6.10.2. Método electromagnético 126 6.10.3. Método magnetométrico 127

6.10.4. Registro de rayos gamma 127 a. Registro de densidad de espaciamiento largo 128

b. Registro de densidad de resolución 128 6.11. Métodos de registros litológicos del carbón 129 6.12. Exploración mediante perforación 130 6.13. Resumen de metodología 133 6.14. Conclusiones y recomendaciones 133 6.15. Explotación 134 6.15.1. Minado subterráneo 135 6.15.2. Minado superficial 136 6.15.3. Minado por secciones 136 6.15.4. Minado a cielo abierto 137 6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial 138 6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales 138 6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo 139 6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación 139 6.15.9. Selección del equipo de minado 139 6.15.10. Minado subterráneo 140 6.15.11. Método de salones y pilares 141 6.15.12. Minado continúo 142 6.15.13. Minado de pared de frente larga 142 6.15.14. Minado de pared corta 145 6.15.15. Minado hidráulico 145 6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico 145 6.16. El Ciclo del Cobre 146 6.17. El Ciclo del Fósforo 146 6.18. Ciclo del Hierro 147 6.18.1. Depositación en aguas marinas poco profundas 148 6.19. Ciclo del manganeso 148 6.20. Yacimientos Estratiformes del Uranio – Vanadio 149 6.21. Depósitos tipo Carlin 151 6.21.1. Mineralización y alteración 151 6.21.2. Génesis 151 6.22. Depósitos del tipo Mississippi Valley Generalidades 153 6.23. Evaporación 156 6.23.1. Depositación del sulfato cálcico 157 6.24. Depósitos de sal 158 6.24.1. Tipos de Formación 158 6.24.2. Los salares de la cordillera 159 6.24.3. Domos de sal 159

VI

CAPÍTULO 7 161 7. METAMORFISMO 161

7.1. Conceptos básicos de clasificación 161 7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos 162 7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica 162

a. Metamorfismo de contacto 162 b. Metamorfismo de contacto regional 164 c. Metamorfismo por ondas de choque 164 d. Catáclasis 164

7.4. Facies metamórficas 166 7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores 166 7.6. Formación de los minerales por metamorfismo 166 7.7. Asbesto 167 7.7.1. Asbesto de serpentina 167 7.7.2. Crisotilo 168 7.7.3. Anfíbol 168 7.8. Formación del Grafito 169 7.8.1. Localización 169 7.8.2. Origen 169 7.9. Talco 170 7.9.1. Localización 170 7.9.2 Origen 171 7.10. Grupo de la Sillimanita 171 CAPÍTULO 8 173 8. Sulfuros Masivos Volcanogenéticos (VMS) 173

8.1. Algunos yacimientos VMS en el mundo 177 CAPÍTULO 9 183 9. YACIMIENTOS TIPO PLACER 183

9.1. Introducción y generalidades 183 9.2. Procesos sobre el área de origen 187 9.3. Movilización, deposición, erosión, sedimentación 190 9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios 191 9.4.1. El medio coluvial 193 9.4.2. El medio fluvial 193 9.4.3. El medio glaciar 196 9.4.4. El medio costero 196 9.4.5. El medio eólico 197 9.4.6. Paleo placeres o placeres fósiles 197 9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales 198 CAPÍTULO 10 201

10.1. Definición 201 10.2. Historia 201

10.3. Reconocimiento general 201 10.4. Estudios geoquímicos dallados 202 10.5. Tipos de muestras y su aplicación 203 10.6. Conceptos básicos 203 10.7. Elemento indicador, elemento explotador 204 10.8. Anomalía geoquímica 205

10.8.1. Anomalías epigenéticas de las rocas de caja 206 10.8.2. Anomalía causada por difusión de elementos 206 10.8.3. Anomalía de corrosión o de lixiviación 207 10.8.4. Anómalas en suelos residuales 208 10.8.5. Anomalías en Gossan 208

VII

10.8.6. Anomalías en agua 209 10.8.7. Anomalías en sedimentos de drenaje 209

10.9. Mineralización primaria y halo geoquímico secundario 210 10.10. Fondo, valores normales del fondo, valor umbral 211 10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones 215 10.11.1. Espectrometría de absorción atómica 216 10.11.2. Espectrometría 217 10.11.3 Colorimetría 217 10.11.4. Método geobotánico 218 10.11.5. Método geozoológico 218

VIII

Figuras Páginas Capitulo 2 1. Diferentes procesos magmáticos según Fersman 17 2. Se muestra algunos tipos de rocas ígneas 19 3. Relación entre las rocas ígneas y depósitos minerales 21

Capitulo 3 4. Diferentes tipos de yacimientos minerales 25 5. Zoneamiento de deposición de los minerales 26 6. Magmatimo en las márgenes cratónicos 32 7. Vulcanismo ácido 32 8. Características de algunos yacimientos de Fe 32 9. Geología de los yacimientos de Fe 33 10. Aereomagnetría de detalle 34 Capitulo 4

11. Origen de los Pórfidos Cupríferos 68 12. Nuevas teorías de Pórfidos Cupríferos 69 13. Diagramas según Lowell & Guilbert 74 14. Integración de los métodos de exploración 79 Capitulo 5

15. Estructuras Boxwork dejadas por alteración de mineralización 84 16. Tipos de estructuras de mineralización 85 17. Estructura y proceso de oxidación enriquecimiento supergénico 91 18 Soluciones de Epitermales de alta y baja sulfuración 92 Capitulo 6

19. Tipos de rocas sedimentarías 95 20. Ilustración del azufre 98 21. Ilustración del ciclo del azufre 99 22. Registro geofísico de densidad y rayos gamma 128 23 Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio 150 24. Metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin 152 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético 152 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin 153 27 Esquema de los yacimientos de silvermines, tipo Mississippi Valley 154 28. Yacimiento tipo Mississippi Valley 156 29. Formación de depósitos de la sal 158 30. Formación de la sal 159 Capitulo 7

31. Tipos de metamorfismo 164 32. Facies metamórficas 166 Capitulo 8

33. Sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos 173 34. Depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita – pirita ± pirrotina 174 35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales 175 36. Ubicación de las fuentes termales submarinas 176 37. Esquema de alteración hidrotermal y variación asociado a depósitos VMS 177 38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos 180 39. Fotografía de los black smokers 181 Capitulo 9

40. Muestra la actividad de los procesos endogenos 189 41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación 194 42. Muestra los materiales de llanura de inundación 195

IX

Figuras Páginas

43 Muestra los placeres en sistemas meandriformes 195 Capitulo10

44. Se observan valores umbrales regional y local. El fondo regional 198 45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos 203

Tablas Capitulo1 1. Listado de las menas minerales corrientes 2 2. Lista de minerales de ganga comunes 3 3. Tablas de que muestran las temperaturas de cristalización de los minerales 11 Capitulo 2 Capitulo 3

4. Productos de importancia económica 30 5. Yacientes minerales resultantes 40 Capitulo 4

6. Efectos de alteración 46 7. Cuadro paragenético de los minerales 49 Capitulo 5

8. Solubilidad y Solución 83 9. Colores que sirven para diagnosticar el yacimiento 86 Capitulo 6

10. Variedades de carbonatos sedimentaríos 100 11. Tabla de Periodos 117 12. Características fisicoquímicas del carbón de Sabinas 122 13. Características del carbón 123 14. Métodos de perforación 132 Capitulo 7 Capitulo 8 Capitulo 9

15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres 185 16. Procedencia Mineral Económico y Paragenesis mineral 186 17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados 188 18. Capacidad de migración de los minerales pesados 191 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición 192 Capitulo 10

20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos minerales 205 21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre 212 22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980) 213 23. Los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas 215 24. Muestra la distribución última mineralización 221

i

YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACÓN.

INTRODUCCIÓN

Historia:

Simonin (1867)

Desde que el ser humano aprendió el uso de herramientas tenía que preocuparse de adquirir

la materia prima. Al primero usó lo que podría encontrar en su entorno, pero en un momento era más

conveniente empezar con una búsqueda sistemática. Las materias utilizadas por el hombre primitivo

fueron sustancias no metálicas (pedernal, calcedonia cuarzo, rocas duras como el granito, rocas

blandas como la caliza, la esteatita) para ser utilizadas como herramientas para la caza

posteriormente el hierro fue muy importante para la construcción de utensilios y para producir armas,

las arcillas fueron utilizadas para producir artesanías para producir alfarería y ladrillos. Fueron

utilizadas hacia aproximadamente 20,000 años a de J.C.

La minería metálica empezó con el uso de cobre y después de aleaciones entre cobre y

hierro. Alrededor de 5000 años antes de Cristo se conoce los primeros intentos de extracción de

cobre. En el imperio Romano la minería llegó a niveles más tecnificados y las cifras de producción

eran impresionantes. Por ejemplo en el sector "Las Médulas" en España todavía se quedan

tremendas restos de un lavadero de oro explotado por los romanos. También los primeros trabajos

escritos se conoce de está época: Especialmente los minerales y el oro llamó atención.

En los siglos siguientes Europa no alcanzó mantener este nivel tecnológico. A partir de los

siglos 11 y 12 se conoce una fuerte actividad en la minería. A partir de 1500 empezó un nuevo

"boom" en los metales.

ii

Especialmente la descripción y definición de veta, dique, manto, mineral homogéneo, mineral

heterogéneo (ojo: hoy roca), clasificación de yacimientos etc. La minería tenía su auge en algunos

lugares como el Harz (Alemania), Erzgebirge (Alemania), Cornwall (Inglaterra), Irlanda.

A continuación se mencionan algunos los pioneros de la minería.

La primera teoría de la génesis de los minerales o las menas se debe a George Agricola

(1494-1455) de origen Holandes, nació en Sajonia entre las minas de Erzgerbirge, fue el creador de

(DE Rometalica 1556). Esta obra era un "milestone" en las ciencias de la minería.

Apartir del siglo XVIII surgieron diferentes hipótesis sobre el origen de los minerales, Bocher (1703) y

Henkel (1725), atribuyeron el origen de los filones a la acción sobre las rocas de vapores provocados

por la fermentación en las entrañas de la tierra.

En (1749) Zimmerman fue el de la idea de la sustitución metazomática, transformación de las rocas

en minerales metálicos y piedras de filón mediante la acción de grietas y el inicio de la hipótesis de la

secreción lateral.

Von Oppel (1744) demostró que los filones eran rellenos de fisuras de las fallas o fracturas cuya

formación precedía a la circulación de las soluciones que depositaban luego el mineral.

Lassius (1789), siguiendo a Pelius (1770) y Gerbard (1781) explico que las soluciones metalíferas

eran aguas ascendentes que disolvían los granos de metales dispersos en las rocas que

encontraban a su paso.

Abraham Gottob Werner (1749-1807), En 1775, descarta las teorías relativas a una fuente inferior de

metales y defendió la teoría de los filones minerales eran formados por aguas descendentes por

filtración derivados del primitivo océano universal.

En (1791), publico su tratado clásico sobre el origen de los filones.

J.F. kem (1901), y Woldemar Lingren (1901), asignaron uno rigen ígneo a las soluciones

mineralizantes.

También en América, especialmente México Bolivia Y Chile la minería tenía sus raíces

alrededor 4000 años atrás. Los incas tenían todo el conocimiento de extraer y purificar el cobre.

http://www.geovirtual.cl/MVpaisaje/tur252%20Inca%20Fund01.htm

iii

El curso de geofísica de yacimientos minerales esta íntimamente ligado con el reino mineral y

la geología económica, como se menciono anteriormente desde los inicios de la existencia del

hombre, los minerales fueron utilizados para adquirir su vestimenta, alimentos, construcción de

vivienda y para su defensa personal, llamados minerales metálico y no metálicos, cuando el hombre

descubrió el fuego aunado a sus primeros conocimientos de los elementos minerales, empezaron a

construir armas primitivas utilizando el fierro y calizas.

El modo de vida de hace algunos siglos era como ya lo mencionamos muy primitiva y empezó

a cambiar a medida que fue evolucionando el hombre de tal manera que la historia a través del

tiempo el hombre a mostrado que los pueblos han estado en guerra desde la conquista de Egipto por

los Romanos, las guerras de Mesopotámicas, las de China, hasta las guerra actuales incluyendo la

de Japón con la bomba atómica.

Si hablamos de México desde la conquista de la gran Tenochtitlan, por los españoles, por la

codicia del oro, la guerra de los franceses y con los americanos..

Realmente hace más de un siglo con advenimiento de la revolución Inglesa, fue cuando

empezó la verdadera explotación de las riquezas de la tierra de un modo capaz de influir en nuestra

civilización, en este corto lapso ya actualmente mucho más acelerado en estos últimos años, hemos

visto que los minerales y las aleaciones de los mismos se han convertido en la base fundamental de

la industrialización y con ello la destrucción en la explotación de los recursos naturales no renovables.

Actualmente algunos países no cuentan con tecnologías avanzadas que les permita ser más

racionales en la explotación y beneficio de los mismos. Por mencionar algunos, fierro, plata, cobre,

plomo, oro, zinc y combustibles minerales como el petróleo. Actualmente sabemos que los países

más industrializados son: EU, Francia, Alemania, Japón China Canadá etc.

Actual mente es necesaria que podamos utilizar las diferentes disciplinas que se utilizan en la

exploración de minerales metálicos y no metálicos, para ello utilizaremos los métodos geofísicos,

geológicos y geoquímicos, así como la cartografía área utilizando imágenes de satélite en sus

diferentes bandas fotografías aéreas a diferentes escalas etc. Todos estos métodos en su conjunto

nos llevan a la investigación y a entender los minerales desde su origen hasta la extracción de los

mismos como su utilización en el área industrial.

iv

Las materias primas del reino mineral constituyen la medula de la vida industrial y del

desarrollo económico de las naciones en tiempos de paz.

El curso de geofísica de yacimientos minerales esta íntimamente ligado con el reino mineral y

la geología económica, como se menciono anteriormente desde los inicios de la existencia del

hombre, los minerales fueron utilizados para adquirir su vestimenta, alimentos, construcción de

vivienda y para su defensa personal, llamados minerales metálico y no metálicos, cuando el hombre

descubrió el fuego aunado a sus primeros conocimientos de los elementos minerales, empezaron a

construir armas primitivas utilizando el fierro y calizas.

M en C. Luis Ortiz y Sandoval

1

CAPÍTULO 1

YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN.

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

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

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

denominada ganga o materia rocosa.

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

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

características que debe tener una mena:

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

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

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

silicio.

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

yacimiento pueda considerarse de rendimiento económico.

Es necesario considerar la ley de los mismos.

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

originalmente a partir del magma o roca eruptiva.

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

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

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

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

de las aguas superficiales descendentes. (Ver Tabla 1)


2

Tabla 1. Lista de las menas minerales corrientes

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

ganga contiene un solo mineral como la pirita este material es desechable, pero en todo caso esto

no se puede tomar como una regla ya que tenemos una infinidad de producto de ganga que

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


3

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

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

plomo, zinc. (ver Tabla 2).

Tabla 2. Lista de minerales de ganga comunes

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

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

algunos minerales de cobre.

a) Menas Compuestas. Normalmente están asociadas a uno o varios elementos oro, plata,

cobre plomo, zinc, níquel, cobalto, antimonio y manganeso. Las menas compuestas pueden ser

plomo-cobre-plata y oro, plata-plomo-zinc- cobre y oro, hierro-manganeso, hierro-titanio, níquel-

cobre.


4

b) Contenido de las Menas. Contenido de las menas se llama tenor, casi ésta no se usa, en

el ámbito minero normalmente usamos tanto por ciento o bien en el caso de los minerales

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

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

comunicación Materiales de Yacimientos no Metálicos.

Los minerales pueden ser líquidos sólidos y gases, el nombre de mena para estos productos no

se aplica y se les designa con el nombre, por ejemplo mica, asbesto, petróleo etc. El nombre de

ganga tampoco se usa para estos elementos simplemente se les denomina desechos. En el

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

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

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

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

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

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

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

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

pueden determinarse visualmente en su mayoría. Sin embargo, para proceder a una determinación

más exacta se necesitan métodos precisos, como ensayos, análisis químicos, examen

microscópico, análisis por rayos X y espectroscopio, análisis térmicos o pruebas físicas.

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

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

información de la temperatura y presión.

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

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

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

importancia.

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

magma.


5

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

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

así como la zonación de los minerales. Los minerales precipitados pueden volver a ser disueltos y

luego precipitados de nuevo.

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

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

desprendimiento de mayor calor.

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

produce calor.

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

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

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

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

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

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

presión.

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

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

presión existente e inferior al punto de fusión del mineral, a partir de ciertos magmas se han

formado por cristalización minerales de importancia económica como, apatito, magnetita o cromita.

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

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

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

por ejemplo, el azufre es un sublimado muy frecuente.

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

orgánica depositada en sedimentos marinos.


6

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

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

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

hierro, zinc, magnesio, calcio y otras sales.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

raros.

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

magmáticos eliminados durante la consolidación de rocas intrusivas disuelve grandes cantidades

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

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

otras soluciones magmáticas.

Las reacciones entre soluciones y sólidas son probablemente los procesos naturales más

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

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

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

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

de fase, complejos químicos etc.

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

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

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

(seudomorfo)


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

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

rocas que los encierran.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

implica reacciones químicas entre las substancias.

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

una modificación en las características de ambos.

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

cree generalmente, para la formación de minerales de importancia económica. Es una complicada

operación que implica varios procesos distintos: desintegración, oxidación, hidratación, reacción de

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

La meteorización se subdivide en mecánica y química.

1) La Acción Mecánica. Tiene importancia en los valiosos depósitos superficiales, no crea

minerales útiles, simplemente libera y concentra los ya formados.


8

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

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

1.6. Yacimientos preexistentes de minerales de importancia económica. Producen nuevos

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

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

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

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

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

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

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

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

formado, de esta manera.

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

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

para porcelana.

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

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

es la mena de aluminio.

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

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

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

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

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

de su formación y de los depósitos que los encierran se denominan termómetros geológicos,

mediante repetidas observaciones de la asociación de ciertos minerales con otros diagnosticados

previamente han servido para determinar la termometría geológica.

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

manantiales calientes proporcionan la temperatura máxima de formación para minerales

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


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

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

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

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

muchos que se han observado en depósitos hidrotermales.

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

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

hace descender generalmente el punto de fusión.

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

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

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

cuando se calientan pierden su contenido de agua siempre que la presión no sea muy elevada.

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

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

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

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

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

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

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

reconocible.

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

mezclas a determinadas temperaturas inferiores dando ínter formaciones minerales distintas, sirven

de termómetros geológicos, pues indican una temperatura de formación por encima de la cual tiene

lugar la mezcla por ejemplo Schwartz, demostró que la calcopirita y la bornita se separan de sus

mezclas a 475°C, etc.

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

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

experimenta una acusada recristalización a unos 450°C.


10

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

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

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

originalmente la cavidad.

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

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

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

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

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

o más termómetros geológicos es posible clasificarlos, como minerales de alta media y baja

temperatura.

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

ALTA MEDIA BAJA

Magnetita Calcopirita Estibnita Plata roja Especularita Arsenopirita Rejalgar Marcasita Pirrotina Galena Cinabrio Adularia Turmalina Blenda Telúricos Calcedonia Casiterita Tetraedrita Selénidos Rodocrosita Grana Argentita Siderita Piroxeno Anfíbol – Topacio


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

MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES

Temperatura Mineral Naturaleza Observaciones Autoridad

1890 Olivino (fosterita) Punto de fusión Larsen

1713 Cristobalita Punto de fusión Bowen

1550 Anortita Punto de fusión Larsen

1470 Tridimita a cristobalita Bowen

1391 Diópcido Punto de fusión Bowen

1248 Nefelina a carnegita Shepherd

1185 Lava basáltica Medida Bowen

11-57-1187 Pirrotina Punto de fusión Bowen

1150 Ortoclasa irregularmente da leucita Bowen

1125 Wollastonita (ssolución1300° Osborn

1120 Funde la galena Punto de fusión

1120 Funde la albita Punto de fusión

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

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

1000 Silimanita, cianita, andalucita De mullita Posnjak

955-1140 Piroxeno ortorrómbico Límite superior Bowen

990 Egirina Funde Irregularmente Bowen

900 Tremolita Disociación Da diópcido Posnjak

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

870 Cuarzo superior a tridimita Lento

842 Argentita Punto de fusión Edwars

830-900 Cobaltina invierte

800 Granatepierden birrefringencia Lindgren

800 Magnetita-ilmenita no mezclan Ramdohr

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

700 Magnetita-ilmenita no mezclan Desmezcla

Dudoso demasiado

elevado Ramdohr

685 Pirita a pirrotina-azufre Disociación Bowen

675 Oligisto-ilmenita no mezclan Desmezcla elevado Ramdohr

630 Galena-argentita eutérica Punto de fusión Bowen

609 Jamesonita funde Punto de fusión Incongruentemente Klooster

605 Expulsión del color de la Caliza Inversión Erdmann.

603 Leucita a leucita Desmezcla Schairer

600 Calcopirita-pirrotita sublima Schwart

580 Cinabrio sublima Edwars

573 Cuarzo bajo a cuarzo alto Punto de inversión Enantiotrópico Larsen

550 Blenda y calcopirita no mezclan Desmezcla? Borchert

550 Maghemita-oligisto Ramdohr

546 Estibinita funde Jerger

530 Brucita Estable hasta Gilligham


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500 Estannita-calcopirita desmezcla Ahlfield

500 Calcopirita-tetraedrita desmezcla Edwars

500 Blenda en calcopirita desmezcla Borchert

500 Calcopirita Ramdohr

485 Plagionita-estibinita Punto de fusión Bowen

483 Pirargirita Punto de fusión Edwars

481 Mica-halos pleocroicos Science,

475 Bornita-calcopirita no mz Desmezcla Formado encima 475°

473 Pirargirita-proustita Punto de fusión Bastin

472 Calaverita funde Punto de fusión Pelabon

210-465 Wollastonita Recombinación Indefinida Morey

450 Cubanita-petlandita desmezcla Gillingham

450-425 Pirrotina-petlandita desmezcla Schwartz

450 Calcopirita-cubanita Inversión Newhose

450 Marcasita a pirita Inversión Monotrópico Allen

450-300 Pirr.cpSol.a calcopirita Inversión borchert

400 Cobre nativo recr. Reclistalización Carpenter

400 Microclina desmezcla E.Spencer

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

400 Metacinabrio a cinabrio Inversión Ramdohr

400-500 Formación de silicatos Ca Lindgren

400-500 Cloruro de sodio, solubilidad Inclusiones fluidas Lindgren

360 Oro Recristalización Edwars

350-550 Pirrotina-calcopirita desmezcla borchert

350-400 siderita de oligisto disociación No demostrado Scheneider

300 Cuarzo-ahumado: desaparece el color Lindgren

300 Calcosita-estromeyerita desmezcla Schwartz

275-350 Plata-discrasita desmezcla Carpenter

275 Bornita -tetraedrita desmezcla Edwars

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

268 Carnalita: inversión Punto de inversión Ramdohr

265 Boracita, ortorrómbica Punto de Pronto Mugge

262 Ag-Bi eutérico Punto de fusión Bowen

255-235 Calcopirita a pirrotina No mezclan? Borchert

262 Ag-Bi eutérico Punto de fusión Bowen

255-235 Calcopirita a pirrotina No mezclan? Borchert


13

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



250

240-260 Cuarzo ahumado, calcopirita Pierden color Holden

235 Pirrotina No mezclan Ramdohr

215 Ilmenita No mezclan Kooenigdsb

210-230 Galena Desmezcla Ramdohr

210 Matildita Inversión Ramdohr

200-250 Alemonita No mezcla Ramdohr

200 Plata recristalizada Recristalización Carpenter

184 Calaverita Borchert

179 Acantita-Argentita. Inversión Schneiderrho

175 Flourita, desaparece el color Lingren

175-225 Bornita -calcosina No mezcla lento Schwrtz

168 Carnalita Funde segualmente Van’t

150 TeAg2 Ramdohr

149 Hessita Punto de Inversión

144-139 Pirrotina Punto de inversión Roberts

135 Blenda Vacuolas Newhose

135 S2A2 Ramdorhr

130 Goetita inestable Psnjak

100 Zeolitas punto máximo Formación Baja preción

100 Adularia Limite inferior

93-105 Calcosina Punto de inversión Zies

75 Punto de inversión Ramdohr

70 Punto de inversión Edwaes

43 Punto de inversión Monotropico Bäckstró


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M en C. Luis Ortiz y Sandoval 15

CAPÍTULO 2

2. MAGMAS, ROCAS y YACIMIENTOS MINERALES.

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

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

concentraciones de determinados minerales de interés económico. Esta variedad está en relación

con la variedad de procesos implicados en la génesis y evolución de los magmas desde su

formación en niveles más o menos profundos del planeta hasta su cristalización en proximidad de la

superficie.

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

desintegración y posteriormente fue concentrado por aguas en movimiento hasta formar un

yacimiento explotable. Se han tenido asociaciones muy generalizadas de minerales con cierta clase

de rocas ígneas, por ejemplo cromita con peridotita, o estaño con granito.

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

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

de las rocas a que dan origen, porque los magmas contienen agua, e importantes cantidades de

substancias volátiles que escapan antes de producirse la consolidación completa, con soluciones a

alta temperaturas de silicatos, sílice, óxidos metálicos y algunas sustancias disueltas. Obedecen a

las leyes de las soluciones químicas. Según Larsen, su temperatura oscila entre 600°C para los

magmas de riolita y 1250°C, para los magmas basálticos.

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

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

determinan la formación de yacimientos minerales.

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

bolsas de magmas que son empujados hacia arriba luego se consolidan. La fusión es local debajo de

la corteza sólida no queda ninguna capa continua en fusión, la temperatura de las rocas es debido al

calor interno de la tierra, es superior al punto de fusión de las mismas pero la enorme presión

determinada por la carga de las rocas que están encima e impide tal fusión. Sin embargo si

disminuye la presión por alabeo, fallas o eliminación de la carga superior por la erosión produciría la

fusión y el resultado sería la formación de magma.


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

donde es menor la presión, en su desplazamiento hacia arriba el magma puede remover bloques del

techo rocoso, que caen en el líquido, dando origen a los enclaves, puede empujar a un lado rocas

débiles o deslizarse entre fracturas a lo largo de planos de estratificación, formando lacolitos, diques

o puede ser expulsado a la superficie dando origen a erupciones volcánicas o puede solidificarse en

las profundidad formando grandes intrusiones como masas o batolitos.

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

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

magma puede permanecer fluido a una temperatura inferior al punto de fusión de todos sus

componentes.

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

son los minerales accesorios tales como apatito, circón, titanita, rutilo, ilmenita, magnetita y cromita.

En general, el orden de cristalizaciones de basicidad decreciente. EL olivino, piroxeno rómbico (de

Mg). Seguidos por los clinopiroxenos, plagioclasa básica, horblenda, plagioclasa media, plagioclasa

ácida, ortoclasa, mica y cuarzo.

Como se muestra en la orden de cristalización de Bowen.

Olivino

Plagioclasa cálcica

Piroxenos de Mg.

Piroxenos de Mg-Ca Plagioclasa calcoalcalina

Anfiboles Plagioclasa alcalina

Biotita

Feldespato potásico

Moscovita

Cuarzo

Serie de reacción de Bowen en las rocas subalcalinas


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

estaño se encuentran en los líquidos madres de los magmas silícicos restantes, pueden ramificarse y

llegar a formar diques ricos en minerales.

Fenómenos magmáticos y tipos de rocas que se forman

En la figura 1. Se presentan diferentes de procesos magmáticos: la fusión parcial de la corteza (llamada anatexia), el ascenso de los magmas (en verde, de origen mantèlico; en rojo, de origen cortical), y su consolidación como rocas plutònicas (plutones), subvolcànicas (diferenciando la s morfologìas de lopolitos, alcoholitos, sills y diques). También se presenta esquemática esquemáticamente la actividad volcánica, que genera lavas, piroclastos, y rocas con una cierta componente sedimentaría (epiclastitas). 2.4. Diferenciación. Es inconcebible que magmas originalmente diferentes hayan pasado por

único conducto, lo cual hace llegar a la conclusión de que unos magmas originariamente

homogéneos se dividieron en fracciones diferenciales a este proceso se le llama diferenciación

magmática. Durante el proceso de la diferenciación, ciertas substancias metálicas como óxidos de

hierro pueden reunirse en fracciones en que estas concentraciones y se consoliden formando parte

de la intrusión o bien masas inyectadas separadamente y formar depósitos en minerales

magmáticos.

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

cristalizar y tienden a formarse, primeramente ciertos cristales de este modo la porción líquida del

magma quedó empobrecida de los constituyentes que integran dichos primeros cristales, los cristales


formados en primer lugar son principalmente minerales pesados como la magnetita y el olivino, estos

caen al fondo del líquido no tan denso como ellos, a medida que avanza la cristalización, los cristales

formados primeramente se solidifican gradualmente y en cima de los mismos queda un líquido de

diferente composición esto se le llama magma residual.

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

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

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

como entre el agua y el aceite. Vogt, explica el origen de ciertos depósitos de sulfuros, considerando

que los sulfuros disueltos con el descenso de temperatura se separan en forma de gotitas

inmiscibles que se depositan como fracción fundida.

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

de minerales que producen varias clases de rocas ígneas. La textura de las rocas está determinada

principalmente por el ritmo de enfriamiento, y también por una gran cantidad de mineralizados

presentes durante la consolidación, un enfriamiento lento nos da una textura granada, si el

enfriamiento es rápido los cristales son pequeños y la textura es afanítica y si es muy rápido no se

produce cristalización alguna y se forma el vidrio, como en caso de algunas lavas. La cristalización

interrumpida puede dar una textura porfídica consistente en cristales grandes (fenocristales) en una

matriz de grano más fino. Esta textura fue producida por una cristalización inicial de minerales de

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

remanente experimentó cristalización completa.

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

como de textura.

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

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

componentes de bajo punto de fusión y volátiles y relativa concentración de muchas de las

substancias que integran los depósitos minerales de origen ígneo. Además del agua las substancias

volátiles están constituidas por componentes de boro, flúor, cloro, azufre, fósforo y otros elementos

más raros. Todos ellos ayudan a la cristalización reduciendo la viscosidad del magma y

disminuyendo el punto de congelación de los minerales.


Figura 2. Se muestran algunos tipos de rocas ígneas

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

denomina fase pegmatítica. Las avenidas del líquido primitivo dan simples diques pegmatíticos que

son variedades de rocas ígneas y otros elementos, algunos minerales de los depósitos de menas, se

caracterizan por contener drusas y contener compuestos de tungsteno, estaño, uranio, titanio, berilo,

fósforo, cloro, fluor y otros elementos.

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

en:

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

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

3. Emanaciones gaseosas que escapan.

4. Líquidos residuales.

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

son colectores y transportadores de la mayoría de los constituyentes de los depósitos minerales


mezclados con aguas meteóricas, constituyen las soluciones mineralizadoras o soluciones

hidrotermales a que se deben su formación la mayoría de los depósitos minerales metálicos.

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

resultantes de aguas termales de derivación magmática. Las soluciones hidrotermales se consideran

originarias, directa o indirectamente, del magma consecuencia de la cristalización y la diferenciación.

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

pueden ser observados directamente como lo pueden ser las emanaciones gaseosas. Los

manantiales calientes se llegan a tener pocos indicios de su líquido original porque sus aguas

pueden condensarse a partir de volátiles, parece evidente que los magmas dan:

a. Volátiles que interiormente condensan en soluciones hidrotermales

b. Líquidos hidrotermales

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

hidrotermales pobres en metales.

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

ígneas que por si mismas son minerales; por ejemplo en las emanaciones de volcanes, fumarolas y

manantiales calientes, en la zonificación alrededor de los centros ígneos y en el carácter de las

soluciones mineralizadoras.

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

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

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

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

Esta asociación establece una relación entre los minerales de mena y las rocas indicando que

ambos tienen un mismo origen. Por ejemplo los depósitos de origen primario se hallan sólo en rocas

ultrabásicas, como dunita o peridotita, los diamantes de Kimberlita, la cromita en peridotita o

serpentina, la ilmenita en gabro o anortosita, magnetita titanífera, el corindón en rocas libres de

cuarzo como la sienita nefelina, los sulfuros niquelíferos en norita o en gabro, estaño en granitos

silícicos, el berilo en pegmatita granítica.


Magmas y Yacimientos minerales

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


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

magmáticas, los que cuelgan hacia abajo son concentraciones magmáticas, los caídos son

productos meteorizados. Los círculos de trazo continuo, indican las concentraciones principales.

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

directamente las relaciones existentes entre los depósitos minerales y los magmas, aunque los

depósitos formados sean relativamente de poca importancia desde el punto de vista económico.

Entre los sublimados de los volcanes han sido observado azufre, rejalgar, glauberita, teluro, cobalto,

estaño, zinc, plomo, cobre, bismuto, fósforo, oligisto especular, bismuto, tenorita, sodio, hierro.

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

demostración de los sublimados y de las fumarolas, con esto se demuestran que las substancias no-

solo son transportadas por magmas sino también en una fase gaseosa, se han detectado minerales

como el cobre, potasio, hierro, sodio, carbonato, sulfato sódico, fluoruros, sulfuros, compuestos de

cobalto, rubidio, estroncio etc.

2.11.5. Fuentes termales. Las fuentes termales contienen numerosas substancias

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

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

vez, aunque es difícil distinguirlas. La temperatura no es una guía segura porque las mantillas

pueden originarse sin calor volcánico, y las existentes en zonas de vulcanismo pueden ser aguas

meteóricas por ser ineludible su mezcla con aguas meteóricas próximas a la superficie. La mejor

indicación de su derivación magmática es la presencia de constituyentes magmáticos, como lo ha

demostrado. Con las aguas termales de Yellowstone. Lingren divide los manantiales “juveniles” en

aguas de cloruro-silicato de sodio y aguas de carbonato de sodio.

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

parte, con aportaciones menores de agua y constituyentes magmáticos.

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

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

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


2.11.7. Carácter de las soluciones mineralizantes hipogénicas. Las soluciones

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

pueden ser acuosos o pegmatíticos. Las fuentes termales que transportan o depositan metales en la

superficie son alcalinas.

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

debido a la interacción del agua y los silicatos.

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

directamente las relaciones existentes entre los depósitos son de poca importancia desde el punto

de vista económico, pero científicamente demuestran la derivación magmática de muchos minerales

y metales. Los depósitos conocidos adentro y fuera son el azufre nativo y entre los sublimados han

sido observados: azufre, rejalgar, glauberita, teluro, cobalto, estaño zinc, plomo-cobre, bismuto,

fósforo, ácido bórico y sodio


CAPÍTULO 3

3. Procesos de Formación de los Yacimientos Minerales.

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

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

la formación de un depósito pudieron haber intervenido más de un proceso, entre los agentes que

intervienen de los yacimientos minerales es el agua ya sea en forma de vapor, agua magmática

caliente, agua meteórica fría, agua de mar, lago o río, temperatura y presión de la superficie, otros

agentes son los magmas, gases, vapores, sólidos en solución, la atmósfera, los organismos, y la

roca encajonante.

Se muestra un esquema general de algunos de los procesos de formación yacimientos

minerales, faltando en este esquema la formación de yacimientos Volcanogenéticos Sedimentarios,

Sedex y yacimientos de placer.

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


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

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

yacimientos minerales y son los siguientes:

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

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

al mismo tiempo o en diferentes épocas.

La sustitución y el relleno de cavidades actúan comúnmente juntas.

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

La meteorización lo enriquece y el metamorfismo lo altera.


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

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

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

volumen y riquezas, llegando a constituir yacimientos minerales de valor económico, son grandes y

ricas pero existen relativamente pocos.

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

intrusivas intermedias y profundas. Se les denomina también segregaciones magmáticas,

inyecciones magmáticas o depósitos singenéticos ígneos.

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

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

formación de concentraciones magmáticas tienen completa aplicación los procesos de

diferenciación.

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

denominados ortotécticos y ortomagmáticos han sido formados por:

1. simple cristalización sin concentración

2. segregación de cristales de la primera formación

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

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

diferenciación y cristalización.

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

producirá una roca granuda en cuya masa pueden estar diseminados los cristales. Los depósitos

resultantes tienen la forma de roca intrusiva, que puede ser un dique, chimenea o una masa de

forma de bolsa, su volumen es grande comparado con la mayoría de los yacimientos minerales.

El mismo proceso puede producir una masa sin valor comercial.


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

para designar a los depósitos magmáticos diferenciándolos de los formados por solución u otros

medios. Siguiendo el significado original exclusivamente para las concentraciones de minerales que

cristalizaron in situ de los que hay que distinguir de la inyección, en el que el diferenciado ha

experimentado un cambio en posición de consolidación. Las segregaciones magmáticas tempranas

son concentraciones tempranas valiosas constituyentes del magma producido por diferenciación por

cristalización gravitativa.

Los depósitos minerales formados por segregación magmática primaria son generalmente

lenticulares y de volumen pequeño, por lo común son lentejones aislados, coniformes y se

presentan en racimos, en algunos se casos se forman capas en la roca huésped.

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

grupo. Los minerales metálicos se concentraron probablemente por diferenciación por cristalización.

Son anteriores o contemporáneos de los minerales primarios (ígneos) asociados, no han

permanecido en el lugar de acumulación original, sino que fueron inyectados en la roca huésped o

en las rocas circundantes. Las relaciones estructurales del yacimiento con la roca que los encierra

muestra claramente que fueron inyectados; atraviesan las estructuras rocosas que los encierran,

incluyen fragmentos de dicha roca o se presentan en forma de dique u otras masas intrusivas en

rocas ajenas, incluso llegan a metamorfosear las paredes de las rocas.

3.1.4. Yacimientos magmáticos secundarios. Los yacimientos magmáticos secundarios

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

consolidadas de las fracciones ígneas que las subsistieron después de la cristalización, de los

silicatos formados primeramente, en este respecto difieren las concentraciones primarias de

minerales metálicos. Por lo tanto los minerales metálicos de los yacimientos magmáticos

secundarios se formaron después de los silicatos de la roca, los atraviesan, los inundan y

reaccionan con ellos, produciendo bordes de reacción. Estos cambios denominados alteraciones

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

efectos neumatolíticos o hidrotermales posteriores.

Los yacimientos magmáticos secundarios están predominantemente asociados con rocas ígneas

básicas y se formaron por variaciones de la diferenciación por cristalización. Las pegmatitas

primarias se presentan principalmente en forma de inyecciones, pero también como segregaciones.


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

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

puede enriquecerse en hierro y titanio. El líquido residual puede segregarse a los intersticios

cristalinos al interior de la cámara magmática y cristalizar, sin ulterior desplazamiento, formando los

últimos minerales pirogenéticos. En caso de inmovilidad, este líquido forma segregaciones

magmáticas secundarias en la porción central de la cámara magmática o en las capas del fondo,

puede formar valiosos depósitos.

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

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

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

de la roca madre o hacia el interior rocas que lo encierran.

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

por presión hacia fuera y formar inyecciones magmáticas posteriores.

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

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

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

atraviesan, corroen, y reaccionan con los silicatos magmáticos de formación anterior, sin embargo

estas reacciones tienen lugar antes de la consolidación final. Si los fluidos inyectados, ricos en

hierro, son ricos en volátiles, pueden producir una reacción neumatolítica.

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

formar soluciones no miscibles en magmas de silicatos Vogt, demostró que los sulfuros de hierro-

níquel-cobre, son solubles entre 6 y 7 % de magmas básicos y que al enfriarse pueden separarse

en forma de gotas inmiscibles que se acumulan en el fondo de la cámara magmática, donde forman

segregaciones del sulfuro líquido. Los sulfuros permanecen líquidos hasta después de haber

cristalizado los silicatos, entonces penetran en estos, los corroen y cristalizan alrededor de los

mismos. Estos son los últimos minerales pirogénicos que cristalizan y al penetrar corroen los

silicatos anteriores dan origen a las relaciones que con frecuencia han sido interpretadas como

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

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


confinados a las rocas ígneas básicas de la familia del gabro. Los productos de procesos

magmáticos pueden dividirse en metales nativos, óxidos sulfuros, y piedras preciosas. A

continuación enumeramos los diversos yacimientos y los minerales importantes.

TABLA 4. PRODUCTOS DE IMPORTANCIA ECONÓMICA

Yacimientos Minerales

Metales nativos

Platino Platino con cromita o sulfuros de Ni,-Cu, Co Metales de platino Osmio, iridio, paladio, y otros Oro, plata Metales subproductos Hierro-Níquel Metales nativos

Óxidos

Hierro Magentita, algo de hematita Hierro-titanio Magnetita titanífera, hematita. Titanio Ilmenita Cromo Cromita Wolframio Wolframita Corindón Corindón

Sulfuros

Níquel cobre calcopirita, petlandita, polidimita, sperrylita, con Pirrotita y metales preciosos Níquel Pentlandita y polidimita, con pirrotina Cobre Bornita y calcopirita, con pirita (raro) Molibdeno Molibdenita (raro)

Piedras preciosas

Diamante Diamante Granate Piropo, Almandino Peridoto Peridoto

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

definidas entre minerales metálicos y magmáticos, con ciertas clases de rocas. El platino sólo se

encuentra en rocas básicas o ultrabásicas, variedades de norita, peridotita y sus productos de

alteración

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

Los depósitos de magnetita magmáticas se hallan en la sienita.


Los depósitos de níquel cobre están asociados a la norita.

El corindón magmático a sienita nefelina

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

peridotita.

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

magmáticos, esto puede indicar una relación genética durante el comienzo de la historia de las

rocas básicas.

Ejemplo de un yacimiento de concentración magmática

Se presenta un ejemplo de yacimiento de concentración magmática como el mineral de

magnetita, y que es de importancia económica, y los métodos de exploración. Los métodos utilizaos

en la prospección de yacimientos de fierro (magnetita) son los siguientes: se mencionan a

continuación someramente. Geológico, geofísico, geoquímico

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

en la siguiente Modelo Geológico Hipotético.

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

Geología.

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

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

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

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

yacimientos de Fe.


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

Fig 7. Muestra el vulcanismo ácido que cubre a los elementos geológicos que antecede y la

erosión es la encargada de descubrir parcial o totalmente este tipo de yacimientos, como se muestra en la figura siguiente

Fig 8. En la siguiente figura se muestra las características de algunos yacimientos de Fe, más

importantes que afloran en México


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

con roca extrusiva asociada a rocas andesitas, presenta una segregación de fierro, son las

características que presenta los yacimientos e de fierro Aquila y la Colomera en el estado de

Michoacán.

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

del un efecto tectónico donde el mineral es inyectado y posteriormente segregado como los

siguientes yacimientos Las Truchas en Guerrero, Hércules Coahuila, Cerro del Mercado en

Durango por último el flujo de la segregación se localiza entre el contacto con rocas calcáreas

aunque las rocas calcáreas, se encuentran normalmente en contacto con rocas intrusivas y

produciendo un Skarn de fierro.

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

Las Truchas La Perla en Chihuahua actualmente agotado y muchos más desconocidos.

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

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

obtener anomalías que estén reaccionados con cuerpos plutónicos o estructuras que hayan servido

a la inyección de la mineralización. Las anomalías se pueden clasificar por su intensidad de su


Anomalías aéreas magnéticas originada por mineral de hierro aflorante y oculto zona de Hércules, Coh.

Afloramiento mineral de hierro

campo magnético en valores isononateles, estas deberán ser verificadas en el campo a nivel de

Semidetalle si están relacionadas con la mineralización de magnetita, con fallas o con cuerpos

cuerpo básico o ultrabásico.

Fig.10. Aereomagnetometría de detalle

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

del mineral en porcentaje de fierro y de sus impurezas.

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

volatilizados y posteriormente depositados a partir del vapor a menor temperatura o presión. Implica

una transición directa del estado sólido al gaseoso o viceversa sin pasa por el estado líquido que

usualmente se encuentra entre ambos.

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

para que sean costeables.


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

elevada temperatura, escapan durante la consolidación de los magmas intrusivos o poco después

de la misma; fueron divididos por Farrell en dos tipos:

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

contacto.

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

rigen al metasomatismo de contacto

Se debe hacer una clara distinción de ambos.

3.4. El metamorfismo de contacto se manifiesta por:

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

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

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

mineral en la zona marginal; pueden presentarse minerales pegmatíticos como la turmalina, el

berilo o los granates.

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

efecto de un endurecimiento de las rocas circundantes, en general una completa transformación de

la misma.

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

óxido de calcio y el cuarzo pueden combinarse formando Wollastonita; dolomita, cuarzo y agua

forman tremolita o actinita si se le añade hierro; calcita, arcilla y cuarzo forman granates o

grosularia. cuarcita a partir de areniscas o mármoles a partir de calizas o dolomitas y rocas más

metamorfoseadas, como corumbianitas a partir de pizarras o esquistos, rocas silicatadas complejas

a partir de caliza impuras.

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

metamórfica de contacto, que varía según la forma y tamaño de la intrusión, el carácter y estructura

de las rocas.


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

importantes a partir del magma, las cuales por reacción meta somática con las rocas con las que

establece contacto forman nuevos minerales en condiciones de elevada temperatura y presión. A

los efectos producidos por el calor del metamorfismo de contacto se añaden los del

metasomatismo, en virtud de los cuales los nuevos minerales están compuestos, y en parte por

constituyentes que se les han agregado desde el magma. En este caso la mineralogía es más

variada y compleja que con el metamorfismo térmico sólo.

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

minerales, resultan yacimientos magmáticas de contacto, particularmente en un ambiente favorable

de rocas calcáreas. A estos depósitos se les a denominado frecuentemente yacimientos

metamórficos de contacto; Lindgren dice que no son metamórficos; Son metasomáticos y sus

materiales se derivan gran parte del magma y no de la roca invadida.

Lindgren, propuso la denominación de depósitos pirometasomáticos, definiéndoles aquellos

formados por cambios metasomáticos en las rocas principalmente en la caliza, en contacto con

rocas intrusivas o cerca de las mismas y bajo la influencia de emanaciones magmáticas.

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

esencialmente lo mismo, Lindgren, incluye en los pirametasomáticos son numerosos yacimientos

lejanos del contacto con el intrusivos, muchos de los cuales son considerados como yacimientos de

reemplazamiento hipotermal.

3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en:

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

constituyentes rocas originales.

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

del magma.

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

rocas invadidas son el resultado del calor transferido directamente por las emanaciones

magmáticas, y en menor proporción por la conducción que es más lenta. Capas enteras de rocas de


carbonatos se transforman en rocas complejas llamadas táctitas, o skarn con la adición de los

óxidos de hierro bien granatitas.

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

de la intrusión y continúa hasta mucho después de la consolidación de la parte exterior de la

intrusión. La primera fase que es térmica, produce recristalización y recombinación, con o sin aporte

del magma, esto da origen a muchos silicatos, la magnetita y el oligisto se forman con los silicatos y

después de ellos, pero generalmente preceden a la formación de los sulfuros.

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

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

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

transferencia de materias por los fluidos magmáticas debe de haber ocurrido en el período posterior

después de estacionarse la zona fría de la intrusión y durante la acumulación del magma final, en el

que habían concentrado los mineralizantes

2. Relación con la intrusión. El Metasomatismo de contacto que da origen a los yacimientos

minerales no se presenta en todos los magmas, parece depender de la composición del magma y

este esta relacionado con el volumen y profundidad de la masa intrusiva.

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

mayoría silícica de composición intermedia, como monzonita cuarcífera, monzonita, granodiorita, o

diorita cuarcífera.

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

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

raros en rocas básicas.

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

intrusiones básicas esto se debe probablemente a que la materia silícea tiene un alto contenido de

agua, mientras que la básica es relativamente seca.

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

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


con lacolitos y grandes solares y están ausentes los diques. Las masas que buzan suavemente

producen zonas más amplias de metasomatismo de contacto que los que tienen flancos muy

pronunciados.

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

formación de los yacimientos metasomáticos de contacto, los depósitos sólo se encuentran en

rocas granudas, lo que indica un enfriamiento lento. La ausencia de depósitos en rocas de textura

vítrea y afanítica, debido a un enfriamiento rápido a escasas profundidades no son favorables para

los depósitos metasomáticos y la mayoría de ellos cristalizaran a profundidades superiores a los

1500 m.

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

metamorfismo de contacto, raramente sus bordes pueden estar alterados que oscurezcan él limite

exacto entre la intrusión y la roca alterada. La epidota es el mineral principal formado durante la

intrusión, es el resultado de la absorción CaO y CO2, de la roca invadida. Con menos frecuencia se

presenta él gránate, la vesubianita, clorita, diópsido, y otros minerales es frecuente la seritización de

la intrusión, es un efecto causado por emanaciones ulteriores de agua termales a través los bordes

estabilizados de la intrusión.

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

del magma; la caliza y la dolomía pura cristalizan fácilmente y sé recombinan con los elementos

introducidos.

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

sílice, alúmina y el hierro son ingredientes dispuestos para entrar a en nuevas combinaciones con el

óxido de calcio. La totalidad de la roca adyacente a la intrusión puede ser convertida en una masa

de granate, silicatos y mineral.

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

minerales metasomáticos, los esquistos y pizarras resultan calcinados y endurecidos, o alterados en

forma de corumbia, generalmente con andalucita, sillimanita y estauralita. Las rocas ígneas

invadidas no contienen depósitos metasomáticos de contacto, presenta una leve alteración.


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

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

de minerales de mena y de ganga.

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

caprichosa distribución dentro de la aureola de metamorfismo.

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

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

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

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

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

espesas capas de calizas en formas tabulares y los depósitos están alineados.

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

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

presentar facetas de cristales de varios centímetros de longitud.

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

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

hastingsita, tremolita, actinolita, wollastonita, epidota, zoicita, vesubianita, diópsido, forsterita,

anortita, albita, florita, clorita y micas. Generalmente están presentes en el cuarzo y carbonatos.

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

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

metales nativos, sulfuros, arseniuros y sulfosales. Los óxidos están representados por magnetita,

ilmenita, oligisto, (especularita), corindón y espínelas.

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

nativos, los sulfuros son principalmente sulfuros básicos de metales, los sulfo arseniuros y los

antimoniuros, son raros, lo mismo que los teluros, se encuentran además, sheelita y wolframita.


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

minerales y ejemplos.

Tabla 5. Yacimientos Minerales Resultantes

Depósitos Minerales Principales Ejemplos

Hierro Cobre Zinc Plomo Estaño Wólframio Molibdeno Grafito Oro Manganeso Granate Corindón

Magnetita y oligisto Calcopirita, bornita con pirita, pirrotita, blenda, molibdenita y óxidos de Fe Blenda con magnetita, sulfuros de hierro y plomo Galena, magnetita, pirita, cobre zinc. Casiterita, Wolframita, molibdenita Shelita y sulfuros con molibdenita y pirita Molibdenita, pirita y granate Grafito y silicatos de contacto. Oro con arsenopirita, magnetita y sulfuros de hierro y cobre Manganeso, óxidos de hierro, silicatos Granate y silicatos Corindón con magnetita y granate y silicatos

Cornwall (E.U; Iron spring (utha), Fierro (N. Mex) Banato (hungria). Bisbee, Cananea, Utah Hanover, Nuevo Mex. N. Mex. California Finlandia, Sajonia, Alaska Australia, Nevada, Islandia Australia, Marruecos. Canadá, Australia Columbia Británica, E.U. Corea México, Suecia Nueva York


CAPÍTULO 4

4. PROCESOS HIDROTERMALES.

Son soluciones hidrotermales que transportan los metales desde la intrusión en consolidación hasta

el lugar de la deposición del metal y se les considera el factor de mayor importancia en la formación de

depósitos minerales epigenéticos. Son líquidos que gradualmente pierden calor a medida que aumenta

su distancia de la intrusión. De este modo dan origen a depósitos hidrotermales de elevada temperatura

cerca de la intrusión, los depósitos de temperatura intermedia acierta distancia de la misma, y los de

baja a mayor distancia. Lindgren designó a estos 3 grupos con el nombre de depósitos hipotermales,

mesotermales y epitemales, según las temperaturas y presiones.

En su viaje a través de las rocas, las soluciones hidrotermales pueden perder su contenido mineral

por deposición en las distintas clases de aberturas de las rocas, formando depósitos de relleno de

cavidades o por sustitución meta somática de las rocas, formando depósitos de substitución. La

substitución en condiciones de alta temperaturas y presiones próximas a la intrusión donde se formaron

los depósitos hidrotermales y el relleno de cavidades predomina en condiciones de bajas temperaturas

y presiones donde se formaron los depósitos epitermales ambos son características de la zona

mesotermal.

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

hidrotermales son:

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

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

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

4. Reacción química cuyo resultado sea la deposición.

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

explotables.

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

minerales o de la alteración de la pared rocosa, la palabra hidrotermal, son aguas calientes cuya

temperatura oscila entre los 500° C y 50° C. Las de temperatura elevada están también a presión

elevada


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

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

gas.

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

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

clasificarse del modo siguiente.

4.1.3. Cavidades primitivas.

Espacios porosos

Retículos cristalinos.

Vesículas o burbujas de aire

Conductos de expulsión de lavas

Grietas de enfriamiento

Cavidades de brechas ígneas

Planos de estratificación

4.1.4. Cavidades provocadas

Fisuras, con fallas o sin ellas

Cavidades en zonas de cizallamiento

Cavidades debidas a plegamiento o alabeo

Crestas de pliegues

Grietas y roturas de anticlinales y sinclinales

Chimeneas volcánicas

Brechas tectónicas

Brechas de hundimiento

Cuevas de solución

Aberturas de alteración de rocas

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

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

y agua.


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

roca. Los materiales ángulos tienen mayor porosidad que los esféricos, los materiales más finos tienen

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

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

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

puede ser porosa y no ser permeable. La permeabilidad no aumenta en proporción directa con la

porosidad, pero depende de los poros, y la cantidad total de espacio poroso, principalmente la

interconexión de los espacios porosos.

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

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

interconectados.

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

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

produzcan substituciones o adiciones dentro del cristal.

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

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

adyacentes por menas minerales.

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

típicas de la parte superior de muchas corrientes de lava basáltica.

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

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

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

rocas ígneas.

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

Brechas volcánicas que forman conglomerados.

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

materiales más finos en los intersticios. Pueden ser totalmente permeables.


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

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

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

las fisuras son fallas. Pueden constituir conductos largos y continuos para las soluciones. Cuando están

ocupadas por metales o minerales forman filones de fisura.

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

lugar de estar concentradas en una o dos roturas, se descomponen en innumerables superficies de

roturas y trituración. Las aberturas delgadas y hojosas, la mayoría en su tamaño infinitesimal, son

excelentes conductos para las soluciones, como lo demuestran las copiosas corrientes de agua que

fluyen por ellas en donde forman túneles o minas.

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

origen a:

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

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

un ligero hundimiento.

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

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

producen aberturas tabulares, las materias expulsadas pueden volver a caer o ser arrastradas de

nuevo a la abertura, formando brechas

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

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

o bien por hundimiento de las rocas situadas encima de una abertura, en este caso se forman brechas

de hundimiento.

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

soluciones hidrotermales a través de las rocas parece producirse con mayor facilidad donde existen

aberturas largas y continuas, como fisuras, o donde existen aberturas más pequeñas interconectadas,

como en las zonas de cizallamiento, capas de lava vesicular o sedimentos porosos permeables,

muchos yacimientos contienen millones de toneladas de mineral, debieron de ser enormes cantidades

de soluciones para transportar esta sustancia.


4.2. Factores que afectan a la deposición.

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

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

atraviesan. Las rocas silicatadas las hacen alcalinas o más alcalinas. La concentración de iones de

hidrogeno (PH) puede determinar cuándo ha de ocurrir la reacción con las rocas o deposición.

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

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

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

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

descenso de temperatura hace disminuir la solubilidad y produce precipitación. Las soluciones

hidrotermales inician su camino con el calor proporcionado por el magma, calor que se pierde

lentamente al ir atravesando las rocas. El descenso de temperatura depende del ritmo de pérdida de

calor en las paredes rocosas, lo cual depende a su vez de la cantidad de la solución que atraviese, de

las reacciones exotérmicas y principalmente de la capacidad de la pared rocosa para absorber el calor.

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

será el descenso de la temperatura en las soluciones. En las fases iniciales de circulación de las

paredes rocosas frías, el descenso de temperatura será relativamente rápido pero la continua fluencia

de soluciones calentará las rocas de las paredes hasta llegar a la temperatura de las soluciones, en

cuyo momento disminuirá la pérdida de calor.


Tabla 6. Se presentan algunos efectos de alteración.

Condiciones Roca Productos de alteración

Epitermal

Caliza

Lavas

Intrusivas ígneas

Silicificación

Alunita, clorita, pirita, sericita,

Minerales arcillosos.

Clorita, epidota, calcita, cuarzo,

sericita, minerales arcillosos..

Mesotermal

Caliza

Pizarras y lavas

Rocas ígneas silícicas

Rocas ígneas básicas

silicificado a jasperoide, dolomitas,

siderita, silicificación, minerales

arcillosos, principalmente

sericita y cuarzo, minerales arcillosos

serpentinizado, epidota y clorita

Hipotermal

Rocas graníticas,

esquistos, y lavas

Greisen, topacio, muscovita, turmalina,

pírasenos y anfíbol

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

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

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

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

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

actuado conjuntamente, depende el carácter químico y físico de la roca huésped y de los rasgos

estructurales, de la intrusión y de la profundidad de su formación, de los cambios que experimenten las

aberturas de las rocas.

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

localización del mineral. Estas pueden formarse en cualquier clase de roca huésped. Por ejemplo las

rocas carbonatadas permiten la formación de aberturas para la solución, es necesaria la permeabilidad,

está puede proporcionar el espacio poroso originario, las fisuras en los planos de foliación de los

minerales, las brechas, junturas, fracturas, fallas y otros factores.


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

visibilidad, los planos de exfoliación de los minerales, las brechas las junturas, las pequeñas fracturas y

otros factores. La influencia de la roca huésped en la localización del mineral puede ser química o física

o ambas cosa.

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

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

minerales.

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

substitución.

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

parecido a las fisuras.

Las intersecciones fisurales son emplazamientos particularmente favorables a la deposición de

mineral.

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

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

como para los de substitución.

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

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

minerales.

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

minerales se forman según una secuencia ordenada, y esta disposición se denomina Paragénesis. Es

muy sencilla en los depósitos magmáticos y metasomáticos de contacto, en los que minerales de ganga

son rimero, los óxidos vienen después y los sulfuros se presentan al último. En los depósitos que

rellenan cavidades el mineral esta dispuesto en capas sucesivas (denominado crustificación)

depositándose una capa más joven encima de una más vieja, en algunos depósitos pueden hallarse

presentes ocho o diez minerales o repetirse los mismos en una sola secuencia mineral.

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

comienza con cuarzo, seguido de sulfuros o arseniuros de hierro, blenda, enargita, calcopirita, bornita,

galena, oro, y minerales argentíferos complejos. Los últimos minerales se encuentran posados en

cristales anteriores en las porciones centrales, no rellenadas del yacimiento y denominadas drusas.

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

generalmente, a disminución de la solubilidad de los minerales en solución, a consecuencia de un


descenso de temperatura y de presión, es decir, los minerales más solubles permanecen más tiempo

en solución y los menos solubles son los primeros en precipitarse. En los yacimientos de

reemplazamiento sulfuroso se trata de solubilidad relativa, en el cual el mineral sustituido es más

soluble que el que se deposita, de lo contrario no se produciría la sustitución. Él (HP) de las soluciones

es un factor, determinante ya que los distintos minerales pueden ser depositados en condiciones

alcalinas o neutras.


Tabla 7. CUADRO PARGENÉTICO DE LOS MINERALES


4.3.2. Yacimientos Hipotermales o Katatermales. Los yacimientos hipotermales se forman a

temperaturas y presiones altas en zonas en donde no existe conexión con la superficie. El rango

general de temperatura determinada por métodos de geometría oscila entre 300° y 600° C son

comunes las estructuras y texturas indicativas de reemplazamiento, la mayoría de las menas

hipotermales son de grano grueso.

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

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

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

minerales, es abundante en los yacimientos hipotermales.

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

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

presenta la turmalina negra, flogopita, moscovita, biotita, zinnwaldita, topacio, apatito, silimanita,

hedenbergita, horblenda, tremolita, actinolita, las espínelas, cromita, y los feldespatos, estos minerales

son característicos de los yacimientos ígneos metamórficos pero también se encuentran en filones

hipotermales, pueden estar presentes los granates como cristales individuales.

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

mesotermales típicas.

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

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

abundantes en las rocas metamórficas y en rocas de los períodos geológicos más antiguos.

Generalmente están cerca de masas de rocas ígneas plutónicos, aunque algunos grandes yacimientos

pueden no estar ligados genéticamente con plutones particulares determinados.

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

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

300°C a partir de soluciones que probablemente tienen al menos una pequeña conexión con la

superficie.

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

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

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

drusas y relleno de cavidades.


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

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

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

de reemplazamiento pueden desarrollarse donde cortan a las rocas carbonatadas.

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

paredes y se forman por reemplazamiento parcial de la roca huésped a lo largo de fisuras

repetidamente abiertas, los productos más abundantes de los yacimientos mesotermales son: cobre,

plomo, zinc, molibdeno, plata, oro, entre los minerales más característicos están la calcopirita, enargita,

bornita, tetraedrita tennantita, esfalerita, galena, calcosina, así como otros minerales menos frecuentes,

los minerales de ganga incluyen cuarzo, pirita, y carbonatos; un yacimiento típico de cobre – plomo-cinc

puede incluir todos estos minerales y otros.

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

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

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

anfíboles, o turmalina, que son minerales de alta temperatura, ni zeolitas que son estables en

temperaturas bajas.

Muchos yacimientos mesotermales están estrechamente relacionados con rocas ígneas, tanto

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

yacimientos mesotermales. (ver a Parck o Bateman).

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

hidrotermal formados a profundidades someras y a bajas temperaturas. La deposición tiene lugar

normalmente dentro de los 900m. De la superficie, en el rango de temperaturas de 50° y 200°C. La

mayoría están en forma de rellenos de filón, fisuras irregulares ramificadas, stockworks o chimeneas de

brecha. El reemplazamiento se conoce en muchas de las menas, pero son más frecuentes los rellenos

de espacios abiertos y algunos yacimientos son la forma dominante de emplazamiento. Las cavidades

de drusas, estructuras en peine, crustificaciones y el bandeado simétrico son generalmente

observables. Las fisuras tienen una conexión directa con la superficie permitiendo que los fluidos

mineralizantes fluyan con relativa facilidad, de hecho algunas termales y fumarolas son probablemente

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

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


Algunos yacimientos pueden estar directamente relacionados con cuerpos intrusivos de

asentamiento profundo, pero esta condición sola es demostrable bajo condiciones especiales de

erosión. Muchos yacimientos epitermales no tienen ninguna asociación observable con rocas intrusivas.

La mayoría de las menas están en áreas de vulcanismo terciario o cerca de ellas especialmente

próximas a los cuellos volcánicos y otras estructuras que comunican con los materiales de origen

infrayacente. Puesto que estos yacimientos se forman cerca de la superficie, son más abundantes en

rocas jóvenes, aunque, por otra parte, podrían haber sido eliminados ordinariamente por erosión. El

medio volcánico engendra aguas calientes a profundidad en diversas minas de mercurio de California.

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

porosidad alta permite a los fluidos asociados atravesar las rocas encajonantes grandes distancias y un

diferencial de temperaturas favorable estimula las reacciones entre la roca huésped y las soluciones

que lo atraviesan.

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

alteración son: clorita, sericita, alunita, zeolitas, arcillas, adularía, sílice y pirita, la clorita es el mineral

de alteración normal, como intermedio con las rocas volcánicas máficas la propilitización es el proceso

dominante, siendo la propilita un agregado de clorita, pirita, epidota, sericita, carbonatos y albita

secundarios; la sílice y la pirita de los halos de alteración hidrotermal son generalmente de grano fino.

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

dolomita, rodocrosita, baritina, y fluorita. los minerales hipotermales típicos, tales como turmalina,

topacio y granate están ausentes.

Los minerales de mena característicos de los yacimientos epitermales incluyen los

sulfoantimoniuros y sulfoarceniuros de plata (polibasita, stephanita, pearcita, pirargirita, proustita y

otros), los teluros de oro y plata (petzita, [(Ag, Au)2 Te ], Silvanita [(Au, Ag)Te2], Krenerita [(Au,

Ag)Te2], calaverita (AuTe2), hesita (Ag2Te) y otros), estibina, acantita, cinabrio y mercurio nativo y

electro (la aleación natural de oro y plata), fueron depositadas en condiciones epitermales. Otros

minerales de bonanza epitermales contienen teluros de oro y sulfuros, sulfosales y seleniuros de plata.

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

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

para reaccionar químicamente con las rocas circundantes. Estas fases terminales del sistema

hidrotermal canalizado se denominan fluidos Teletermales (del griego, tele: lejos). La zona teletermal es


in medio somero donde las temperaturas y las presiones son bajas donde las características de los

minerales son similares, tanto si se precipitaron de aguas meteóricas descendentes como fluidos

hidrotermales ascendentes diluidos por aguas subterráneas más frías.

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

hierro y galena pobre en plata, calcopirita, pirita, marcasita, calcosina, y cantidades menores de otros

sulfuros. El cobre nativo se deposita en zona termal y los minerales a óxido son prácticamente nulos en

cuanto la variedad. Muchos yacimientos de flourita y baritina, han alcanzando a veces los dos últimos

proporciones económicas. En algunos distritos, la galena, esfalerita, baritina, y fluorita Teletermales se

encuentran juntos en cantidades explotables. La alteración precede a la deposición del mineral, reduce

el grado de correlación entre zonas blanqueadas y los cuerpos minerales.

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

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

la zona teletermal no exhibe ninguna alteración o solamente Silicificación, piritización, y carbonitización

mínima. La sílice criptocristalina puede remplazar a la caliza próxima a las menas, y los cristales de las

menas esparcidos pueden definir a una zona de hierro reducido a sedimentos clásticos, pero el halo de

alteración raramente es lo suficientemente visible para ser una buena guía de la mena. No obstante, la

argilitización de sedimentos porosos puede blanquear efectivamente amplias zonas cerca de los

yacimientos teletermales, y si bien la alteración precede a la deposición del mineral, reduce el grado de

correlación entre zonas blanqueadas y los cuerpos minerales.

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

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

continuación se mencionan:

Depositación singenética.

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

Metamorfismo.

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

artesiano.

Depositación singenética dispersa, con concentración posterior ascendentes.

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


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

compactación u otro tipo de descarga.

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

reemplazamiento como relleno de espacios abiertos y los minerales pueden variar desde afaníticos o

de grano muy grueso.

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

grandes distancias de los posibles centros magmáticos y normalmente lejos de áreas de fuertes

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

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

permeabilidad. La mayoría de las menas están en capas tendidas que muestran poca o ninguna

evidencia de deposición a partir de fluidos ascendentes. Su aspecto y carácter general y se puede

interpretar como productos de procesos meteórico o sedimentarios.

4.3.6. Yacimientos Xenotermales. Los plutones intrusionados a profundidades someras

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

de temperatura y presión son excepcionalmente acusados, originando que los fluidos minerales sufran

un rápido enfriamiento y pérdidas repentinas de presión durante su ascenso. Como resultado, los

minerales de mena se depositan solamente en una corta distancia y en una paragénesis confusa.

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

enfriamiento a temperaturas cercanas a la superficie requiere de deposición de minerales típicos de

baja temperatura durante los estados finales de actividad hidrotermal. Además la mayoría de los

minerales de alta temperatura no están en equilibrio con las fases más frías y son así atacados y

alterados durante la mineralización posterior.

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

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

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

Buddinton (1935) como una adición necesaria a la clasificación de Lindgren.

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

mineralizasteis hacia la superficie, los minerales de alta y baja temperatura pueden ser bien


<<descargados>> juntos o bien distribuidos a lo largo de una zona determinada. La <<descarga>>

tiene lugar cuando los minerales que ordinariamente no se encuentran juntos son precipitados

prácticamente simultáneos.

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

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

Paragénesis normal de los minerales filonianos. Este tipo de yacimiento se conoce como solapados o

telescopiamiento, ya que cada zona se solapa con la siguiente. El solapamiento y la descarga

caracterizan a los yacimientos Xenotermales.

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

edad relativamente reciente, aunque también se encuentran a profundidades someras en rocas de

todos tipos y edades. Los yacimientos forman generalmente filones compuestos, desarrollados por

reaperturas periódicas de las fisuras y de posición de minerales de temperatura progresivamente más

bajas.

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

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

reemplazamiento puesto que los sistemas son penetrantes y no hay tiempo suficiente para que tengan

lugar la mayor parte de las reacciones de reemplazamiento. Las rocas huéspedes están típicamente

fracturadas, rotas o cizalladas, y los minerales hidrotermales son generalmente de grano fino.

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

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

casiterita, wolframita, magnetita, especularita, sheelita, y molibdenita, aparecen como minerales

característicos de medios a baja temperatura, tales como sulfosales de plata. Además, cualquiera de

los minerales comunes de yacimientos mesotermales puede estar presentes en los conjuntos

Xenotermales.

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

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

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


Estructuras que contienen mineralización

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

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

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

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

meteórica, la mayor parte son calientes, y diluidas y magmáticas. La precipitación de los minerales se

efectúa en virtud de los procesos efectuados por los cambios químicos, de temperatura, y presión de

las soluciones mineralizadoras.

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

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

depositados primeramente, hasta que el relleno se completa, y esto produce la crustificación, si la

cavidad es una fisura producirá un filón estratificado, si las capas rodean fragmentos de brecha, pueden

resultar minerales en forma de escarapela, si desde las paredes se proyectan cristales salientes, se

forma una estructura Padua.

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

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

más secuencias de cristales depositados en las paredes y son buscadas por los coleccionistas de

minerales por que son el alojamiento de cristales hermosos y raros que adornan los museos de

mineralogía. Los depósitos y drusas permiten el estudio de la Paragénesis, la estratificación de las

vetas pueden ser simétrica o asimétricas. El relleno de cavidades implica dos procesos separados:

La forma de abertura.

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

son independientes, separados por un intervalo de tiempo.

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

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

concentración de metales y productos minerales


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

Filones de fisura.

Yacimientos de zonas de cizallamiento.

Stockworks o criaderos en masa.

Crestas de repliegues.

Venas escalonadas.

Declives y planicies, grietas de plegamiento.

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

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

Rellenos de espacios porosos.

Rellenos de vesículas.

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

fisuras, dos de sus dimensiones son mayores que la tercera.

Formación. La formación de un filón de fisura implica:

La formación de la fisura misma.

Los procesos de formación del mineral.

Las fisuras pueden formarse en virtud de tensiones que actúen en la corteza terrestre, pueden o

no ir acompañadas por fallas, estas pueden ampliarse en el momento de la mineralización, por la fuerza

intrusiva de las soluciones mineralizantes que actúa desde abajo, la fuerza de cristalización de los

cristales al adquirir grosor puede separar como una cuña las paredes de una grieta y practicar una

fisura más amplia.

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

ser compacta o estratificada.

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

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

integrada por varias fisuras aproximadamente paralelas rellenas de mineral con vetas transversales que

en lazan.

Lenticulares, son gruesos lentejones en esquistos, se encuentran varios a la vez a modo de sarta

de salchicha, pero pueden estar sueltos formando lentejones escalonados.


Laminado, es un grupo de fracturas muy próximas entre, están delimitadas y paralelas cada una

se llena de minerales y queda separada por capas de roca estéril.

4.3.9. Características físicas. La mayoría de los filones de fisura son estrechos, y su longitud

oscila entre una decena de metros y algunos kilómetros, pocos son verticales la mayoría están

inclinados, con afloramiento en la superficie.

4.3.10. Yacimientos de cizalla. Las aberturas delgadas, hojosas, y conectadas entre sí de

una zona de cizalladura sirven de excelentes conductos para las soluciones mineralizantes, y se

produce una deposición en el interior de las venas y grietas en forma de granos finos o placas delgadas

de minerales. El espacio que quedo abierto es insuficiente para contener suficiente minerales no

ferrosos para constituir una mena, pero el oro con pirita forma depósitos explotables.

4.3.11. Reemplazamiento Metasomático. El reemplazamiento metasomático se denomina

generalmente, al proceso más importante en la formación de los yacimientos minerales epigenéticos,

Es el proceso dominante en la deposición mineral, en los yacimientos hipotermales, mesotermales e

importante en el grupo epitermal; las menas de los depósitos metasomático de contacto se formaron

casi por completo mediante este proceso; es el proceso regulador de la deposición del enriquecimiento

de los sulfuros supergénicos. Además, desempeña el papel más importante en la alteración de las

rocas que acompaña a la mayor parte de la metalización epigenético.

El reemplazamiento puede definirse como proceso de solución y deposición capilar esencialmente

simultánea, en virtud de que uno o varios minerales de formación anterior son sustituidos por un

mineral nuevo. Por medio del reemplazamiento la madera puede transformarse en sílice (petrificación),

un mineral puede pasar a ocupar el lugar de otro conservando su forma y tamaño (seudomorfos), o una

gran masa de mineral macizo puede ocupar el lugar de un volumen igual de roca. Así se originan

muchos depósitos minerales.

El mineral (metasomo) no necesita tener ningún Ion común con la sustancia substituida. Los

minerales substituyentes son acarreados en solución, y las substancias substituidas son alejadas

también en la solución.

4.3.12. Proceso de reemplazamiento. Si las soluciones mineralizantes se encuentran

minerales que son inestables en su presencia, se produce el reemplazamiento. El intercambio es


virtualmente simultáneo, y el cuerpo resultante puede ocupar el mismo volumen y puede conservar

idéntica estructura que el cuerpo original.

Si una pared de ladrillos se fuese quitando cada ladrillo uno a uno y se sustituyera por un ladrillo de

plata del mismo tamaño, el resultado seria una pared del mismo volumen y de la misma forma incluso

con el detalle del mosaico de los ladrillos.

4.3.13. Agentes del reemplazamiento. Los yacimientos de reemplazamiento son producidos

por soluciones líquidas o gaseosas y ambas predomina el agua. Las soluciones líquidas desempeñan

el papel más importante. La mayor parte de los yacimientos de reemplazamiento hipogénicos, se

consideran depositados a partir de soluciones alcalinas termales de procedencia ígnea; estas

soluciones pudieron haber salido de la cámara magmática en forma de líquidos alcalinos o de

emanaciones gaseosas ácidas, que ulteriormente se condensan en líquidos y generalmente se vuelven

alcalinos por reacción de las rocas por las cuales pasan las aguas calientes, que al principio son

enteramente magmáticas pueden haberse diluido y después de mezclarse con aguas meteóricas

próximas a la superficie. Las materias arrastradas proceden en gran parte del magma, pero alguna

procede del hastial disuelto.

La superficie fría o de las aguas artesianas producen también yacimientos de reemplazamiento,

tanto primarios como supergénicos por ejemplo: algunos depósitos de manganeso y muchos depósitos

de sulfato supergénico y las emanaciones gaseosa.

4.3.14. Yacimientos minerales resultantes. Los yacimientos minerales formados por

reemplazamiento pueden dividirse en: Yacimientos masivos compactos, de filón de reemplazamiento y

diseminados, los yacimientos de hierro, son los depósitos metálicos mayores y más ricos.

Los yacimientos masivos se caracterizan por su gran variabilidad de su tamaño y por su forma

extremadamente irregular, las masas situadas en caliza, generalmente se condensan y adelgazan

forman siluetas ondulantes.

En general, los yacimientos están formados en su mayor parte, de mineral introducido y de

minerales de ganga, y materia rocosa.


4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento. Están localizados a lo largo de delgadas

capas o fisuras cuyas paredes fueron reemplazadas por su forma parecen filones de fisura los anchos

varían a lo largo del mismo, el mineral puede ser masivo o diseminado.

4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento. El material introducido constituye

tan sólo una pequeña proporción del mineral. Los minerales están diseminados en toda la roca

huésped, en forma de motas, granos o vejigas generalmente de pequeñas vetas, y representan el tipo

de reemplazamiento de centros múltiples.

La cantidad de ganga introducida es pequeña, y la mena consiste en roca huésped alterada y los

granos diseminados. El contenido total de minerales metálicos puede llegar a ser de sólo el 2 % de

masa.

4.3.17. Forma y volumen. La forma de los yacimientos de reemplazamiento está determinada

en gran parte por los rasgos estructurales y sedimentarios son irregular, tabular, anticlinales, sinclinales

o grandes depósitos diseminados.

4.3.18. Textura de los minerales. De reemplazamiento, varía considerablemente según las

condiciones de temperatura y presión de formación y el grado de sustitución.

En todos los minerales de reemplazamiento falta la crustificación, y están ausentes las drusas.

Los minerales diseminados se caracterizan por su textura moteada. Los granos de mineral pueden

ser amorfos, como en los minerales de cobre, o cristales, como en los depósitos diseminados de

plomo.

Los minerales masivos pueden conservar su textura y estructura de las rocas a que sustituyen,

como la textura de las calizas oolíticas, los romboedros de dolomitas o los fenocristales del pórfido. Sin

embargo, comúnmente esta textura originaria queda destruida por completo.

4.3.19. Crestas de Repliegue. Si se dobla fuertemente un grueso montón de papel se forman

repliegues y aberturas entre las hojas del vértice del arco, dé manera análoga se forman receptáculos

de mineral a ser plegadas fuertemente capas alternas de rocas favorables o desfavorables, como

cuarcita y pizarra. Al rellenarse de mineral parecen la sección vertical de una silla de montar, y de ahí

su nombre inglés (Saddle).


4.3.20. Venas Escalonadas. Se da el nombre de venas escalonadas a fracturas transversales

cortas y espaciadas, con mayor o menor regularidad que se encuentran en los diques y se extienden en

forma aproximadamente paralela, de pared a pared del dique, estas aberturas pueden contener tal

cantidad de mineral que formen depósitos de importancia comercial, las fisuras pueden formar venas

individuales, aisladas.

4.3.21. Declives y Planicies. Por carga ligera, el hundimiento o un plegamiento sinclinal suave

de las capas sedimentarias quebradizas da origen a una serie de resquebraduras de tensión o

aberturas, conocidas colectivamente con de declives y planicies.

Un plegamiento suave abierto forma también grietas de tensión anticlinales en charnelas del

anticlinal o en las artesas de sinclinales.

4.3.22. Grietas de plegamiento. Las grietas de los anticlinales y sinclinales producidas por

plegamiento bajo carga, tienen generalmente pequeña extensión vertical y tienen la apariencia de

peldaños.

4.3.23. Rellenos de cavidades por soluciones. Se les encuentra en las calizas a poca

profundidad y se cree que fueron disueltos por encima del nivel friático por aguas superficiales

cargadas de anhídrido carbónico.

Las cuevas de tamaños y formas diferentes son características de las regiones cársticas que han

experimentado prolongada erosión y que van acompañadas por hundimientos.

Las pequeñas cuevas pueden estar casi llenas de mineral, pero las cuevas grandes, solo contienen

generalmente costras periféricas de minerales en las cuales pueden figurar grandes y hermosos

cristales.

4.3.24. Rellenos de espacios porosos. Los espacios porosos pueden contener minerales,

además de petróleo, gas y agua, se encuentran minerales de cobre ocupando poros en las areniscas y

en las capas rojas Pérmicas otros elementos de importancia son el vanadio y uranio.

4.3.25. Rellenos vesiculares. La parte superior vesicular de la lava vesicular permeable puede

servir de conducto para las soluciones mineralizadoras. Se han encontrado en las vesículas existentes


de los basaltos rellenas de cobre y han dado a varios depósitos de importancia mundial y han sido

explotados hasta una profundidad de 2,750m.

4.3.26. Brechas Hidrotermales. Dentro de este yacimiento se a observado que existen dos

tipos de brechas hidrotermales asociados a ellos: Las brechas de colapso y brechas de intrusión y son

buenos receptáculos para la mineralización.

4.3.27. Brecha Hidrotermales de colapso. Se define como una roca brechada con un

desarrollo vertical más grande que sus dimensiones horizontales las características que presentan son

las siguientes:

Se originan por gravedad y presentan una sección elíptica o circular.

Los contactos con la roca encajonante están bien marcados y se tiene presencia de fracturas

verticales.

Pueden o no alcanzar la superficie.

Se encuentran en grupos y ocasionalmente presentan una alineación bien definida y su tamaño

es variable y pueden alcanzar gran profundidad.

Los fragmentos de roca que constituyen tienen la misma composición que la roca encajonante.

Los fragmentos de la roca son normalmente angulosos, tabulares en ocasiones sé Presentan

bloques exfoliados dando formas arredondeadas. Los fragmentos tabulares son originados por

“descascaramiento” de las paredes de las chimeneas y por exfoliación del bloque redondo.

Generalmente el brechamiento va graduando hasta constituir un Stockwork.

Contienen gran cantidad de espacios vacíos como evidencia de la remoción de grandes

volúmenes de roca de roca original.

Fluidos hidrotermales inyectados posteriormente dentro de la brecha, pueden formar canales

para una segunda época de mineralización.

Cuando están mineralizadas, el mineral de mena puede cubrir toda la brecha o formar una

pequeña parte de la estructura.

Generalmente la matriz no contiene polvo de roca. Las brechas de colapso mineralizadas,

presentan un tipo estructural con variedad de cambios, como chimeneas fracturadas y zonas de

Stockwork.


Existen muchas teorías que tratan de explicar el origen de este tipo de brechas solo se mencionaran

algunas.

4.3.28. Nortón (1973). Supone que en una intrusión en la cual una concentración alta en

volátiles en su parte superior que al reunirse originan una burbuja que va aumentando de tamaño

gradualmente hasta que la presión del vapor obliga la ruptura y el espacio desocupado entonces es

rellenado por fragmentos de la roca encajonante.

4.3.29. Locke (1926). Considera que la brecha se origina debido a una subsidencia causada por

la remoción de roca en la base de la chimenea. Esta es causada por una acción corrosiva de

soluciones tempranas, que dan paso a que se constituya un depósito mineral y reemplazamiento dentro

de la columna de fragmentos de roca.

4.3.30. Perry (1961). El supone que la presencia de un cuerpo intrusivo en el cual hay una serie

de pulsaciones que van dejando huecos en su techo, y locamente que esta acción favorece al colapso

por hundimiento de la roca encajonante.

4.3.31. Brechas Hidrotermales de Intrusión. Sus estructuras están ampliamente desarrolladas

en muchos distritos mineros y están asociadas a depósitos de pórfidos cupríferos de algunas

características:

Se presentan como cuerpos irregulares, mantos, diques y raras veces chimeneas

La forma de los fragmentos varía de subangulosos a redondeados.

La matriz de estas brechas generalmente consiste de polvo de fragmentos pequeños

Es común la presencia de huecos o cavidades dentro de la brecha.

En ocasiones varían gradacionalmente a un fracturamiento en Stockwork. Los fragmentos

de la brecha han sido rotados, el desplazamiento ha sido muy pequeño.

La matriz de estas brechas puede o no estar mineralizadas, siempre que estas

estructuras se hayan formado antes o después de evento.

La mayoría de los cuerpos se presentan a partir de una zona de alteración sericítica por la

acción de la presión de los fluidos. (Sillitoe, 1975).

4.3.32. Fracturamiento Hidráulico. Esta teoría explica que el tipo básico de brechas se debe a

desarrollos hidrotermales como brecha de ruptura, formada por el fracturamiento hidráulico causado por


pulsaciones magmáticas que proporcionan presión necesaria, para introducir soluciones hidrotermales

dentro de las rocas sobreyacentes a lo largo de fracturas incipientes. (Kenrs, 1964).

4.3.33. Brechación química. Esta teoría trata de explicar el origen de ciertas brechas y

esta relacionada con depósitos de mena. El brechamiento es considerado por esfuerzos generados

durante el asentamiento de los bloques que son acompañados por soluciones debilitantes de las rocas

subyacentes, debido al fracturamiento a lo largo de las fracturas incipientes.

4.3.34. Brechas de Hundimiento. En los métodos mineros de excavación en mina, se empieza

a excavar Al pie de un bloque de mineral; entonces, la roca que forma el techo empieza a hundirse, y

este hundimiento se va extendiendo, hasta que el bloque es una masa de fragmentos mineral

angulosos y confusos con considerable espacio abierto.

4.3.35. Depósitos de relleno de brechas. Los fragmentos de roca angulosos en las brechas

dan origen a numerosos huecos que permiten la entrada de las soluciones y la deposición de ulterior de

mineral, formando depósitos de relleno de brechas, las brechas pueden resultar por vulcanismo,

hundimiento o trituración.

4.3.36. Brechas volcánicas. Son aquellas que se han formado por una actividad volcánica

explosiva y da origen a depósitos de brecha estratificados y chimeneas de brechas o cráteres.

4.3.37. Depósitos de brecha tectónica. Las brechas producidas por plegamiento, falla,

intrusión, y otras fuerzas tectónicas han sido bautizadas con otros nombres: brechas de quebramiento,

de conglomerado, craquelado, y desmenuzamiento.

4.3.38. Bolsadas o Bonanzas. Las denominaciones de bolsas, nidos o racimos o riñones se

emplean diversamente en diferentes lugares para designar concentraciones pequeñas e irregulares de

mineral. se refieren a concentraciones hipogénicas o supergénicas.

La palabra bonanza. Se usa para designar bolsada o racimo de mineral excepcionalmente rico, de

modo especial a lo que se refiere al oro y la plata y se refiere a ricas masas secundarias. Chimeneas o

tubos se emplean para designar bolsadas de mineral verticales o inclinadas, pueden encontrase en el

interior de los filones de fisura.


Forma y tamaño. Las bolsadas pueden ser irregulares, pero regularmente tienden hacer masas

alargadas, que extienden en posición regular.

Grupos:

Bolsadas de espacio abierto, debido a la existencia de espacio abierto.

Bolsadas de intercesión, debido a intersecciones de vetas.

Bolsadas aprisionadas, debido al embalse de soluciones mineralizasteis.

Bolsadas determinadas por los jastiales debido al efecto sobre la precipitación.

Bolsadas determinadas por la estructura debido a influencias estructurales.

Bolsadas determinadas por la profundidad, debido al descenso de la temperatura y

presión.

Bolsadas de mineralización periódica, debido a sucesivos períodos de mineralización.

Bolsadas no clasificadas, debido a factores desconocidos.

4.4. YACIMIENTOS STOKWORS O CRIADEROS DE MASA

GEOLOGÍA DE LOS PÓRFIDOS CUPRIFERROS

4.4.1. Generalidades. Exploración de los depósitos minerales, conocidos como pórfidos

cupríferos se ha intensificado la exploración debido a la demanda que tiene el mercado del cobre a

nivel mundial. La mayor parte de reservas de cobre en el mundo se localizan en este tipo de

yacimientos.

Una característica es que son yacimientos de baja ley y de alto tonelaje, las leyes son del orden del

menos del 1% y mínimas andan del orden del 0.55%.

Según Lowell y Guilbert (1970), son depósitos de cobre / molibdeno, presentes en forma

diseminada y en vetillas formando stockworks. La mineralización esta emplazada en varias rocas

huéspedes que han sido alteradas por soluciones hidrotermales más o menos dentro del patrón zonal

concéntrico.

El depósito típico es de grandes dimensiones que varían desde cientos de metros hasta varios

kilómetros (Cananea, La Caridad, Bingham, Utah), la forma y dimensiones esta en función del tipo de

roca intrusiva, de la roca encajonante. Las rocas que forman la mayoría de los stocks mineralizados en


Norteamérica y Sonora México varían de granodiorítas a monzonitas de cuarzo, predominando

aparentemente las últimas.

El depósito contiene cantidades menores de molibdenita en los pórfidos de las regiones

continentales (E.U. y Sonora) de oro en los que están en los arcos insulares del Pacifico y las Antillas.

Existen algunos modelos de zonación de la mineralización con formación de vetas epitermales en la

periferia de los sistemas.

El grado de cobre hipogénico es generalmente cercano a 0.40% y del molibdeno 0.02%. Grandes

zonas concéntricas de alteración hidrotermal son también clásicas en estos depósitos, los conjuntos

minerales de mayor temperatura y presión se encuentran en el núcleo, que se rodea de zonas de

menor grado de alteración sucesiva.

Los depósitos tienen un amplio desarrollo vertical y horizontal su forma es más o menos ovoide, sus

dimensiones horizontales son 2 a 3 Km. En el cuerpo de Birgham Canyon en UTA producen más

molibdeno.

4.4.2. Origen de los Pórfidos cupríferos. La teoría de la tectónica de placas ha producido

entre la gran revolución introducida a la geología, nuevos conceptos relativos a la metalogénesis de los

yacimientos de cobre diseminado. Varios autores (Wise, 1963; Heirzler, 1968; Mxwell, Plafker, 1970;

Michell and Garso, Sillitoe, 1972), han estudiado la asociación petrogenética, geográfico – tectónica y

temporal de los cinturones cupríferos, concluyendo que su origen, puede apoyarse en los conceptos de

la tectónica global.

Los procesos claves en la teoría de la tectónica de placas son la acresión y la separación del piso

oceánico en las dorsales, las fallas de transformación y el empuje hacia bajo de la placa oceánica en

las márgenes continentales y arcos insulares.

Para la formación de los depósitos de cobre, el fenómeno critico es la subducción de la placa o

corteza oceánica debajo de los continentes, porque es en la parte superior de esta placa en

hundimiento donde se generan por fusión parcial los magmas calcoalcalinos que forman las andesitas

de arco insular o continentales y las intrusiones plutónicas cogenéticas. Se considera que la fusión

parcial comienza a operar a partir de los 100 Km de profundidad dentro de la corteza terrestre porque

la placa fría produce una variación en las isotermas del interior de la tierra. Sillitoe en (1972), propone


que los metales que van a llegar a los depósitos porfídicos fueron derivados desde el manto e

incorporados a la corteza oceánica en la unión de la placas divergentes y sugiere que la distribución

espacial y temporal de los depósitos porfídicos depende de los factores principales: el nivel de erosión

de una serie o cadena volcánico–intrusiva y el tiempo y de la disponibilidad de metales sobre una

subducción subyacente.

El factor de erosión se propone para tratar de explicar la escasez de depósitos porfídicos en

cinturones orogénicos premesozoicos y la relativa abundancia de depósitos porfídicos expuestos, de

edad Cretácico Superior–Paleoceno, en orogenias postpaleozoicas. Provincias con alta concentración

de depósitos se interpreta como regiones debajo de las cuales la corteza oceánica anómalamente rica

en cobre fue consumida en las zonas de subducción o de Benioff (Sillitoe, 1972). Los depósitos

porfídicos se formaron durante una serie de pulsos imperceptibles relativamente cortos. Al parecer el

reemplazamiento de cobres porfídicos en cinturones lineales es independiente del control por

lineamientos tectónicos y los depósitos porfídicos pueden ser formados sobre zonas de subducción

activas en periodos de convergencia de placas litosféricas.

La deficiencia de sedimentos a lo largo de la costa del pacifico con respecto a la del atlántico

sugiere un consumo de corteza oceánica en las zonas de subducción. El consumo y fusión parcial de la

corteza oceánica, conteniendo horizontes metalíferos en las capas exteriores de sedimentos

sobreyacentes, explican la procedencia y asociación de plutones calcoalcalinos y depósitos minerales

relacionados. Según Demant (1975), por debajo de la secuencia de las rocas ácidas que cubre la parte

superior de la Sierra Madre Occidental, se observan rocas andesíticas de Oligoceno, las cuales están

afectadas por numerosas intrusiones granodioriticas y gabroicas (50–90 millones de años).Explica la

génesis del magma, suponiendo que durante el Mioceno – Oligoceno existía en la margen del Pacifico

de México, una zona de subducción ligada a una placa actualmente desaparecida debajo del

Continente americano, que fue la Placa del Farallón. La compresión que existe en estas zonas se

manifiesta al nivel del plano de Benioff, pero en la superficie se lleva acabo fenómenos de distensión

que favorecen la creación de un graben y la ascensión del material magmático.

Como se puede observar la tectónica de placas explica el magmatismo calcoalcalino con los

cinturones orogénicos, sin embargo las contribuciones relativas de manto contra la corteza, se

desarrollan magmas por fusión parcial a lo largo de las zonas de subducción y de posible

contaminación tardía por la corteza continental, durante el ascenso de los magmas.


Aún cuando esta teoría tiene bastante aceptación, existen algunos investigadores que expresan

ciertas dudas. Lowell (1974) argumenta que la asociación espacial de cinturones pórfidos con las

trincheras oceánicas y posibles zonas de subducción no son satisfactoriamente aplicables a la provincia

cuprífera del SW de E.U, por su distancia desde la margen continental y la evidencia fija inconclusa de

su trinchera oceánica conocida al tiempo de la mineralización porfídica. Otros problemas son de gran

persistencia de los depósitos a través de fisuras maestras. Las cuales actuaron como controles de

mineralización de varios puntos bastante separados en tiempo y también la forma no lineal sino elíptica

de la provincia. Así mismo, son demasiados complejos los procesos implicados en el origen de los

pórfidos cupríferos por tectónica de placas.

a)

(b)

Figuras 11. (a,b). Muestran el Origen de los Pórfidos Cupríferos por Tectónica de Placas

(Shilitoe, 1972)


Ambiente Tectónico y Tipo de actividad Geotermal

Fig.12. (A,B). Tipos principales de yacimientos epitermales de metales preciosos y

distribución espacial de los fenómenos de alteración. A: sulfato ácido, B: sericita-adularia. Muestra las nuevas teorías de los pórfidos cupríferos


Primero, los fluidos ricos en metal, fueron derivados de centros de propagación en el medio

oceánico.

Segundo, los metales fueron concentrados en la corteza oceánica.

Tercero, fue subducida sobre la placa continental y fundida.

Cuarto, el metal fue concentrado por diferenciación del plutón y depositado en la parte

superior como un depósito porfídico.

Por lo cual Lowell (1974) considera más simple y más lógico derivar el metal desde un origen en la

base de la corteza terrestre o sobre el manto a partir de un plutón migrado hacia arriba a lo largo de

una zona de debilidad de la corteza.

4.4.3. Rocas Intrusivas Mineralizadas. La composición de las rocas ígneas intrusivas

asociadas con los depósitos de pórfidos cupríferos son generalmente granodiorítas y monzoníticas de

cuarzo en los depósitos americanos y diorita de cuarzo se presentan en los arcos insulares en él

(Pacífico). Generalmente las rocas son de textura porfídica, algunas ocasiones se observa la textura

fanerítica. El tipo de intrusión más común en los depósitos de cobre porfídico. Stringham (1966) llama

intrusión pasiva, caracterizada por un emplazamiento que no ocasiona grandes perturbaciones, en las

rocas encajonantes.

4.4.4. Rocas Encajonantes. Las rocas encajonantes están relacionadas con los pórfidos

cupríferos pero no son determinantes solamente en las calizas, estas pueden ser de cualquier tipo,

ígneas, sedimentarias o metamórficas.

La edad de estas rocas varía desde precámbricas hasta terciarias. Sin embargo los tipos de roca

encajonante más comúnmente asociados a los pórfidos cupríferos son: derrames andesíticos, rocas

piroclásticas, lahares, rocas volcanoclasticas, riolitas traquitas y dacitas.

4.4.5. Estructura. La forma y dimensiones de los cuerpos intrusivos en los cuales se localizan

los pórfidos cupríferos son muy variables. Dependen de factores, tales como combinaciones de efectos

de orden interno del tipo de la intrusión en sí y del orden externo, influenciado por las propiedades

físicas y químicas de la roca encajonante.

Sin embargo las estructuras pre-intrusión, son las que controlan el emplazamiento de las rocas

intrusivas, siendo comunes los alargamientos siguiendo la orientación principal de las estructuras.


Una las principales características es su fracturamiento en forma de enrejado, donde se presenta

una intensa alteración hidrotermal acompañada de mineralización que rellena a las fisuras de un

mineral hipogénico. Dentro de estas estructuras se presentan masas porfídicas, diques, pegmatitas,

aplitas, brechas.

4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos. La alteración hidrotermal es

definida como la relación que tienen las rocas encajonantes que rodean a los depósitos de origen

hidrotermal con fluidos calientes que pasan a través de ellas, con los cuales puede estar asociada la

mena. En esta reacción el agua, la sílice, y el bióxido de carbono, están presentes en exceso, si las

rocas encajonantes son inestables en presencia de fluidos calientes y estos sufrieran cambios físicos y

químicos hasta encontrar un nuevo equilibrio para estas condiciones, formándose nuevos grupos de

minerales, debido a la presión y temperatura y composición de fluidos de alteración. La alteración

hidrotermal es una de las principales características de los pórfidos cupríferos. Según el modelo de

alteración propuesto por Lowell y Guilber (1970), en un pórfido cuprífero idealizado se reconocen las

siguientes zonas de alteración, dispuestas en forma concéntrica y son las siguientes:

El modelo de LOWELL & GUILBERT (1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones

hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con

la ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian

por su contenido en minerales secundarios. (Que pueden ser iguales o diferentes de los minerales de

origen primario). Entonces para determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay

que diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la Paragénesis

de minerales secundarios.

Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales:

Alteraciones, Potásica, Fílica, Argílica, Propilítica y Sericítica. La secuencia de alteración desde

el núcleo a la periferia varía desde el orden antes mencionado. Los minerales característicos son:

Clorita, epidota, calcita, y pirita. El 90 % de la mineralización se presenta en vetillas y hay poca

diseminación, es común la presencia de venas verticales con pirita, galena, esfalerita, calcopirita.

La biotita es remplazada a lo largo del crucero por clorita y calcita, la epidota y la calcita son comunes

reemplazando a las plagioclasas.


Los grupos mineralógicos más comunes de este tipo son las siguientes:

Clorita –calcita-colinita

Clorita-calcita –talco

Clorita- epidota-calcita

Clorita-epidota

Como las alteraciones propilíticas y argilítica tienen en común caolinita, montmorillonita, sericita y

clorita, en ocasiones es muy difícil distinguirlas.

a). Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración.

Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales

a ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y clorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas

veces con sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwork. El núcleo de este zona puede ser pobre en

mena.

Conclusión:

kfeld+bio

kfeld+chl

kfeld+bio+chl

+/-ser

+/-anh

+/-qz (en stockwerk)

En esta zona el contenido de sulfuros es bajo. La relación de pirita – calcopirita es de 1:2, se tiene

0.3% de cobre casi totalmente como calcopirita, pero aumenta a0.5% y 1% en los alrededores de la

zona, en donde la relación de calcopirita es 1:1. La calcopirita esta diseminada comúnmente. La pirita

por lo general forma stockworks, la magnetita es rara o esta ausente y el molibdeno se encuentran en

vetillas.

b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) Es el límite entre la zona potásica y la zona filítica no es

bien definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los

feldespatos se descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragénesis de cuarzo-sericita-

pirita con poca clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta

zona.


Conclusión:

q+ser+py

ser,

+/-rut

+/-chl

+/-Illita

+/-pyfi

c) Zona Argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente

corresponde a la formación de minerales arcillosos, como el caolín, montmorillonita y pirita en vetillas

pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió

parcialmente a clorita. Los minerales son. Q+/-ser + py.

En la Zona Fílica y Argílica, dentro de estas zonas el contenido de cobre varía de 0.1 a

0.55%, con una relación de pirita–calcopirita de 10:1, presentándose estos dos sulfuros principalmente

en vetillas. Es común encontrar zonas con contenido de pirita de 6 a 25% en peso. Generalmente la

pirita ocurre en vetillas.

d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto

definido a la roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta que desaparecen

completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Las

plagioclasas no siempre muestran alteraciones, biotita y hornblenda se cambiaron parcialmente o total

a clorita y carbonatos. Los minerales son. Cl-Epi-Carb-adularia-alb.

La alteración Supergénica es de mucha importancia para determinar las zonas de sulfuros

secundarios. Basándose en el análisis de las limonitas presentes en los capotes de lixiviación de los

pórfidos cupríferos con alto contenido de pirita. Estos casquetes o capotes pueden ser hematíticos,

jarosíticos y goethíticos o una combinación de los tres. Todo depende del tipo de alteración hidrotermal,

la mineralogía de los sulfuros hipogénicos, la permeabilidad de la roca, el fracturamiento y

brechamiento de la misma.

La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata, oro y calcopirita, con

algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca, aunque es

común la presencia de pirita diseminada.


Zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero idealizado (Lowel Guilbert, 1970)

Abreviaturas Adul - Adularía Alb - Albita Anh - Anhidrita Bi - Bismuto Caol- Kaolín Carb - Carbonatos Cl - Clorita

(a)

Abreviaturas

Cp - Calcopirita Esf - Esfalerita Gal - Galena Mag - Magnetita Mb - Molibdenita Pi - Pirita Ag - Plata Au - Oro

(b)

(c)

Figuras 13(a,b,c). Diagramas según Lowell & Guilbert


a) Diagrama esquemático de las zonas de alteración

b) Diagrama esquemático de la ocurrencia de sulfuros

c) Diagrama esquemático de la zonación de alteración y mineralización

Las características de los capotes de lixiviación son los siguientes:

4.4.7. Casquéte de lixiviación hematítico. La hematita es un mineral de oxidación en

algunos depósitos de tipo pórfido cuprífero. Es producto de oxidación de la calcosita, originada por

procesos supergénicos. Los casquetes se desarrollan en la zona de alteración Fílica, la pirita, el cuarzo

– sericita facilitan la lixiviación, se pueden tener manifestaciones de cobre en la superficie como

(malaquita, azurita, crisocola).

4.4.8. Casquete de lixiviación Goethítico. Estos capotes de oxidación sé desarrollan sobre

zonas de bajo contenido de pirita, porque la lixiviación es pobre y los minerales de cobre quedan “in

situ”. Normalmente el casquete se desarrolla a partir de sulfuros hipogénicos, pirita, calcopirita, tienen

poca a abundante malaquita, azurita, crisocola, brocantita y Wad de cobre, indican una zona de

enriquecimiento muy pobre.

4.4.9. Casquete de lixiviación Jarosítico. Este tipo de capote se desarrolla en zonas muy

sericíticas ricas en pirita, por lo que en la mayoría de los caso están sobreyaciendo a cuerpos sin valor

económico. Aunque también pueden sobreyacer a cuerpos mineralizados de enriquecimiento

secundario. Es importante reconocer los diferentes tipos de limonita, mediante análisis, se puede

determinar el tipo de mineralización existente en zonas de enriquecimiento.

4.4.10. Mineralización Primaria. Los minerales primarios o hipogénicos son aquellos que se

formaron a profundidad por procesos relacionados con la actividad hidrotermal que produjo la alteración

de las rocas mineralizadas simultáneamente.

Aquellos que se caracterizan a los pórfidos cupríferos son: Calcopirita, bornita, y molibdenita,

asociados con cantidades variables de pirita y /o pirrotita.

Están controlados estructuralmente por fracturas y / o brechas, sin embrago, son comunes las

diseminaciones singenéticas de pirita, calcopirita, bornita, y raramente molibdenita en las rocas

porfídicas y diseminaciones epigenéticas de todo tipo de sulfuros que reemplacen a los minerales de

las rocas plutónicas y rocas encajonantes volcánico-sedimentarias.


La zonación especial y temporal de los sulfuros es común. Las zonas con alto contenido de

molibdeno ocupan el núcleo del depósito, la bornita, la calcopirita decrecen a partir de el. Los halos de

pirita que contienen arriba del 20% de sulfuros en volumen comúnmente ocupan la periferia del núcleo

central del depósito. Los sulfuros y sulfosales, que incluyen galena, esfalerita y tetraedrita, se presentan

en pequeñas cantidades como rellenos de vetas tardías dentro y adyacentes a los depósitos.

La pirita es el primer sulfuro que se forma y continúa su formación durante todo el periodo de

metalización. La calcopirita y la bornita se formaron después más o menos simultáneamente como

granos desunidos, la formación de la molibdenita probablemente ocurre en las últimas etapas de

metalización, la pirita es muy importante, puesto que proporciona los solventes necesarios para los

enriquecimientos posteriores. Lowell y Guilbert (1970), propusieron zonas concéntricas de

mineralización, relacionadas con las zonas de alteración, siendo sus zonas muy variables.

4.4.11. Zona Propilítica. La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de

plata, oro y calcopirita, con algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en

peso de roca, aunque es común la presencia de pirita diseminada.

4.4.12. Enriquecimiento Secundario. Es un proceso mediante el cual los elementos de

minerales cupríferos así como otros, pero especialmente los sulfuros, después de ser alterados u

oxidados parcialmente o totalmente, son transportados por soluciones percolantes y redepositados. Los

factores principales que afectan el enriquecimiento secundario son: La presencia de minerales

primarios, la oxidación, la permeabilidad y los precipitantes, influyendo también la topografía de la zona

química de las rocas, el pH y Eh, del agua circulante.

La oxidación de los minerales primarios produce los solventes necesarios para que tengan lugar el

enriquecimiento secundario, siendo la pirita del mineral primario esencial. Se piensa que el

reemplazamiento secundario se lleva a cabo volumen por volumen y no como intercambio molecular

entre las sustancia remplazarte y la reemplazada.

La permeabilidad de las rocas encajonantes es esencial para permitir la penetración de las

soluciones más debajo de la zona de oxidación. Esta zona debe estar libre de participantes, como roca

silícea o carbonatada que fijan los minerales contenidos en las soluciones enriquecidas.

Los sulfuros expuestos a la atmósfera o a la disolución en o cerca de la superficie son oxidados,

formándose ácido sulfúrico y sulfatos de cobre y fierro. Si los iones de carbonatos o silicatos, se


encuentran disponibles el cobre puede ser fijado como malaquita, azurita, crisocola, y otros minerales

oxidados.

La profundidad a la cual se extiende la mineralización Supergénica varía en los distintos depósitos,

pero la máxima conocida se extiende a más de 600 m.

4.4.13. Exploración. Los estudios de exploración pueden iniciarse por fotogeología, geoquímica

de suelos, aguas vegetación, métodos geofísicos como la gravimetría, Magnetometría

a). Geología. La exploración geológica de los depósitos de tipo pórfido cuprífero tiene

variantes. En un depósito bien expuesto por afloramiento, la distribución de rocas, la estructura, los

patrones de alteración y distribución de la mineralización se establecen por observación directa,

auxiliada por métodos geoquímicos e interpretar los resultados de los métodos geofísicos, muchos de

los cuerpos mineralizados están enmascarados y cubiertos por aluvión y derrames volcánicos. También

debe tomarse en cuenta sus características estructurales y distribución de la mineralización y alteración

de los mismos.

b). Características estructurales. Un Stockwork es una red entrelazada de pequeñas venas

que atraviesa una masa rocosa., cada una de estas pequeñas venas pocas veces rebasa la anchura de

unos centímetros y algunos decímetros y la longitud de unos cuantos metros, y la distancia que la

separa ente sí oscila entre unos cuantos centímetros y algunos decímetros. Las porciones

comprendidas entre estas venas pueden estar parcialmente impregnadas de minerales. Se beneficia

toda la masa de la roca. Las pequeñas venas consisten en bolsas rellenas que presentan estructura

Padua, crustificación y drusas.

Los stockwork dan minerales estaño, oro, plata, cobre, molibdeno, cobalto, plomo, zinc, mercurio, y

asbesto.

Las pequeñas venas de un stockwork se forman por:

a. Craquelado por enfriamiento de las partes superiores y marginales de las rocas intrusivas.

c) Fisuras irregulares producidas por fuerzas de tensión o torsión, por ejemplo un movimiento de

falla hacia bajo a lo largo de una fisura curva produce un craquelado donde el techo se desplaza sobre

el muro


d) Geofísica. Los métodos más utilizados son de Aéreo Magnetometría, Magnetometría

terrestre, gravimetría y los diferentes métodos eléctricos como la polarización inducida.

f) Geoquímica. Los programas de exploración geoquímica de rocas y suelos normalmente son

emprendidos durante las primeras etapas de exploración, es la localización de cuerpos mineralizados,

mediante el muestreo de sedimentos de arroyos y analizados por el método de plasma y detectar los

elementos indicadores o trazas, el levantamiento puede llevarse acabo a nivel regional y de detalle o

semidetalles


Fig. 14. Que muestra la integración de los diferentes métodos utilizados en la exploración de yacimientos minerales

Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

81

CAPÍTULO 5

OXIDACIÓN Y ENRIQUECIMIENTO SUPERGÉNICO

Cuando un mineral queda expuesto por la erosión, es meteorizado junto con las rocas que

lo encierran. Las aguas superficiales oxidan los minerales metálicos, produciendo disolventes

que disuelven a la vez otros minerales. Un yacimiento metálico queda de este modo oxidado y

generalmente desprovisto de muchos de sus materiales valiosos hasta el nivel de la capa de

aguas freáticas o hasta una profundidad donde no puede producirse la oxidación. La parte

oxidada se denomina zona de oxidación.

Los efectos de oxidación pueden extenderse más debajo de la zona de oxidación, cuando

las soluciones disolventes, frías y diluidas se filtran hacia abajo pueden perder una o la totalidad

de su contenido metálico en la zona de oxidación y dar origen a depósitos de mineral oxidado.

Si las soluciones que se filtran hacia abajo penetran en la capa de aguas freáticas, su

contenido puede precipitarse en forma de sulfuros secundarios y dar a una zona de

enriquecimiento secundario o enriquecimiento sulfuroso supergénico. La parte que no resulta

afectada se le denomina zona primaría o hipogénica.

La oxidación Supergénica y el enriquecimiento se producen conjuntamente. Sin oxidación

no puede haber aporte de los disolventes a partir de los cuales puedan precipitarse más tarde

los minerales en las zonas de oxidación o de sulfuros supergénicos, el proceso comprende tres

fases:

1. oxidación y solución en la zona de oxidación.

2. deposición en la zona de oxidación.

3. deposición de sulfuro supergénico

5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación. Los minerales se alteran y la

estructura de la mismos, las substancias metálicas son lavadas o alteradas hasta dar nuevos

compuestos, la textura y el tipo de depósito primitivo quedan obscurecidos y los minerales

compactos se hacen cavernosos; La limonita lo obscurece todo e imprime la corteza oxidada el

conocido color oriniento y llama mucho la atención del minero.

El agua con oxígeno disuelto y entremezclado es el reactivo oxidante más poderoso, pero el

anhídrido carbónico desempeña un papel muy importante, localmente los yoduros, cloruros, y


82

bromuros reaccionan con ciertos minerales dando disolventes poderosos, tales como el sulfato

férrico y ácido sulfúrico, este último reacciona a su vez con el cloruro de sodio, dando ácido

clorhídrico, con el hierro produce cloruro férrico, que es un poderosos oxidante.

5.2. Cambios químicos. Dentro de la zona de oxidación hay dos cambios químicos

principales:

1. La oxidación, solución y la eliminación de minerales valiosos.

2. La transformación in situ de los minerales metálicos en compuestos oxidados.

Las siguientes reacciones.

El ácido sulfúrico ataca también a varios sulfuros, dando sulfatos de sus metales y se

forman cloruros, yoduros y bromuros, principalmente de plata.

La mayor parte de los sulfatos que se forman son fácilmente solubles, y estas soluciones

frías y diluidas se filtran lentamente hacia abajo a través del depósito hasta que producen

las condiciones necesarias para el depósito.

Si la pirita está ausente en los yacimientos que experimentan la oxidación, sólo se forma

una pequeña cantidad de disolventes, se produce poca solución, y los sulfuros tienden a

convertirse in situ en compuestos oxidados, y los sulfuros hipogénicos no se enriquecen, la

pirita ha hecho que la calcopirita se convierta en carbonato de cobre y los sulfuros

supergénicos carecen de importancia.

Un muro de caliza tiende a impedir la migración de ciertas soluciones de sulfato,

inmediatamente reacciona con el sulfato de cobre e impidiendo así todo enriquecimiento de

sulfuro supergénico.

La tendencia general de los cambios químicos en la zona de oxidación es descomponer los

minerales complejos y formar minerales simples. Los metales nativos pueden ser atacados,

el cuarzo es resistente, pero la sílice liberada durante la oxidación, se disuelve

generalmente y los carbonatos se descomponen con facilidad y la mayor parte de los

silicatos se alteran, transformándose en unos cuantos minerales.


83

Solubilidad y solución. Los sulfuros son simples son ligeramente solubles en agua fría y su

orden de solubilidad ha sido clasificado por Weigelen en la siguiente tabla:

Tabla.8. Solubilidad y Solución

Sulfatos comunes

Carbonatos comunes

Sulfuros comunes

(Precipitados).

SO4 Mn CO3 k2 SMn

SO4 Zn CO3 Na2 SZn

SO4 Mg CO3 Cu Sfe

(SO4)3 Al2 CO3 Mn Sco

SO4 Fe CO3 Fe Sin

SO4 Cu CO3 Mg SCd

SO4 Na2 CO3 Zn S3 Sb2

SO4 K2 CO3 Ba SPb

SO4 Ag2 CO3 Ca Scu

SO4 Ca S3As2

SO4 Pb Sag2

S3Bi

SHg

El ácido sulfúrico diluido, son atacadas la pirrotina, calcopirita, bornita, blenda y galena; la

pirita, y los compuestos de plata sólo resultan ligeramente atacados, no son atacados los

minerales como la covelita, calcosina y molibdenita sin embargo el sulfato férrico disuelve con

facilidad a la mayoría de ellos.

Los carbonatos son de baja solubilidad y los sulfatos muy solubles, siendo excepciones los

sulfatos de plomo y de bario, (ver tabla del comportamiento ante la oxidación de los minerales

metálicos comunes).

5.3. Coberteras y sombreros de fierro. Las coberteras indican lo que hay debajo de la

superficie, excepto en las regiones heladas la mayor parte de los yacimientos presenta un

sombrero o cobertera de oxidación, esto puede anunciar el hallazgo o descubrimiento de un

yacimiento de gran riqueza.

El sombrero de oxidación es el afloramiento de una masa celular de limonita y ganga

situada encima de los depósitos de sulfuro, la tendencia actual es también llamarlos coberteras,

principalmente cuando tenemos la presencia de depósitos diseminados.


84

5.4. Materias que integran las coberteras y su formación. La limonita, formada

universalmente durante la oxidación de los sulfuros ferríferos, subsiste en la zona de oxidación

y da la cobertera el color que ha de caracterizarlo, generalmente el oro subsiste en los

afloramientos de oro nativo.

Estructuras

Fig. 15. Ejemplos de “boxwork” procedentes de diferentes sulfuros en los procesos de alteración. a), b) y c): estructuras dejadas por galena. d) y e): estructuras dejadas por la alteración de esfalerita. f) relictos de alteración de calcopirita. g) y h) boxwork procedentes de bornita. i) y j) estructuras dejadas por tatraedrita.


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Figura 16. Tipos de estructuras principales de mineralización diferentes estilos y

geometrías de depósitos Epitermales.

Como se observa en la Fig 16., los diferentes estilos y geometrías de los depósitos Epitermales para

ilustrar esquemáticamente la influencia de los controles, estructural, hidrotermal y litológica sobre la

permeabilidad, como ejemplo se presentan arriba cada uno de los conductos de los fluidos.


86

Tabla. 9. COLORES QUE SIRVEN COMÚNMENTE PARA DIAGNOSTICAR EL YACIMIENTO EL AFLORAMIENTO DE METÁLES COMUNES.

Mineral o metal Colores de afloramiento Compuestos oxidados

Sulfuros de hierro Amarillos, pardos, castaños, rojos.

Goethita, oligisto, limonita, Sulfatos.

Manganeso Negro Óxidos de manganeso. Alcochado.

Cobre Verdes, azules Carbonatos, silicatos, sulfatos, óxidos, nativos.

Cobalto Negro, rosa brillante Óxidos, flor de cobalto.

Níquel Verde Flor de níquel (annabergita), garnierita.

Molibdenita Amarillos brillantes Wulfenita, molibdenita.

Plata Verdoso, céreo Cloruros, nativa.

Arsénico Anaranjado, amarillos Óxidos.

Bismuto Amarillo pálido Bismutita.

Cadmio Amarillo pálido Óxido de cadmio.

5.5. Limonita. Posnsjak y Merwin demostraron que no existe ninguna especie llamada

(limonita). Los únicos miembros de la serie de óxidos de hierro hidratado son: el oligisto, óxido

férrico, y el monohidrato Fe2 O3.H2 O que existe en las dos formas goethita y lepidocrosita.

5.6. Limonita indígena y transportada. En los afloramientos, el hierro de sulfuros puede:

Fijarse como óxido en lugar del sulfuro precedente, formando limonita indígena que

procede de los sulfuros ocupa los vacíos dejados por ellos, su estructura.

Ser disuelto, transportado y precipitado en otra parte, formando limonita transportada

indígena se deposita en estado férrico insoluble y la transportada lo es en el estado ferroso

soluble; Posnjak y Merwin han demostrado que la oxidación del hierro ferroso a férrico se

retrasada por el ácido sulfúrico libre y acelerada por el cobre.

5.7. Migración del hierro. La naturaleza de la ganga afecta a la emigración de hierro, el

cuarzo, que es una ganga inerte, no ejerce ningún efecto precipitador sobre el hierro en

solución, pero el carbonato lo es: Locke divide las gangas coberteras en cuatro clases:

o inerte (cuarzo y barita)

o reacción lenta (mezclas de cuarzo de grano fino, sericita y adularia)

o de reacción moderada (feldespato grueso convertido en poroso por caolinización parcial)

o de reacción rápida (carbonatos).


87

5.8. Falsos sombreros. El hierro transportado, precipitado por ciertas rocas, puede formar

una superficie manchada de hierro que parezca un verdadero sombrero de hierro, y el parecido

es mayor todavía si la masa de limonítica vuelve a ser meteorización. El falso sombrero se

distingue del verdadero por falta de limonita indígena, de huecos de sulfuro y la naturaleza de la

limonita transportada. Estos falsos sombreros de hierro no se encuentran sobre depósitos de

mineral, pero su presencia puede indicar sulfuros anteriores a no mucha distancia.

5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos. Los

sombreros de hierro, proporcionan muchos indicios buenos respecto al volumen, carácter, y

contenido mineral de los yacimientos ocultos. Para empezar, un sombrero de hierro indica el

emplazamiento de minerales ferriferos precedentes, generalmente sulfuros, con la posibilidad

de que también puedan estar presentes minerales de valor.

Forma y Tamaño. Generalmente, los sombreros de hierro indican la forma y tamaño de los

depósitos subyacentes, los filones tabulares se reproducen fielmente, pero la anchura de

cobertera puede ser muy amplia.

Restos de sulfuros. Los restos de los sulfuros que subsisten en el afloramiento

constituyen pistas directas porque están firmemente encerrados en cuarzo o bien tienen un

revestimiento protector de óxido, y también porque son resistentes a la oxidación.

Huecos. De los huecos que dejan los minerales preexistentes se puede deducir lo

siguiente:

La falta de huecos demuestra que anteriormente no existieron minerales.

Los huecos de no sulfuros son de tres clases:

1. Aberturas vesiculares fácilmente distinguibles en lavas.

2. Huecos rectangulares de huecos de feldespato.

3. Los huecos dejados por otros minerales, como carbonatos, clorita, anfíbol o

piroxeno, que generalmente pueden distinguirse como tales a no ser que estén

obscurecidos por una descomposición tropical adelantada.

La abundancia de huecos de sulfuros indica abundancia de sulfuros preexistentes, la

forma de los huecos puede indicar minerales anteriores.

5.10. Color de la limonita. Los amarillos pardos, castaños, y rojos de la limonita en

afloramiento con colores muy conocidos que no han sido comprendidos todavía por completo.


88

Al parecer, los colores de la limonita proceden de la composición mineral, la influencia

del cobre, las impurezas, porosidad, y tamaño del grano. Ponsjak y Merwin, afirman que los

óxidos de hierro puro tienen los siguientes colores: oligisto, rojo obscuro, goethita, amarillo

anaranjado, y jarosita, amarillento En general el color pardo, el castaño y los anaranjados de los

sombreros de fierro significan cobre, los amarillos y rojos ladrillo indican la presencia de la pirita.

Locke, Morse, Blachard, y Boswell, que reconocen las diez variedades de limonita

indígena

El color reticulado y posición de la limonita, adecuadamente interpretados, pueden indicar

muchos sulfuros primarios.

5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación. Las capas de aguas freáticas,

grado de erosión, clima, tiempo, estructura de la roca y profundidad, la afectan o la regulan.

Aguas freáticas. La posición de las aguas freáticas es un control de oxidación. Por encima

de ellas puede realizarse libremente la oxidación, por debajo no existe el oxígeno libre

disponible para la misma. La capa constituye normalmente el limite de la profundidad de la

zona de oxidación; ya que la capa de aguas freáticas es aproximadamente paralela a la

superficie del terreno se deduce el fondo de oxidación.

Oxidación por debajo de las capas de aguas freáticas. Puesto que en el agua

subterránea falta generalmente el oxígeno, la zona de oxidación termina generalmente en

la capa de aguas freáticas, se acepta que la oxidación no puede tener lugar a

profundidades apreciables por debajo de la capa permanente de aguas freáticas.

Cambios en el nivel de las aguas freáticas. La posición del nivel de las aguas freáticas

no es permanente, los cambios se producen en ella afectan a la oxidación. El cambio

normal del ascenso, debido principalmente al progresivo ahondamiento del valle y a la

erosión de la tierra.

Clima. Los factores climáticos que afectan a la oxidación son la temperatura y las lluvias,

pero con frecuencia estos factores no pueden separarse del efecto tiempo.


89

Tiempo. Los estudios indican que la oxidación completa y profunda es relativamente lenta

y exige considerable tiempo geológicamente hablando. Es del orden del mioceno y

plioceno, por ejemplo muchos de los depósitos de cobre se formaron durante el terciario.

Rocas. Las propiedades físicas y químicas de las rocas que encierran los yacimientos

afectan a la oxidación, ésta se produce con mayor rapidez en las rocas porosas o

quebradizas que se fracturan o se desmenuzan fácilmente y los esquistos quebradizos

favorecen la oxidación.

Las rocas sin fracturas son compactas y densas, tales como cuarcitas, arcillas o pizarras

impermeables, las rocas verdes, plegables, así como las rocas ígneas básicas

caolinizadas, no favorecen la oxidación; los carbonatos se vuelven porosos a la oxidación y

permiten una penetración completa de las aguas superficiales, con la consiguiente

oxidación penetrantes profundidad.

Estructura. Las características estructurales ejercen un control sobre la distribución y

penetración de la oxidación; las fallas influyen en la oxidación de tres modos:

1. Concentran las aguas oxidantes dentro de la zona de falla y permiten una oxidación profunda.

2. Las fallas impermeables aprisionan y concentran esta agua oxidante en los lados de la pared

produciendo una oxidación concentrada.

3. Las fallas impermeables actúan a modo de embalses y protegen las rocas metalizadas

subyacentes contra la penetración a profundidad de las aguas oxidantes.

5.12. Cese de la Oxidación

Nivel del agua. Como el agua subterránea carece de oxigeno libre, la oxidación cesa

ordinariamente en el nivel freático de las aguas.

Ascenso de las aguas freáticas. Cuando asciende la capa de aguas freáticas se sumerge

la zona oxidada y cesa la oxidación.

Enfriamiento. Cuando se hiela el terreno, como en las regiones árticas, cesa toda

oxidación.


90

Agotamiento de oxigeno por abundancia de sulfuros. Cuando existe una gran

abundancia de sulfuros por encima de una capa profunda de aguas freáticas puede agotar

el oxígeno de las aguas infiltradas.

Enterramiento. La acumulación de sedimentos o materiales volcánicos detiene la

oxidación

Zonas oxidadas sumergidas. Los minerales sumergidos pueden hallarse a profundidades

de 500 o más metros respecto a la capa de aguas freáticas.

Generalidades de los minerales de oxidación

1. El mineral cambiará su naturaleza a profundidad.

2. Es probable que produzca un acentuado cambio de contenido a profundidad.

3. En la mayoría de los casos, no es de esperar que la profundidad sea considerable.

4. Se necesitará diferente tratamiento metalúrgico para los minerales subyacentes.

5. No deberán montarse las instalaciones de extracción hasta que se haya delimitado el

volumen del mineral oxidado.

6. Generalmente es necesario un transporte más adecuado para los minerales oxidados que

para los no oxidados, por que muchos se expiden directamente a las fundiciones.

5.13. Enriquecimiento Supergénico. Los cambios operados en los depósitos de

mineral por la oxidación son tan claros y visibles, desde hace mucho tiempo se han reconocido

unánimemente. Los metales en solución que escapan a la captura en la zona de oxidación

gotean hacia abajo, Hacia lugares donde no existe oxígeno, generalmente la capa de aguas

freáticas, y ahí se depositan en forma de sulfuros secundarios. Los metales desplazados de

arriba van siendo añadidos así a los existentes debajo, con lo cual se enriquece la parte

superior de la zona de sulfuros. Esto da origen a la zona de enriquecimiento secundario,

llamada también ahora zona de sulfuros supergénicos.

Esta a su vez, se halla encima de la zona primaria o hipogénica, la erosión progresiva

permite una oxidación más profunda y transcurrido un tiempo los sulfuros supergénicos se

oxidan y su contenido metálico es trasladado a la zona inferior de enriquecimiento.


91

5.14. Sombreros de hierro y coberteras. Las coberteras oxidadas y los sombreros de

hierro indican el mineral preexistente, que pudo no ser enriquecido. De todos modos, los

minerales enriquecidos han dejado algún indicio en él:

1. Rastro de los metales que experimentan enriquecimiento de sulfuros. 2. Masa de limonita evidencia de sulfuros supergénicos, calcosina. 3. Eliminación de metales del sombrero. 4. Caolinización.

5. Asociación

(a) (b) Fig.17. (a,b) Muestran la estructura y el proceso de oxidación y enriquecimiento supergénico de los yacimientos.


92

Fig.18. Muestra las soluciones Epitermales de baja y alta sulfuración


CAPÍTULO 6

YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS

6.1. Proceso Sedimentario. Las Rocas Sedimentarias, son el producto de la transformación

de rocas preexistentes, debido a la actuación de la gravedad, de los agentes atmosféricos y

también de la actividad de algunos organismos vivos. Las rocas sedimentarias son el producto de

la consolidación de los sedimentos, es decir de minerales sueltos debidos al cúmulo mecánico de

fragmentos de tamaño variable (sedimentos clásticos) o a la precipitación de disoluciones, con o

sin la actividad de organismos que fijan las sales disueltas en el agua (sedimentos organogénicos

y químicos)

El proceso sedimentario clásico comprende varios estadios. Se inicia con la alteración del

material procedente de parte de los agentes mencionados anteriormente; ello conlleva a la

formación, encima de la roca intacta, de un suelo, cuyo espesor es función del tipo de agente de

alteración, de la duración del fenómeno, de la naturaleza del material y de la posibilidad de

aportación de los productos.

El transporte se realiza generalmente mediante el agua, en primer lugar en los arroyos,

después en los ríos y finalmente en el mar (corrientes y oleaje), pero puede deberse también al

viento, a los glaciares, a la gravedad e incluso a los organismos. Ello conduce en general a una

clasificación del material en base a las dimensiones, al peso específico o bien a la composición

química.

En el transporte mediante el agua conviene distinguir el material que simplemente es rodado

del que es transportado en suspensión o directamente en solución.

El tercer estadio del ciclo de erosión viene representado por el depósito y es el más importante

ya que confiere al sedimento las características de textura definitiva.

En base al ambiente de depósito, los sedimentos se distinguen en Continentales y Marinos.

Los primeros pueden ser subáereos, y subacuáticos

Los subacuáticos se distinguen en fluviales, formados principalmente por cascajos y arena

bastante trabajada, Lacustre basándose en arenas, limos y arcillas, Lagunares constituidos sobre


todo de limos y arcillas con intercalación ocasional de evaporitas, es decir sales precipitadas a

partir de soluciones sobresaturadas y deltáhicos, formados por materiales diversos bien

seleccionados según un orden de tamaño.

Los sedimentos marinos están formados por una mezcla de material detrítico de tamaño más

o menos grande, frecuentemente recompuesto a partir de sedimentos continentales preexistentes

junto a minerales derivados de la precipitación química o bioquímica de las sales presentes en el

agua de mar y por residuos de la actividad orgánica presente en la columna de agua (esqueletos,

conchas, etc.)

Se distinguen, según la profundidad en la que se depositan en Pelágicos, preferentemente

finos y de composición silícea, Neríticos, de tamaño mayor, con estructura compleja debido a la

circulación del agua y a la actividad de los organismos, y los Intermareales en deltas, lagunas,

arrecifes coralinos, frecuentemente depositados de modo caótico y a menudo mezclados con

material orgánico.

Estos depósitos, inician el proceso sedimentario químico y bioquímico que consiste en la

precipitación de las sales inorgánicas o de sustancias que los organismos necesitan para su

supervivencia. Se trata sobre todo de carbonato cálcico, y en menor proporción, fosfato de calcio

e hidróxidos de hierro y sílice. El primero precipita tanto en ambiente continental como marino,

frecuentemente mezclado con carbonato de magnesio y limos silicatados finísimos, a profundidad

no excesiva. En su fijación desempeñan una importante labor los organismos animales y

vegetales que lo utilizan para la formación del esqueleto, de la concha o para la formación de

caparazones; después de la muerte de los organismos, derivan en masas estratificadas a veces

de gran extensión.

A partir de una cierta profundidad, el carbonato de calcio se disuelve, razón por la cual los

depósitos abisales están formados, casi exclusivamente de sílice procedente en gran parte del

acumulo de restos de organismos o a la precipitación de soluciones cálidas de origen volcánico

que contienen también manganeso y hierro (cherts). Los depósitos fosfatados y ferrosos muestran

en cambio un origen primordialmente continental: los primeros derivan del acumulo de esqueletos

de vertebrados o de excrementos y los segundos de la fijación bacteriana del hierro en solución en

el agua de los pantanos.


Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes, como su

nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas

cerradas, con precipitación de sales (en especial cloruros y sulfatos de elementos alcalinos que en

las aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación permanecen en solución.

El estado final del proceso de sedimentación está constituido por la Litificación, es decir la

transformación del sedimento suelto en roca coherente por eliminación de los vacíos

intergranulares; este proceso se realiza bien por simple compactación o por precipitación química

de un elemento cementante de los gránulos detríticos. Esta fase se complementa con la

Diagénesis, que es la recristalización parcial debida a la presión de los sedimentos dispuestos en

las capas superiores, a la disolución y al intercambio químico selectivo operado por las aguas

congénitas, que a menudo lleva a la formación de rocas de composición particular (por ejemplo las

dolomitas)

El proceso de sedimentación tiene como resultado la formación de rocas sedimentarias

comunes sino también valiosos depósitos de minerales de hierro, manganeso, cobre, fosfatos,

hulla, pizarras bituminosas, carbonatos, roca de cemento, arcilla tierra de diatomeas, bentonita,

tierra de batán magnesita, azufre, y en menor presencia los depósitos de uranio-vanadio.

Se componen de materias orgánicas e inorgánicas, y su origen, como el de toda roca

sedimentaria, son rocas que han sufrido una desintegración y el origen último pertenece a las

rocas ígneas.

La formación de los depósitos sedimentarios implica en primer lugar, una fuente adecuada de

materiales, en segundo lugar la reunión de estos por soluciones o por otros procesos, en tercer

lugar el transporte de los mismos, al lugar de acumulación y en cuarto lugar, la deposición de los

materiales en el receptáculo sedimentario.

6.1.1. Parck. Jr. Hace hincapié en la meteorización mecánica y química y suministra

materiales de mena a las cuencas de deposición al tiempo que suministra el cuarzo, arcillas y

sólidos disueltos para la formación de sedimentos clásticos y no clásticos. Bajo condiciones

favorables de transporte, clasificación, y deposición, algunos minerales de mena llegan a ser lo

suficientemente concentrados para constituir yacimientos económicos. Estas menas

sedimentarias se clasifican generalmente como precipitados químicos y acumulaciones


mecánicas, de acuerdo a su composición química y mineralógica. Si se derivaron químicamente

como mecánicamente las menas sedimentarias son: Yacimientos singenéticos.

Ciertos yacimientos han sido precipitados como sedimentos primarios de aguas superficiales

por procesos químicos y bioquímicos. Las menas de este tipo incluyen óxidos, silicatos y

carbonatos de hierro y manganeso, como la formación del hierro bandeado del lago superior.

Los constituyentes de los depósitos de carbonato sedimentario, como las calizas, dolomitas,

y magnetita industrial, se derivan de las aguas de mar o salinas, las cuales se enriquecieron con la

meteorización de rocas así mismo, los constituyentes de los numerosos tipos de depósitos.

La solución de los constituyentes de los depósitos sedimentarios de importancia económica

se realiza en parte durante la meteorización, como ocurre con el hierro, manganeso, fosfatos,

cobre y algunos otros metales. Los principales disolventes son el agua carbonatada, el ácido

húmico y demás ácidos orgánicos

Las aguas carbónicas son disolventes muy activos del hierro y manganeso y fósforo;

cuando el hierro está presente en estado ferroso su solubilidad no ofrece ninguna dificultad, pues

dicha forma es inestable.

Depositación

6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas. El hierro y el manganeso pueden

depositarse a partir de soluciones de bicarbonato de hierro por:

1. pérdida de anhídrido carbónico.

2. oxidación e hidrólisis.

3. plantas.

4. bacterias.

5. substitución de conchas del fondo del mar, en el caso del hierro, formado por oligisto (fósil)

6. Reacción con sílice y arcilla coloidales del fondo del mar, produciendo un gel que absorbe

potasio del agua y forma glauconita, o reacciones parecidas que forman chamosita.

El fosfato de calcio se precipita a partir de las soluciones en presencia de Carbonato de calcio.


6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas. Los minerales de hierro y manganeso pueden

ser precipitados a partir de soluciones sulfatadas por:

1. reacción con carbonato de calcio.

2. oxidación e hidrólisis.

3. reacción del hierro con silicatos, produciéndose greenalita.

6.1.4. A partir de soluciones orgánicas. La precipitación del hierro y el manganeso, a

partir de soluciones, tiene lugar por:

1. oxidación del carbonato ferroso y manganeso a óxidos férrico y mangánico.

2. bacterias.

3. acción de las plantas.

4. hidrólisis.

5. reacción con álcalis.

6. Los electrólitos del agua del mar actúan sobre hidrósolos de óxido férrico estabilizados por

coloides orgánicos, y dan un gel de óxido férrico hidratado.

6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica. Harrar, ha demostrado categóricamente que

las bacterias tienen un papel preponderante en la deposición del hierro, divide las bacterias que

intervienen en ello en tres grupos principales:

1. Las que precipitan hidróxido férrico a partir de soluciones bicarbonatadas ferrosas, tales como

la Spirophylum ferrugineum y la Gallionella ferrugeneum, que se desarrollan mejor en ausencia de

materia orgánica y en presencia de dióxido de Carbono.

2. Las que depositan hidróxido férrico a partir de soluciones orgánicas o inorgánica de hierro,

como la Leptothtrix ochracea y Cladothrix dichotoma, estas necesitan materia orgánica.

3. Las que atacan las sales orgánicas de hierro empleando el radical orgánico como alimento y

produciendo el óxido férrico, Moore y Maynard demostraron que él hidróxido férrico es precipitado

por bacterias del suelo de aguas naturales.


El fósforo es precipitado por bacterias, pero la mayor parte es eliminado probablemente de la

solución por vertebrados o moluscos, y la deposición se produce mejor en condiciones reductoras

y en aguas poco profundas.

Las bacterias intervienen eficazmente también en la deposición de azufre a partir de sulfatos y

anhídrido sulfuroso.

6.1.6. Productos de la deposición. El hierro es precipitado comúnmente en forma de:

carbonato ferroso (siderita)

óxido férrico hidratado, goethita (limonita).

óxido férrico (oligisto).

sales férricas básicas menores.

6.1.7. Pantanos y lagos. En pantanos pequeños y lagos pantanosos, los depósitos son

pequeños y localizados. El hierro se deposita en forma de hidróxido de carbonato en ausencia de

materia orgánica se oxida fácilmente en óxidos férricos.

6.1.8. Marisma. En regiones de aguas salobres y marismas, aguázales marinos, el hierro

se deposita en presencia de plantas y la precipitación tiene lugar a partir del bicarbonato ferroso o

soluciones orgánicas, principalmente mediante la pérdida de anhídrido carbónico; la vegetación en

descomposición inhibe la oxidación del hierro y se deposita en forma de carbonato férrico

(siderita).

6.2. El Ciclo del carbonato. La solución, transporte y deposición de carbonato cálcico y

magnésico da origen a depósitos comerciales de calizas, dolomitas y magnetitas.

Las calizas son de origen marino o de agua dulce, el magnesio puede sustituir en parte al

calcio, dando calizas dolomíticas, se hallan presentes impurezas de sílice, arcillas, o arena, así

como cantidades de fosfato, hierro, manganeso y materia carbonatada, el calcio se libera por

meteorización de las rocas y es transportado por las cuencas sedimentarias principalmente por

bicarbonato, en parte como carbonato y abundante como sulfato.

El carbonato de calcio es depositado por medios inorgánicos, orgánicos y mecánicos. El

anhídrido carbónico desempeña un papel predominante en los procesos inorgánicos, porque la


solución del carbonato cálcico en el agua depende de él. Si se pierde el carbonato se precipita,

como en las estalactitas de las cavernas. El volumen de anhídrido carbónico en el mar depende

de la temperatura del agua y de la cantidad existente en el aire, que está en equilibrio con el agua.

La deposición orgánica se produce por algas, bacterias, corales, foraminíferos y conchas

mayores (coquina). La caliza puede formarse mecánicamente mediante la deposición de materia

desmenuzada de conchas y arena de coral, que se cementan formando una caliza compacta.

La Marga, es una caliza pura, friable e incoherente, se deposita en los lagos a partir de carbonato

de calcio suministrado por las corrientes de agua o los manantiales, en los lagos glaciales; porque

los glaciales que produjeron los lagos proporcionaron caliza desmenuzada aportaron agua fría rica

en anhídrido carbónico y con carbonato de cálcico en solución. Sin embargo, la mayor parte de la

marga es depositada por plantas acuáticas.

La Greda, caliza terrosa blanca, se deposita principalmente en aguas poco profundas, y esta

formada por un precipitado químico de carbonato cálcico y diminutas conchas foraminíferos y

otros organismos.

La Dolomita consiste en el doble carbonato de calcio y magnesio, aproximadamente (54% CaCO3

y 46% MgCO3), pero en las calizas dolomíticas la proporción de MgCO3 es inferior que la dolomita,

una parte del magnesio puede ser sustituido por hierro o manganeso. Muchas dolomitas no son

sedimentarias, sino sustituciones epigenéticas de calizas

La Magnecita, es carbonato de magnesio y es importante es un importante mineral industrial. La

variedad sedimentaria se encuentra asociada a la sal y yeso, o pizarras o calizas, y está formada

por deposición de carbonato de magnesio junto, con algo de carbonato de calcio a partir de las

aguas concentradas de lagos salinos; la deposición es provocada por precipitación química con

deshidratación subsiguiente, y el magnesio fue transportado en forma de sulfato de magnesio por

aguas superficiales subterráneas y que reaccionó con carbonato de sodio hasta dar

hidromagnesita insoluble que se acumulo en forma de precipitado relativamente puro, y el sulfato

de sodio que permaneció en solución junto con otras sales.


CLASE USOS

CALIZAS de construcción Edificios y estructuras

Calizas cemento Cementos hidráulicos

Calizas silisias Cales hidráulicas

Calizas silicoaluminosas Cementos naturales

Calizas Fundentes, fertilizante, productos químicos

Rocas calcáreas Cal viva

Greda Cementos, polvos clariones, fertilizante

Marga Cemento fertilizante

Caliza litográfica Grabados finos

Dolomítica Cementos refractarios

Magnesita Cemento refractarios, químico

Tabla. 10. Lista de variedades de carbonatos sedimentarios de interés económico.


Fig. 19. Se muestra algún tipo de rocas sedimentarias


AZUFRE

6.3. El Ciclo del Azufre. El azufre está distribuido abundantemente en la corteza terrestre, en

forma de sulfatos y sulfuros, es un componente de los gases volcánicos y de las emanaciones

magmáticas y es común en las aguas termales.

El azufre de los depósitos sedimentarios ha derivado de sulfatos de las rocas y del ácido

sulfhídrico de las emanaciones volcánicas, descomposición bacteriana anaeróbica y reducción

bacteriana de sulfatos en solución. Estas substancias son transportadas en solución a las cuencas

de deposición; el azufre puede ser también transportado en solución en azufre coloidal.

El azufre se deposita a partir de sulfatos y ácido sulfhídrico en masas de aguas pobres en

oxígeno, donde prevalezcan condiciones reductoras y bacteria anaerobias. Los sulfatos son

reducidos por las bacterias a sulfhídrico, el cual a su vez se oxida y pasa a azufre y agua. De este

modo, el sulfhídrico llega a tener concentración en ciertas aguas carentes de oxigeno, que inhibe

la existencia de organismos marinos. Se supone también que las bacterias de azufre depositan

azufre a partir de sulfhídrico; Transk ha demostrado que el azufre nativo no es un constituyente

raro de los barros marinos.

Sin embargo se requieren ciertas condiciones especiales de deposición y acumulación para

dar origen a concentraciones de importancia comercial de azufre sedimentario, la abundancia de

azufre tiene que ser extraordinariamente grande, para que se pueda registrar la acumulación de

capas de azufre puro.

Se cree que el yeso que lleva asociado fue depositado durante el período de elevada por

evaporación que eliminaron temporalmente las bacterias reductoras del sulfato y la deposición de

azufre. El sulfhídrico volcánico que se oxida y pasa por azufre, es considerado por (Kato), como el

origen de las capas de azufre existente en el lago de Kozuke. (Sagui), considera que fue

alimentado por manantiales calientes procedentes del basalto subyacente, en las cuencas de

azufre de Sicilia.

6.3.1. Nutrientes En la definición de los nutrientes según su cantidad necesaria para el

crecimiento normal y desarrollo de las plantas, se estableció la clasificación de los mismos en:


Macro nutrientes: nitrógeno, fósforo y potasio.

Nutrientes secundarios: calcio, magnesio y azufre

Micro nutriente: cobre, cinc, molibdeno, hierro, manganeso, boro y cloro.

Las deficiencias de los elementos secundarios así como del micro nutriente pueden ser solo

de alguno de ellos o en una forma combinada. Las carencias que sufre la planta son debidas a

una causa cuantitativa o cualitativa. La primera se refiere a la falta original del elemento en el

suelo debido a su constitución mineral. La segunda indica que existen las cantidades necesarias

del elemento pero que éste no se encuentre en una forma asimilable directamente por las plantas;

las condiciones limitantes son:

El pH del suelo que determina su acidez o basicidad, "inmovilizando" los diferentes

elementos.

El contenido de materia orgánica que posibilita el grado de absorción del nutriente a nivel

del complejo absorbente.

En suelos con poco contenido de materia orgánica los nutrientes son fácilmente lixiviados y,

además de disminuir la cantidad relativa de los mismos, diminuye su capacidad de pasar a la

solución del suelo. La salinidad del suelo que promueve el fenómeno de competencia iónica,

produciendo una marginación de algunos nutrientes por el exceso de otros.

Estos son los factores que influyen en la asimilación del azufre y que influyen directamente en

su ciclo.

a. Objetivos:

Conocer la importancia, funciones y deficiencias del azufre en el metabolismo de las plantas

Familiarizar al estudiante con el funcionamiento del ciclo del azufre.

Fundamento Teórico:

El azufre generalmente se encuentra en el material permeable del suelo; así también como:

a. Azufre cristalino.

b. En gas natural.

c. Roca madre (basalto)

d. En aguas y ríos.

e. Pirita (blenda).


Fig. 20. Ilustración del azufre

El H2S que regresa a la atmósfera se oxida espontáneamente es acarreado por la lluvia. Los

sulfuros presentes en combustibles fósiles y rocas sedimentarias son oxidados finalmente a ser

empleados como combustible por el hombre, debido a movimientos de la corteza terrestre, y a la

intemperización, respectivamente.

La mineralización del azufre ocurre en las capas superiores del suelo, el sulfato liberado del

humus es fijado en pequeñas escala por el coloide del suelo, la fuerza de absorción con la cual

son fijadas los aniones crecen en la siguiente escala:

CL? –NO3? – SO4? –PO4? –SiO3 –OH?

El sulfato es ligado correspondientemente mucho más débilmente que el fosfato del cual

pequeñas cantidades es suficiente para reemplazar el SO4 a través de las raíces. El sulfato es la

forma soluble del tratamiento del azufre en la planta donde es reducido para integrar compuestos

orgánicos. La reabsorción del SO4, depende del catión acompañante y crece en el sentido

siguiente.

Ca < Mg. < Na < NH < K


En cantidades limitadas el azufre puede absorberse, este proceso puede ser inhibido por el

cloro, por las partes epigeas de la planta.

Entre el azufre orgánico y el mineral, no existe una concreta relación en la planta; la

concentración de (S) mineral, depende en forma predominante de la concentración del azufre in

situ, por la cual pueden darse notables variaciones. En cambio el azufre de las proteínas depende

del nitrógeno, su concentración es aproximadamente 15 veces menos que el nitrógeno, que se

encuentra en la atmósfera, donde se concentra debido a los procesos naturales de

descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y fundición de metales.

Fig. 21. Ilustración del ciclo del azufre

El azufre es absorbido por las plantas en su forma sulfatado, SO4, es decir en forma aniónica

perteneciente a las distintas sales: sulfatos de calcio, sodio, potasio, etc. (SO4 Ca, SO4 Na2)

El azufre no solo ingresa a la planta a través del sistema radicular sino también por las hojas

en forma de gas de SO2, que se encuentra en la atmósfera, a donde se concentra debido a los

procesos naturales de descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y

fundición de metales.

6.3.2. Funciones. El azufre en el interior de las células tiene características de poca

movilidad. Cumple fisiológicamente algunas funciones importantes, además de constituir distintas

sustancias vitales, son las siguientes:

http://www.monografias.com/trabajos11/teosis/teosis.shtml

http://www.monografias.com/trabajos10/gase/gase.shtml

http://www.monografias.com/trabajos/atm/atm.shtml

http://www.monografias.com/trabajos14/administ-procesos/administ-procesos.shtml#PROCE

http://www.monografias.com/trabajos14/impacto-ambiental/impacto-ambiental.shtml

http://monografias.com/trabajos10/coma/coma.shtml


Forma parte constituyente de las proteínas (cistina, cisteína, metionina).

Forma parte de las vitaminas (biotina).

Es constituyente de las distintas enzimas con el sulfidrilo (SH?) como grupo activo, que

actúan en el ciclo de los hidratos de carbono y en los lípidos (en la oxidación de los ácidos grasos,

como la coenzima A, CoA).

Interviene en los mecanismos de óxido-reducción de las células.

Interviene en la estructura terciaria de las proteínas.

Las proteínas se ordenan en grandes cadenas moleculares, el azufre ayuda a la constitución

de estas macromoléculas además de formar parte de los aminoácidos (compuestos moleculares

imprescindibles para la formación de los péptidos, que se unen a su vez para la formación de las

proteínas).

Algunas especies como las crucíferas, y entre ellas las liliáceas, adsorben una gran cantidad

de sulfatos, produciendo en su contenido celular gran cantidad de sulfuro de alilo que ocasiona el

olor característico de algunos vegetales como la cebolla.

El contenido de azufre en las oleaginosas, y especialmente de aquellos frutos con alto

contenido de aceite como la mostaza, es notablemente elevado. El azufre actúa sobre el

contenido de azúcar de los frutos, a pesar de que el contenido de almidón también puede

estimarse; sin embargo no puede hablarse de una elevación del contenido del almidón por la

fertilización el azufre.

El azufre es un componente insustituible de algunas grasas (mostaza y ajo), y también forma

parte de las vitaminas (tiamina y biotina). Este elemento contribuye en la formación de la clorofila,

a un desarrollo más acelerado del sistema radicular y de las bacterias nodulares, que asimilan el

nitrógeno atmosférico, que viven en simbiosis las leguminosas. Parte del azufre se encuentran en

las plantas en forma oxidada de compuestos inorgánicos.

Las gramíneas y las papas requieren entre 10-15 Kg/Ha. Las coles 40-70 Kg/Ha.


6.3.3. Deficiencias del Azufre: Se presentan principalmente en los suelos y plantas

6.3.3.1 En el suelo: La deficiencia de azufre se observa en suelos pobres en materia

orgánica, suelos arenosos franco arenosos. Una deficiencia de azufre en el suelo puede traer una

disminución de la fijación de nitrógeno atmosférico que realizan las bacterias, trayendo

consecuentemente una disminución de los nitratos en el contenido de aquél.

6.3.3.2. En las Plantas. Cuando el azufre se encuentra en escasa concentración

para las plantas se alteran los procesos metabólicos y la síntesis de proteínas. La insuficiencia del

azufre influye en el desarrollo de las plantas.

6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre. Los síntomas de deficiencia de azufre son

debidos a los trastornos fisiológicos, manifestándose en los siguientes puntos:

Crecimiento lento.

Debilidad estructural de la planta, tallos cortos y pobres.

Clorosis en hojas jóvenes, un amarillamiento principalmente en los "nervios" foliares e

inclusive aparición de manchas oscuras (por ejemplo, en la papa).

Desarrollo prematuro de las yemas laterales.

Formación de los frutos incompleta.

6.3.3.4. Conclusiones. Todos los nutrientes ya sean macro o microelementos son

necesarios para un correcto balance para la nutrición de la planta.

La ausencia de un macro o micro elemento, provocaría un des balance no solo en el sistema

fisiológico de la planta sino también en el sistema del suelo y medio ambiente.

6.4. Ciclo de la Arcilla. El ciclo de la arcilla difiere de los ciclos sedimentarios en que los

constituyentes de arcilla no son transportados en solución, sino en suspensión, y que la

deposición de los mismos se efectúa por procesos mecánicos. Las arcillas sedimentarias pueden

dividirse en marítimas, estuarios, lacustres, pantanosas, y fluviales.

El término arcilla se usa habitualmente con diferentes significados:


Desde el punto de vista mineralógico, engloba a un grupo de minerales (minerales de la

arcilla), filosilicatos en su mayor parte, cuyas propiedades fisico-químicas dependen de su

estructura y de su tamaño de grano, muy fino (inferior a 2 mm).

Desde el punto de vista petrológico la arcilla es una roca sedimentaria, en la mayor parte

de los casos de origen detrítico, con características bien definidas. Para un sedimentólogo,

arcilla es un término granulométrico, que abarca los sedimentos con un tamaño de grano

inferior a 2 mm.

Para un ceramista una arcilla es un material natural que cuando se mezcla con agua en la

cantidad adecuada se convierte en una pasta plástica. Desde el punto de vista económico

las arcillas son un grupo de minerales industriales con diferentes características

mineralógicas y genéticas y con distintas propiedades tecnológicas y aplicaciones.

Por tanto, el término arcilla no sólo tiene connotaciones mineralógicas, sino también de

tamaño de partícula, en este sentido se consideran arcillas todas las fracciones con un tamaño de

grano inferior a 2mm. Según esto todos los filosilicatos pueden considerarse verdaderas arcillas si

se encuentran dentro de dicho rango de tamaños, incluso minerales no pertenecientes al grupo de

los filosilicatos (cuarzo, feldespatos, etc.) pueden ser considerados partículas arcillosas cuando

están incluidos en un sedimento arcilloso y sus tamaños no superan los 2 mm.

Las arcillas son constituyentes esenciales de los suelos y sedimentos debido a que son, en su

mayor parte, productos finales de la meteorización de los silicatos que, formados a mayores

presiones y temperaturas, en el medio exógeno se hidrolizan

CARBÒN

La primera parte de la definición del carbón es totalmente educativa. Proporciona la

información de cómo el carbón se formó y donde ocurren - ambos dentro de Gran Bretaña y en

otra parte en el mundo.

6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia.

INDICE

El descubrimiento de Carbón

La formación de Carbón

Los tipos de Carbón


Las perturbaciones de los crestones de Carbones

Los yacimientos del Mundo

Períodos durante que las rocas fueron formadas

6.5.1. El Descubrimiento de Carbón. Carbón fue conocido por el hombre hace millones

de años. Las escrituras antiguas nos dicen que hace tres mil años el chino supo que quemarían

ciertos tipos de roca negra y en una parte del país dónde había madera pequeña ellos excavaban

en la tierra para encontrar esta roca negra para obtener sus fuegos. Esta es la primera evidencia

del de carbón excavada de la tierra, es posible que incluso antes de esto, el carbón se usara como

combustible en algunas partes del mundo. El hombre descubrió tempranamente y probablemente

por accidente, cuando notó que en algunos lugares que quemando las rocas obtenían su propio

fuego.

Cuando se produjo la escasez de madera en algunos lugares les obligó a

los hombres a que buscaran otro tipo material para quemar, encontrando el

carbón en los cortes de los arroyos, o en los flancos de las colinas, efectuaron

excavaciones en ladera, descubrieron que el carbón ocurría en una capa

espesa o crestón en la loma. Las excavaciones generalmente se derrumbaron

antes de que ellos exploraran el carbón a profundidad y excavaron otros

pozos a lado del anterior. El lugar dónde una capa de carbón o cualquier otra

roca aflora en la superficie de la tierra es conocido como 'afloramiento'.

Cuando se había excavado un afloramiento con mucho carbón fue posible

hacer una búsqueda en otro afloramiento y se dieron cuenta que había varias capas descansando

una sobre la otra, separando las capas de otros tipos de rocas.


Se notó por las excavaciones de estos carbones continuaban más

allá de las extracciones, cuando no había mas carbón que pudiera

trabajarse seguramente en los afloramientos o bordes de los crestones,

se excavaron los pozos para alcanzar más abajo el afloramiento carbón.

Estos pozos estaban como los pozos del pueblo cerca de la cima para

destapar tanto carbón como fuera posible habían hecho más ancho las

excavaciones y más profundas, debido a su forma estos se han llamado

“pozos de la campanilla” no fue hasta después de algunos centenares

de años que los mineros aprendieron a apoyarse sobre las capas para

que ellos pudieran extender su funcionamiento a una milla o más del

fondo del hoyo.

El Carbón fue conocido como una serie de capas y las llamó “crestones, separados por las

capas de otras rocas”. Estas rocas les llamaron: rocas, areniscas, esquistos, arcilla de fuego y los

crestones de carbones son llamados espesores de carbón, que forman la parte superior de una de

rocas, significa que la localización del carbón fue dada por científicos nombrándola Carbonífero,

dicen que el período Carbonífero empezó hace aproximadamente 285 millones de años y duró

durante aproximadamente 75 millones de años.

Dentro de este espesor puede haber encima de cien capas o crestones de carbón, pero

muchos de ellos los espesores son demasiado delgados entre 2.5cm a 60cm de espesor por lo

cual son demasiados delgados para ser explotados. La mayoría de las capas de los carbones de

medida de espesor laborable entre 60cm y 3.m, pero hay capas entre 7m y 9m., en Escocia hay

uno de 30m de espesor, pero sólo se encuentra en una área muy pequeña. En Australia hay una

capa de 240m espesor y otros aproximadamente 60 m espesor.

6.5.2. La formación de Carbón. Se encuentran a menudo impresiones

de hojas y tallos de plantas en el techo de la costura de un carbón; es decir, en

las rocas que quedan inmediatamente sobre la costura de vez en cuando un

tronco de árbol, se encuentra en esta posición, en el suelo o simplemente debajo

de la costura, como serpentín oscuro se ve qué las señales demuestran ser los

restos de raíces del árbol. Cuando una rebanada delgada de carbón se examina

bajo el microscopio se ve que contiene fragmentos de plantas. Cuando un


químico analiza un trozo de carbón encuentra a que tipo de madera alterada corresponde.

Estos hechos no dejan ninguna duda que carbón fue hecho de material de la planta, pero para

entender cómo el carbón fue formado, las capas de hace más de 200 millones de años, primero

estudiaremos algunas cosas que están pasando en nuestros días, en algunas partes del mundo

hay una densidad de selvas, pantanos, el mejor conocido de es el Pantano Triste en América.

Ésta es una área baja, sólo unos pies sobre el nivel del mar, cubriendo una área de

aproximadamente 1,500 sq. millas en los Estados de Virginia y Carolina del Norte.

Los árboles todavía están creciendo en el pantano, pero aquéllos que se han muerto han

formado una capa de material vegetal descompuesto; las hojas, ramas y troncos; sobre siete pies

espesor. La misma cosa está pasando en los pantanos en el delta del Ganges en India, y aquí los

barrenos han mostrado que hay varias de capas de material de plantas enterradas transformadas

a un tipo de turba, separada por las capas de arena y arcilla.

Obviamente cada capa de turba fue formada en la superficie. La tierra al sumergirse debajo

del agua y arena y fango fueron transportados por el río fue colocado en la cima hasta que el agua

estuviera poco profunda para que los árboles volvieran a crecer de nuevo y formar otra capa de

turba. También se encuentran los pantanos del bosque similares en los deltas de otros ríos

tropicales.

Con estos acontecimientos del presente día en nuestras mentes

nosotros podemos regresar ahora y el cuadro cómo el carbón de

Bretaña que se formaron las costuras hace 250 millones de años. El

área donde la Gran Bretaña e Irlanda ahora la posición de un inmenso

estuario poco profundo o laguna. La tierra montañosa coloco hacia el

norte a parte de media de Escocia, hacia el oeste de Irlanda, y hacia el

sur de Inglaterra cerca del litoral, de estas colinas fluyeron los grandes

ríos dentro del estuario. El área entera fue hundida lentamente, la arena, barro y arcilla

depositados por los ríos en el fondo del estuario guardaron la profundidad de agua


Sin embargo había de vez en cuando una pausa en el hundimiento la arena y barro casi

llenó al estuario poco profundo y cambio de dirección dentro del gran pantano. En este pantano

árboles y helechos gigantes empezaron a crecer por el calor y el clima húmedo de esos días,

ellos a corto plazo formaron los bosques densos pronto como el mostrado en la figura arriba de

esta página. La condición de pantano de los bosques duró durante muchos años cuando ellos se

murieron formaron un lodo espeso de materia vegetal en parte podrida formando un tipo de turba.

Eventualmente empezaron a sumergirse otra vez los bosques fueron

abrumados por agua y los ríos, llovió a cantaros sobre las capas de arena y

fango sobre el área. Pero de vez en cuando el hundimiento fue contenido el

agua convirtiéndose en nuevos bosques poco profundos y nuevas selvas

crecieron de una sola vez y nuevas capas de turba fueron formadas.

Después de millones de años las condiciones descendieron al fin. Las áreas de tierra y mar

cambiaron, aunque se depositaron millones de metros de rocas, de arena y arcilla, sobre las

capas de turba. Debido a las presiones de las enormes rocas sobre ellos, así como a un

levantamiento ligero en la temperatura debido al enterramiento tan profundo, las capas de la turba

se cambiaron gradualmente en carbón. Las otras capas también se endurecieron, de ser arena

cambió a la roca arenisca dura y la arcilla al esquisto.


Cuando los árboles fueron enterrados las capas de los carbones, fueron afectadas por

diferentes capas de rocas (llamándolos estratos o capas). La ilustración muestra que las rocas

fueron depositas subyaciendo a los carbones.

6.5.3. Tipos de Carbón. La turba está incluida bajo este título porque,

cuando nosotros hemos visto, es la primera fase en la formación de carbón (si no

se entierra profundamente, nunca se hará carbón). El tipo de turba normalmente

excavado para el combustible consiste en las cañas en parte podridas y musgos

que crecen en los pantanos. La turba se hunde a menudo llamado musgo, se

encuentra en muchas otras partes del mundo. Turba

En primera fase de alteración de la turba los carbones presentan un color castaño y su

característica es desmenuzable, y puede verse a menudo como un compuesto de material leñoso

podrido.

Otro nombre dado a este carbón es lignito; pero algunos lignitos son negros.

Hay carbón castaño en horizontes muy delgados, pero en cantidades muy

grandes ocurren en varios otros países. Los mantos en Australia, tienen un color

castaño. Lignito

Los tipos mas comunes de carbón son usados en las casas y fábricas

son conocidos como carbón bituminoso. Siempre es de color negro y esta

hecho de bandas o capas las cuales cambian de apariencia brillosa y vítrea al

despuntar este cubierto hollín. Este tipo de carbón generalmente se rompe

fácilmente en bloques rectangulares a lo largo de planos de fácil

fraccionamiento (clivage) el minero le llama cuña del carbón. La dirección de

la cuña ayuda al minero en su labor de conseguir en una mina de carbón. Bituminoso


La antracita es carbón que muestra una gran extensión y su

importancia es el cambio o alteración de la capa turba que originalmente fue

formada. Es dura y muestra pequeñas señales de agrupamiento, presenta

un textura lustrosa (o brillosa) más bien de acero o oblicuo en forma de

bloques inclinados y fracturados Antracita

Carbón 'Cannel' es un carbón duro sin bandas o grietas. Se encuentra sobre todo en la

mayoría de los yacimientos en Escocia y Lancashire. Se dice que el cannel del nombre ha sido

dado a este tipo de carbón porque se quema con una larga llama humeante como lo hace una

vela.

6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón. En recortes de

cantera y ferrocarril en las fachadas de barrancas, los estratos o capas de

rocas pueden ser vistos a menudo inclinados y flexionados y a veces rotos,

fueron formados originalmente por planos horizontales. Para explicar cómo

ocurrió esto ocuparía un libro grande y complicado & el ndash; y en cualquier

caso, científicos no están seguros que ellos conocieran una explicación

entera todavía. Siempre han estado bajo la presión y la fatiga, comprimiendo

mientras algunas partes juntas y otras levantadas y bajas, son llamados a

estos movimientos de tierra. Tienen lugar lentamente que raramente se notan por el tiempo de

vida de un hombre, por encima de los períodos de millones de años. Sin embargo en ciertas

regiones los movimientos son suficientemente rápidos por sus efectos a ser vistos o se sentían.

Los terremotos son una señal que las rocas han cambiado de sitio y a veces la cantidad de

movimientos pueden verse y pueden medirse, los volcanes son otro resultado de movimientos de

tierra que han causado que las rocas fundidas puedan ser forzadas a

salir violentamente a la superficie.

Los efectos de los movimientos de la tierra son muy importantes

para el minero y debemos estudiar algunos de ellos por consiguiente;

Los efectos más simples están inclinados, las capas de los carbones

y los ángulos de las rocas muy inclinados a veces son verticales,

sabemos que estos se encontraban horizontalmente cuando fueron

formados.


El ángulo de inclinación descendente de la cuesta de las rocas se llama buzamiento aunque el

minero prefiere a menudo pensar en la cuesta ascendente que él llama 'el levantamiento'. La

dirección a los ángulos rectos al buzamiento se llama descubrimiento. Una línea en esta dirección

siempre es horizontal porque no es afectado por el buzamiento.

A menudo los estratos simplemente no se inclinan pero también están torcidos o plegados.

como se muestra en las ilustraciones, un ascendente o el arco-pliegue se llama anticlinal y un

descendente o el pliegue del comedero se llama sinclinal.

El cambio en la curvatura de inclinación los estratos pueden romperse. Estos rompimientos se

llaman fallas. Los mineros que se encuentran trabajando sobre una capa de pronto esta cortada o

perdida es producto de una falla y del otro flanco el bloque puede quedar a un nivel más alto o

más bajo como muestra en la ilustración. El desplazamiento o diferencia en el nivel se llama el tiro

y puede ser sólo unas pulgadas o tanto como los centenares de metros. Si el estrato se encuentra

a un nivel más alto que el minero lo llama una falla del alto, y si un más bajo nivel, una falla del

bajo.

Las rocas en cierran la ruptura del plano de la falla generalmente se aplasta

y se rompe y las superficies se pulen a menudo favorablemente porque un

lado se ha resbalado bajo la presión enorme encima del otro. Las cuales

pulen la superficie son llamadas espejo de falla.

El ángulo entre la falla plana y la vertical se llama inclinación conocida

como un la falla normal, el buzamiento o cuesta de la falla plana es decir,

está más cerca de la vertical que del horizontal. La cresta también esta


siempre hacia el bajo. La falla normal por consiguiente siempre requiere de un espacio entre las

dos fallas en el borde de las costuras y otras capas.

Un fracturamiento grande en los estratos no es a menudo una sola falla

pero si varias fallas paralelas todas en la misma dirección. Esto da lugar

a un gran desplazamiento, como se muestra en la ilustración.

Otro tipo es conocido como una falla inversa, es causada por los

estratos en un lado que es empujada por encima de aquéllos en el otro

lado. Como resultado, el buzamiento o inclinación de la falla están más

cercanas al plano horizontal en una falla normal y hay repetición de los

estratos, por ejemplo, si un agujero estuviera hacia abajo de la superficie

y atravesara algunas de las camas dos veces.

Una falla esta formada por dos fracturamientos en los estratos permiten que las rocas entre sí

caen por debajo de su posición original; un ejemplo típico se muestra en la figura.

Otras alteraciones de los estratos afectan los filones de los carbones y complican el trabajo del

minero. Como se muestra previamente, los horizontes varían de espesor del lugar a lugar, pero

ocasionalmente los cambios son rápidos. Los horizontes se adelgazan de repente, el lugar es

tomado por arena y grava, pero si el minero socava a través de túneles alcanza el filón costura de

nuevo. Esto es un es un deslave causado por un arroyo o río que corta a través de la costura poco

después fue formado.

Ocasionalmente el filón está afallado porque la roca subyacente formó un crestón de carbón

en el pantano. Esto es conocido como un rollo o el lomo de caballo.

En algunos yacimientos, han sido afectados por diques y al solidificarse ellos han formado las

paredes muy duras. A veces, en lugar de cortar por los estratos, las rocas fundidas quedan


comprimidas entre los estratos, mientras caminando de repente de un nivelado a otro. De esta

forma a estos se les llaman umbrales, algunos yacimientos quedan expuestos.

6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo

En estos apuntes se ha descrito la formación del carbón y el desdoblamiento de los

espesores del carbón dentro y separado de los yacimientos del carbón en Gran Bretaña. En

algunos eventos tienen acontecimientos en muchas otras ciudades, y en este mapa muestra la

posición de otros yacimientos de carbón en el mundo

Las rocas fueron formadas durante los siguientes Periodos

Periodos Millones de años desde se formaron

Reciente

Pleistoceno 1

Plioceno y Mioceno 1 to 25

Oligoceno y Eoceno 25 to 60

Cretacico 60 to 120

Juracico 120 to 145

Triacico 145 to 170

Permico 170 to 210

Carbonifero 210 to285

Devonico 285 to 325

Siluruco 325 to 350

Ordovicico 350 to 410

Cambrico 410 to 500

Pre-Cambrico over 500

Tabla 11. Periodos


6.5.6 ¿Qué es carbón? El carbón es una compleja mezcla de sustancias que se han ido

integrando como un mineral a lo largo de millones de años. Estrictamente hablando, el carbón se

clasifica como una roca sedimentaria de origen fósil, originado de restos vegetales sometidos a

largos procesos de presión y temperatura. Este origen lo relaciona con otros combustibles fósiles,

como el petróleo y el gas natural y, junto con ellos, constituye la fuente más importante de energía

hasta ahora usada por el hombre.

Hay fundamentalmente cuatro formas de dar uso al carbón: la coquización para uso

metalúrgico, la combustión directa para plantas termoeléctricas, la gasificación que puede dar

lugar a combustibles como el gas natural "sintético" y la licuefacción, para la producción de

gasolina también denominada" sintética". El interés fundamental de este libro es el carbón para

combustión directa.

6.5.7. Origen del carbón. Para que el carbón pueda formarse, deben reunirse una

serie de condiciones tanto bioquímicas como geoquímicas. En un principio se requiere de un lugar

cuya humedad y clima sean favorables para un rápido crecimiento vegetal y con aguas cuya

profundidad permita que la descomposición de la vegetación se dé en condiciones anaerobias, o

carentes de oxígeno. Este lugar es el pantano de turba. Si las condiciones son suficientemente

anaerobias, la turba formada por el proceso resultante de putrefacción dará lugar a carbones

sapropélicos (tipos cannel y boghead), con alto contenido de hidrocarburos y poco abundantes en

la corteza terrestre. Si la anaerobiosis no es muy estricta, la turba dará origen a los carbones

húmicos, que con mayor frecuencia se utilizan hoy en día.

El proceso geoquímico por el cual la turba se convierte en carbón aún se da en la actualidad

y toma millones de años en efectuarse. La turba es sometida en este proceso a altas presiones y

temperaturas, que la comprimen y facilitan el cambio en su composición física y química. A

medida que transcurre el proceso de transformación del carbón, se pierden cantidades de

hidrógeno (H), oxígeno (O) y material volátil (MV). Como consecuencia, el contenido de carbón va

aumentando, así como su valor calorífico y, por tanto, su rango o grado de evolución que va desde

la turba hasta la antracita, lo cual se describirá más adelante.

6.5.8. Análisis del carbón. Es de esperarse que en ciertas zonas de la corteza terrestre

hayan existido diferentes condiciones que dieron origen a los diversos tipos de carbón que se

conocen. Dada esta diversidad y su innegable importancia comercial, se hace necesario clasificar,


de alguna manera, la calidad del carbón.

El análisis de un carbón es el estudio que se realiza para determinar las características

megascópicas, microscópicas y fisicoquímicas de éste. Las características megascópicas

indican la presencia y forma de las bandas típicas de este mineral y son útiles durante la fase de

exploración. Dentro de la caracterización microscópica, se presenta la petrografía, o análisis de

macérales, que son los componentes orgánicos que forman parte del carbón, como

análogamente, los minerales forman parte de las rocas. Los macérales se estudian con un

microscopio - petrográfico de luz polarizada. La petrografía del carbón, incluye la composición y

reflectancia de los macérales. La composición de macérales en el carbón indica su tipo. La

reflectancia del maceral representa el porcentaje de luz reflejada por una muestra representativa

de éste, generalmente vitrinita, e indica el rango o grado del carbón.

Para la determinación de las características fisicoquímicas existen diferentes métodos. Uno

de los más utilizados es el de la American Society for Testing and Materials (ASTM), en especial

la norma ASTM D388, que se utiliza para obtener el rango del carbón en cuestión.

Se procede primeramente a determinar el contenido de carbón fijo, la materia volátil 'y el

poder calorífico, de acuerdo con las llamadas fórmulas de Parr (ecuaciones i, ii e iii), o bien las

fórmulas de aproximación (ecuaciones iv, v y vi):]

Fórmulas de Parr:

(Cf - 0.155) * 100

100 – (H + 1.08A + 055S

MV = 100 - CF

CF = BTU = (Btu - 50S) * 100

100 – (1.08A + 055S)

BTU = Btu * 100

Fórmulas de aproximación:

CF = Cf * 100

100 – (H+ 1.1A + 01s)

MV = 100 - CF


Donde:

CF = porciento de carbón fijo, seco, libre de materia mineral

Cf = porciento de carbón fijo, base como se recibe

MV = porciento de materia volátil, seca, libre de materia mineral

mv = materia volátil, base como se recibe

BTU = poder calorífico, en BTUllb, húmedo, libre de materia mineral

Btu = poder calorífico, en BTUllb, base como se recibe

H = porciento de humedad, base como se recibe

A = porciento de cenizas, base como se recibe

S = porciento de azufre

A manera de ejemplo, se determina con las fórmulas de Parr, el rango del carbón de Río

Escondido, Coahuila Los siguientes datos se tomaron de la tabla.

H = 7.77%

mv = 32.03% A =

41.74% Cf = 24.46%

Btu = 4 265.55 caVg = 7 671.85 BTUllb

S = 0.90%

Sustituyendo en .las ecuaciones (i), (ii) Y (iii) -de la página A-2'lr- se obtienen los siguientes

resultados:

CF = 52.14%

MV = 47.86%

BTU = 14 013.3 BTUllb

Refiriéndose a la tabla las características de este carbón lo ubican en la clase biturninosa,

grupo alto volátil A.

El análisis fisicoquímico de un carbón describe su composición analítica, además de sus

características físicas. Existen dos métodos químicos tradicionales de análisis, denominados

próximo o inmediato y último o elemental. El análisis próximo consta de la determinación de la

humedad total, -la materia volátil, el carbón fijo y la ceniza.

El análisis último consiste en la determinación de las proporciones de los principales

elementos químicos contenidos en el carbón: carbono (C), hidrógeno (H), azufre (S), nitrógeno (N)


y oxígeno (O). Este último se estima generalmente por diferencia.

Se incluye generalmente en el análisis del carbón la determinación del contenido de azufre

en sus variedades orgánico, pirítico y sulfatos.

Adicionalmente a los análisis mencionados, se pueden mencionar pruebas físicas en la

caracterización del carbón, que incluyan propiedades como grado o cantidad de contaminantes

presentes, tamaño, dureza, densidad, etcétera.

6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico. En la tabla se

presentan las características promedio del carbón metalúrgico de la cuenca de Sabinas del Estado

de Coahuila, que -conforme' a las normas ASTM- está clasificado como bituminoso medio volátil.

TABLA 12. CARACTERISTICAS FISICOQUIMICAS DEL CARBÓN DE SABINAS, COAHUILA


ANALISIS PRIMARIO (base como se recibe)

% PESO

Humedad Total Materia Volátil Ceniza Carbón fijo Poder calorífico superior

6.98

17.69

42.54

34.81

4,101.60 caVg

ANALISIS ELEMENTAL (base seca)

Hidrógeno Carbono Nitrógeno Oxígeno Azufre Cloro Ceniza

2.98

45.07

0.58

6.71

1.39

0.04

43.23

ANALISIS MINERAL DE CENIZA (Base seca)

Fierro Fe203 Calcio CaO Magnesio MgO Sodio Na2O Potasio K2O Sílice SiO2 Aluminio Al2O3 Titanio TiO2 Fósforo P2O3 Azufre SO3 Otros TIPO DE CENIZA

5.40

3.77

0.85

0.23

0.88

61.31

24.10

0.99

*n.d.

*n.d.

Bituminosa

.OTRAS DETERMINACIONES y CONCEPTOS COMPLEMENTARIOS

Índice de expansión libre Índice de molienda (HGI) Temperatura de fusión de cenizas (deformación inicial)

2.00

50.80

1,2420 C

(atm. red.)


TABLA 13. CARACTERISTICAS DE LOS MANTOS DE CARBÓN EN LOS DIFERENTES

AMBIENTES DE DEPÓSITO

PARAMETRO DELTAICO PLANICIE

INTERDELTAICA

LAGUNAR LACUSTRE

Geometría

Espesor

Frecuencia

Calidad

Ceniza

Poder calorífico

Plantas

Sedimento

Tabular,

lateralmente

Discontinuo

Tres metros +

Dos a cuatro

Capas

Alta

De poca media

Alto

Hierba-arbusto

arenosos

Tabular,

lateralmente

discontinuo

Tres metros +

Varias capas

Alta

De poca media

Alto

Hierba-arbusto

Lodoso

Cuerpo

discontinuo

Menos de un

metro

Numerosas

Baja

Alta

Bajo

Pantano-salino

Medio

Alongado

Discontinuo

Menos de tres

metros

Pocas

Media

Media

Medio

Boscoso

medio

Ambiente clásicamente continental

El uso de los datos. Con base en la formación recabada, procesada e interpretada en dos

puntos anteriores, es posible conocer o evaluar:

La formación geológica del yacimiento

Su factibilidad económica de explotación

El posible plan de minado

6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón. La información geológica

básica obtenida consistirá de los siguientes datos: geología general, estratigrafía, pliegues y fallas

del depósito; y continuidad lateral de los mantos de carbón y rocas que lo rodean.

Esta información será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito

Será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito, petrografía del carbón,

geoquímica, hidrología, geomecánica de las rocas y palinología. Estos métodos de estudio serán

necesarios para la interpretación en diferentes aspectos de los mantos de carbón.


6.5.11. Ambiente de depósito. Los mantos de carbón se originan en ambientes

deltáhicos cercanos a la costa, o ambientes lagunares en regiones continentales. Los factores

favorables a la formación del carbón son: clima templado a subtropical, aguas pantanosas,

sepultamiento de materia orgánica, régimen químico reductor.

Una sección pulida de carbón puede ser útil para determinar la reflectividad, esta propiedad

aumenta con el contenido de carbón fijo, señalando su rango. Este método es rápido y tiene

ventaja de poder llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Partiendo del concepto de

“Microlitotipos” se pueden interpretar las zonas de vegetación que prevalecieron durante la

formación del yacimiento de carbón.

Actualmente, existen organizaciones japonesas que colectan gran variedad de datos sobre

carbón en todo el mundo, con el propósito de utilizar esta información para resolver los

requerimientos de mezclas con fines industriales; paralelamente muchas compañías productoras

de carbón de otros países, durante la exploración, recurren a este banco de datos petrográficos

con el objeto de conocer las calidades de carbón que poseen, de una forma rápida y económica.

6.6. Geomecánica de las Rocas. El desarrollo de las investigaciones geomecánicas entra

directamente en la planeación de una mina. Las propiedades mecánicas dependen de la geología

e hidrología del lugar. El parámetro más importante a conocer es el esfuerzo cortante. Debido a su

dependencia del contenido de agua, éste señalará el abatimiento requerido para el acuífero, así

como también la forma geométrica de las pendientes del movimiento de carga y descarga.

Finalmente, indicará el tipo de equipo de minado a utilizarse.

6.7. Geoquímica. La aplicación de este método de estudio es la interpretación del ambiente

de formación del carbón. Algunos investigadores han relacionado la paleosalinidad de los estratos

rocosos con el ambiente de formación, así el contenido de magnesio, sodio, potasio o calcio se

relaciona con la influencia de aguas marinas que pudo haber durante su formación de las rocas

que alojan el carbón. Estas interpretaciones contribuyen al mejor conocimiento del yacimiento de

estudio.

6.8. Hidrología. Una investigación hidrológica obtiene información para planear la forma de

desaguar el acuífero en el techo del manto de carbón, así como también bajar la superficie

potenciométrica del acuífero al piso, con el objeto de efectuar trabajos de minería. Para tener esta


información es necesario programar diferentes puntos de perforación. Las siguientes propiedades

deberán evaluarse: conductividad y transmisibilidad hidráulica, geometría del acuífero y recarga

del acuífero.

Los depósitos originados en ambientes lagunares pantanosos-continentales normalmente

alojan mantos delgados de carbón. En este caso las rocas forman predominantemente acuíferos

pobres, pues el techo y el piso de los mantos de carbón están hechos de areniscas finas, arcillas,

limo-arcillas y Iodos orgánicos cuyas propiedades hidrológicas impermeables son uniformes

horizontal y verticalmente. La tendencia actual es el uso de un modelo digital de acuífero mediante

la simulación a diferentes tasas de bombeo en varios puntos del sistema o red de pozos.

6.9. Palinología. Es el estudio de elementos orgánicos como polen, esporas o microfósiles

que se encuentran en rocas que alojan el carbón; algunos de estos fósiles se utilizan como

indicadores de edades o ambiente de depósito del manto de carbón. En el núcleo de las

perforaciones efectuadas se detectan las palinofacies, es decir, un grupo de palinomorfos en una

porción del sedimento, representando condiciones de ambientes locales y la típica palinoflora

regional.

6.10. Exploración geofísica. Este método es útil en la identificación de mantos de carbón en

el subsuelo, trazado de estratos persistentes, localización de fallas, zonas de erosión, cuerpos de

arena y plegamientos (fig. D.l.l). Estos levantamientos son más valiosos cuando los estratos-

carbón ya han sido localizados y son más económicos que otras formas de exploración. Los

métodos más comunes son el método sísmico, el método electromagnético y el método

magnetométrico.

6.10.1. Método Sísmico. Esta técnica se ha introducido en la exploración del carbón

hace algunos años y ha ganado gran aceptación. Se basa en un principio muy sencillo que

consiste en activar una fuente de energía que induce una señal sísmica en la tierra; las ondas

sísmicas viajan de su origen a la superficie del carbón reflejando o refractando parte de las ondas

de regreso a la superficie terrestre.

Su uso conduce a la adecuada determinación de espesores, extensión y geometría de una

unidad de estratos roca-carbón.


a) Técnica de reflexión se utiliza para localizar y caracterizar el modo de fallamiento. Esta

técnica es difícil de aplicar en áreas donde los estratos de roca están fuertemente inclinados.

También conocida como de alta resolución “somera", esta técnica es aplicada en la explotación y

planeación minera para localizar y delinear discontinuidades del manto de carbón, canales de

relleno o cuerpos de arena y antiguos trabajos de minería. La ventaja de este método es que

proporciona información continua del subsuelo en oposición a la información recabada en los

registros geofísicos de pozos; también ofrece la ventaja de que su fuente de energía de alta

frecuencia aumenta la resolución; esto significa que se pueden detallar los rasgos geológicos y

localizarlos con gran exactitud. La desventaja de este método es que una fuente energética de

alta frecuencia tiende a disipar mucha energía en la transmisión, limitando de esta forma la

profundidad de penetración.

b) Técnica de refracción, las ondas sísmicas de sonido viajan a través de varias capas de

roca con una velocidad que depende de -las propiedades elásticas de las capas interceptadas;

así, mientras más consolidado sea un estrato rocoso, transmitirá mayores velocidades sísmicas.

Esta energía es refractada a la superficie a través de una interferencia acústica proveniente de

las rocas interferidas. La técnica de refracción proporciona el medio para cartografiar las rocas

del subsuelo en términos de la velocidad de las unidades detectadas. La refracción sísmica

proporciona datos estructurales, características del cuerpo del carbón, presencia de agua y de

propiedades mecánicas.

6.10.2. Método electromagnético. En estas áreas de estratos de carbón casi planos y

conductores de electricidad, el método electromagnético ofrece información de espesor,

profundidad o ausencia de mantos de carbón. La penetración de ondas electromagnéticas en la

tierra se restringe debido a las características disipativas de los materiales. Las investigaciones

electromagnéticas en una área pueden ser realizadas por travesías o por envíos de sonido desde

un sitio hacia otro, planificando una cuadrícula de levantamiento.

El método es referido a un radar cuando la energía electromagnética es radiada por un

transmisor y las reflexiones producidas por las discontinuidades en el medio son tomadas por un

receptor. Este método es particularmente efectivo en algunos proyectos de exploración; ofrece

movilidad, producción y amplia cobertura debido a sus características indirectas. Las variaciones

en la resistividad de los materiales que sobreyacen al carbón crean modificaciones en los tiempos

de retorno de la onda electromagnética; así, cuando decrece la resistividad eléctrica la pene-


tración de las ondas-radar también decrece.

El carbón se puede detectar directamente mediante el contraste de resistividad que ofrece en

relación con los estratos que lo rodean, ya que la resistividad del carbón es considerablemente

alta comparada con la de las rocas en su entorno. De esta forma los métodos electromagnéticos y

de resistividad responden al mismo contraste físico y pueden complementarse para una mayor

exactitud

6.10.3. Método magnetométrico. Se basa en el principio de magnetismo de la tierra.

Los levantamientos magnetométricos en un sitio de exploración de carbón pueden ser útiles en la

localización de fallas, rocas instrusivas y geometría del manto de carbón. Los levantamientos

electromagnéticos se pueden complementar con los magnetométricos cuando existe una

correlación. Aunque la magnetometría es efectiva para determinar la estructura geológica, no

puede localizar directamente mantos de carbón. La exploración magnetométrica resulta ser rápida

y poco costosa.

Todos estos métodos son útiles para determinar las características de los mantos de carbón y

son recomendables, tomando en cuenta su costo comparado con los precios de la perforación. No

obstante, ninguno de ellos es universalmente aplicado a todas las condiciones geológicas;

deberán primeramente establecerse éstas y luego escoger el método más adecuado a esas

condiciones y presupuestos de la empresa.

6.10.4. Registro de rayos gamma. Es útil para identificar lutitas, areniscas y para

efectuar correlaciones. Su transmisión es más lenta en comparación a la de exploraciones de

petróleo, y a esto se debe que sus mediciones sean más precisas. Se puede llevar a cabo durante

la perforación, y también en pozos cerrados y sin fluido de perforación La naturaleza misma de los

rayos hace factible lo anterior a diferencia del caso de la resistividad eléctrica.


Fig. 22. Muestra registro geofísico de densidad y rayos gamma

a) Registro de densidad de espaciamiento largo. Consiste en una fuente de radiaciones

gamma y un detector que mide la radiación producida por las paredes del pozo. Debido a que el

carbón, por su densidad, tiene una absorción radiactiva menor que la mayoría de las rocas, el

detector siempre obtendrá altas lecturas de radiación regresiva cuando localice una sección de

carbón. Mientras más separadas se encuentren la fuente de energía y el detector, habrá más

penetración entre las paredes del pozo. La desventaja que presenta este registro es la falta de

definición precisa entre el límite del carbón y las rocas. Se puede llevar a cabo durante la

perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación.

b) Registro de densidad de alta resolución. Es semejante al de espaciamiento largo,

excepto que la fuente de energía se coloca más cerca del detector. El resultado es una excelente

definición de las capas con una exactitud de más o menos 1/2 pulgada. Los resultados obtenidos


son afectados por cavernas cuyas deflexiones o curvas de registro son casi iguales a las

producidas por el carbón. Se puede llevar a cabo durante las etapas de perforación o en pozos

cerrados y sin fluido de perforación. No se presentan dificultades para definir con exactitud el

espesor del carbón con este tipo de registro.

6.10.6. Registro sónico. Mide la velocidad de la componente compresional de una señal

acústica entre el transmisor y el receptor. El tiempo de recorrido es normalmente alto para el

carbón, en comparación con las rocas circundantes. La exactitud de este registro mejora en

pozos profundos, abiertos o cerrados, que conservan su fluido de perforación

6.10.7. Registro de conductividad eléctrica. Mide esta propiedad de los estratos rocosos por

medio de una señal horizontal. Los carbones de alto rango presentan baja conductividad. Los

límites de los estratos son determinados probablemente con más exactitud, comparados con los

obtenidos por el registro de resistividad.

Normalmente en operaciones de exploración, el primer registro que se efectúa es el de

resistividad, con el que se localizan los principales mantos de carbón. El segundo registro que se

recorre es el de rayos garnma, con el que se aclara la presencia de los cuerpos de carbón.

El siguiente registro que se efectúa es el de densidad de espaciamiento largo, muy semejante

al anterior, con el que se confirma definitivamente la presencia del manto de carbón. Finalmente,

es recorrido el de densidad de alta resolución en partes seleccionadas del cuerpo de carbón, con

el objeto de resolver límites y estructuras.

6.10.8) Registro de resistividad. Consiste en la medición de la resistividad eléctrica que

ofrecen las formaciones rocosas. Generalmente se hacen mediciones de resistividad simples

para conocer la posibilidad de cavernas. No es recomendable delimitar las fronteras del manto

con este registro. Puede utilizarse durante las etapas de perforación, pero no es posible su

aplicación cuando el pozo ya está cerrado o sin fluido de perforación debido a que las lecturas

que se obtengan no serían confiables.

6.11. Métodos de registros litológicos del carbón. El método de registros geofísicos de

pozos proporciona información de estratos rocosos y carbón. Se puede llevar a cabo en pozos

activos (en proceso de perforación). Se basa en la introducción de una sonda cilíndrica hacia el


pozo, la cual envía información a la superficie en donde es registrada. Hay varios tipos de registro

que se utilizan en la exploración de carbón; éstos son: el registro de resistividad, el registro de

rayos gama, el registro de densidad de espaciamiento largo y el registro de conductividad

eléctrica, entre otros.

6.12. Exploración mediante perforación. Este método de exploración tiene como objetivo

fundamental la obtención de testigos o núcleos de roca mediante un equipo de perforación

formado básicamente de plataforma, grúa, unidad de energía y perforador, elevador o

montacarga, cabeza rotatoria y bomba.

Los técnicos perforistas seleccionan el tipo particular y la configuración del taladro de

diamante que mejor reúna las necesidades de operación. Las partículas de diamante (carburo de

tungsteno) se distribuyen en la superficie del taladro que cubre completamente la corona. Cuando

el taladro se gasta, éste es regresado al fabricante, para ser reemplazado. En la exploración de

carbón se usa una corona tricónica; se recomienda obtener un núcleo de 2.5 pulgadas como

máximo, pues un equipo que recupere un testigo de mayor diámetro no es necesario.

La recuperación del núcleo es fundamental en el éxito de un proyecto exploratorio. Un factor

en contra de la recuperación es la resistencia del material, por ejemplo en el caso de regiones

polares donde las rocas porosas están congeladas, así como también en el caso de estratos

rocosos con una débil resistencia.

El núcleo recuperado deberá empacarse y transportarse en cajas de madera que lleven

anotado el número de núcleo y el intervalo perforado. A continuación se someterá a diversos

estudios geológicos, petrográficos, químicos y mecánicos, con el objeto de utilizar esta

información para conocer las características y condiciones del manto de carbón, y en el caso de

que la evaluación resulte positiva, esta misma información será útil al planear la construcción de

una mina.

El equipo de perforación usado para campos de petróleo ha podido ser adaptado para la

exploración de cuerpos de carbón a profundidades considerables Un ejemplo de esto lo

constituyen dos equipos de perforación petrolera, utilizados exitosamente en Inglaterra: el Failing

Strat 90 y el Gardner 300, cuya movilidad se facilitó al instalarlos en un tractor, que en términos

generales logró desplazarse bien, cubriendo una serie de perforaciones a lo largo de 1,000 a


1,200 m y recuperando aproximadamente 800 m de núcleo, pudiéndose obtener un diámetro de

barril de 5 3/4 pulgadas y un diámetro de núcleo de 3 1/2 pulgadas.

La tendencia actual es el equipo de perforación hidráulico. Al respecto el servicio geológico

de Alberta, en Canadá ha publicado cuatro métodos de perforación a escoger en la exploración

del carbón; estos son: perforación por circulación regresiva, perforación por martillo de percusión,

perforación rotatoria convencional y perforación por cable

1. Perforación por circulación regresiva o inversa. Se basa en el uso de tubería de

perforación de pared doble. El fluido de perforación (aire, agua o espuma) es enviado entre las

tuberías interna y externa hacia el taladro o corona, forzando al núcleo cortado en el centro a subir

a la superficie muy rápidamente para ser recuperado. Este método es excelente cuando se

requiere una buena calidad de muestras.

2. Perforación por martillo de percusión. Es recomendable para materiales resistentes

(duros). El martillo accionado neumáticamente está situado en la parte más baja de la línea de

perforación exactamente arriba de la corona. El rápido golpe del pistón se transmite directamente

al taladro que, combinado con una lenta acción rotatoria, logra penetrar fácilmente, aún en

materiales muy duros. Este método requiere considerable inyección de aire.

3. Perforación rotatoria convencional. Se usa satisfactoriamente para recuperar núcleos

cortos a poca profundidad: Un barril de 2 a 6 m de longitud se adhiere a la varilla de perforación, la

que desciende en el pozo para muestrear el núcleo. La desventaja de este método es que hay que

desmontar toda la varilla de perforación por cada barril muestreado.


Tabla 14. Métodos De Perforación

4. Perforación por cable. Se utiliza una tubería interna de perforación permanece en el

pozo todo el tiempo excepto cuando se cambia la corona. El núcleo se recupera con un barril de

3 m de largo que fácilmente se reemplaza mediante la elevación o descenso del cable, el que

utiliza un montacargas para esta maniobra.

5. Comparación de Métodos de Perforación en Exploración. Los principales

parámetros que se determinan son: Espesor del carbón, calidad (contenido de cenizas) y

condiciones del piso y techo.

El espesor del carbón se determina con precisión mediante el registro de densidad de

alta resolución, sin embargo, las cavidades afectan su resolución.

La calidad del carbón es también determinada por el registro de la densidad, y es factible

conocer aproximadamente la proporción de ceniza midiendo la densidad. Las tres condiciones que

afectan estas mediciones son: el diámetro del pozo, la densidad del lodo y las cavidades.

TASA DE PRODUCIÓN COSTO RELATIVO

CALIDAD

DE LA MUESTRA METODO

MATERIALES

EQUIPO

INICIAL

PERFORACION ACTUAL POR

METRO MEDIOS A

DUROS

DUROS A

MUY DUROS

1. P Perforación (lod o/rotaria) con convencional

Alta Alta

Baja Bajo Bajo Pobre a No normal

2. P Perforación por circulación regr regresiva

M Moderamente alta Men

Baja Moderada mente alto

Bajo Excelente

3. P Perforación por martillo de p percusión

Moderado Alta Moderado Bajo Normal a Buena

4. P Perforación de n núcleo con convencional

Baja a moderada

Baja Bajo Alto Buena Excelente

5. P Perforación por por cable

Alta Alta Baja Alto Alto Excelente


Las condiciones de piso y techo que alojan el- manto de carbón surgen del análisis de los

registros efectuados, mismos que proporcionan la prueba de la clase de resistencia. de los

materiales rocosos. Los perfiles o secciones pueden colapsarse por tener cavernas o fallas

severas, en cuyo caso estarían formados por materiales débiles, o estar constituidos de material

resistente (compacto y sin fallas) en el caso contrario. Existen condiciones intermedias en rangos

de resistencia; todas éstas se pueden determinar aplicando principalmente el registro de densidad

de alta resolución.

En el futuro próximo, es probable que se hagan nuevos desarrollos en la determinación de

espesor del carbón, en especial en el caso de espesores delgados de rango bajo, en donde se

requiere mayor resolución; sin embargo, se piensa que la resolución de más o menos V2 pulgada

que ya se alcanzó en los límites de estratos será difícil de superar.

Se espera, igualmente, que los métodos para determinar el contenido de ceniza mejoren,

pues muchas veces, cuando existen carbones complejos, su cantidad de ceniza se conoce con

dificultad al aplicar el registro de densidad. Hay un método alternativo para ello: determinar en el

manto sujeto a análisis el contenido de aluminio-silicatos (que son de los compuestos más

abundantes de la ceniza del carbón), y que consiste en registrar las radiaciones que emite tal

compuesto, provocadas por un bombardeo de neutrones. Donde dichas radiaciones no se

registren, existirá la presencia de carbón. Las determinaciones del contenido de humedad, de

sulfuros y cloro también se prevé que mejoren en el futuro.

6.13. Resumen de la Metodología empleada. Todas las actividades que se han

mencionado se presentan a manera de cuadro sinóptico en la tabla de esta forma es posible

ubicar fácilmente las diferentes etapas de exploración y los objetivos que se persiguen en cada

una de ellas.

6.14. Conclusiones y recomendaciones

1. En cada proyecto de exploración de carbón deben ser observadas las condiciones en que

se encuentra la información geológica existente, con objeto de escoger el método de estudio

adecuado que servirá para una mejor interpretación.

2. El estudio del ambiente de depósito es un aspecto definitivo en el conocimiento del

comportamiento de los mantos de carbón. La aplicación de la petrografía del carbón actualmente


tiene mucha aplicación; tiene la ventaja de ser rápida y poder llevarse a cabo en muestras

intemperizadas. Los estudios hidrológico y de mecánica de rocas son indispensables en el

programa de minado.

3. La exploración geofísica es un método indirecto que determina las características de los

mantos de carbón. Es recomendable aplicado para asegurar el éxito del método directo de

perforación, y así evitar incurrir en gastos infructuosos.

4. En la comparación relativa que se hace en la tabla los costos de perforación rotaria

convencional resultan más bajos que los costos de la nueva perforación hidráulica, por lo que se

recomienda solicitar la cotización de ambos antes de que se tome la decisión sobre la adquisición

de un equipo.

5. En operaciones de exploración es recomendable la aplicación secuencial principalmente

de los registros de resistividad, los rayos gamma, densidad de espaciamiento largo y de

densidad de alta resolución. Se espera que mejoren las técnicas en la determinación de espesor

del carbón, contenido de cenizas, contenido de humedad, contenido de azufre y cloro, etcétera,

con objeto de conocer mejor las propiedades de un carbón en fase de exploración.

6.15. Explotación. Cuando las condiciones geológicas son apropiadas, los proyectos

modernos de minado de carbón deben ser planeados con fuertes inversiones económicas, con

operaciones de gran volumen, y tomando la mayor ventaja posible de los métodos mecanizados

de minado y tratamiento. La exploración geológica en tales proyectos normalmente precisa un

estudio técnico y de factibilidad económica que establece el diseño y el costo de las operaciones

mineras, así como también la tasa de interés financiero que se puede esperar de su

comercialización. La explotación del carbón representa una extensión de la exploración, inves-

tigándose con gran detalle en un área pequeña y poniendo particular atención en los aspectos de

ingeniería geológica del depósito.

Hay dos métodos básicos de extracción de carbón: el minado superficial, que involucra

excavación del terreno hasta el manto de carbón, y el minado subterráneo, en donde la excavación

del carbón se une a la superficie por medio de un tiro.

Los factores de importancia que deben observarse para planear una mina superficial son:

1) levantamientos topográficos y geológicos.

2) características del depósito de carbón mediante perforación.


3) determinación de la naturaleza del material que sobrecarga el cuerpo de carbón.

4) selección sobre el terreno explorado, del lugar apropiado para instalar la mina, 5) prevención

de problemas por agua, pues es necesario abatir el nivel de ésta por debajo del piso de

excavación.

6) considerar el clima y sus variaciones en temporadas de lluvia e invierno, que puedan afectar

la producción y establecer la forma de transportación del carbón.

El minado superficial no será posible aplicado si uno o varios de estos factores son

negativos e implican obstáculos para la producción. La maquinaria que se utiliza para la apertura

de la mina y descapote es un equipo de excavación que consiste de excavadoras giratorias,

trascabos, dragas, cargadores frontales, retroexcavadoras y palas mecánicas; un equipo de

transporte que consiste de sistemas de bandas transportadoras, camiones de gran capacidad y

vagones; y un equipo de distribución del material estéril que consiste de camiones, dragas y

apiladores de desechos. Para la excavación del manto de carbón se utiliza un equipo de

excavación y transporte similar al utilizado en el descapote.

6.15.1. El minado subterráneo. No depende de las características topográficas del te-

rreno. En su planeación intervienen factores tales como: 1) calidad y estructura de las rocas que

alojan el carbón, 2) características del carbón, 3) hidrología. Una mina subterránea se puede

desarrollar desde una profundidad de 100-200 m.

De este modo la decisión de si una mina debe ser superficial o subterránea dependerá de un

análisis riguroso de los estudios técnicos pre-mina que se lleven a cabo; asimismo, de la

comparación de los costos de operación en ambos casos; y, no específicamente de las

características del manto de carbón.

Dadas las condiciones en que se encuentra el carbón en el norte de México y en EEUU, se

ha adoptado la siguiente convención para definir su espesor o potencia:

TIPO ESPESOR

Mantos delgados 0.80< Ee < 1.35 m

Mantos delgados E> 0.80 m

Debe hacerse notar, según la información hasta ahora disponible, que un manto delgado o


grueso tiene rangos variables de espesor, de acuerdo a las condiciones de explotación de cada

país.

6.15.2. Minado superficial. Es el proceso de excavación de todo el material de la

superficie del terreno hacia adentro, incluyendo el manto de carbón. El minado superficial,

comparado con el minado subterráneo, tiene las siguientes ventajas: un mínimo de desarrollo

antes de iniciar la producción, mayor seguridad del personal que labora en la mina, se requiere de

maquinaria menos compleja para la producción de carbón y se recupera casi todo el carbón que

se encuentra en su lugar original más fácilmente. Hay varias formas de operación minera

superficial que dependen del número y espesor de los mantos de carbón a explotar en relación

con su estructura y topografía. Esta variedad de técnicas se divide en dos métodos principales: El

minado por secciones (tiras) y el minado a cielo abierto.

6.15.3. Minado por secciones (tiras). Este método consiste en la excavación y mo-

vimiento del material que sobreyace al carbón (sobrecarga) utilizando el equipo de dragado. Este

material se coloca en una área inmediata adyacente a la frente de trabajo, sobre el afloramiento,

desarrollando dicha frente con el rumbo del estrato de carbón y aprovechando para extenderse

conforme el echado o inclinación del mismo. Las diversas operaciones con el equipo se

denominan "mixtos".

Si el material de sobrecarga o descapote (suelo o estrato rocoso sobre el carbón) es

consistente, se perforan barrenos y se utilizan explosivos para que sea quebrado. El material así

obtenido se mueve mediante una pala mecánica o una draga móvil de excavación hacia el

"terrero" (acumulación de material de desecho o estéril). Conforme la frente avanza, el carbón se

mueve con una pala mecánica o trascabo utilizando una rampa o camino inclinado que lo

conduzca hacia el molino o quebradora de carbón. Una vez que la primera sección o tira de

carbón se ha terminado, continuará una segunda que aprovechará (como ya se indicó) el echado

o inclinación del estrato o estratos de carbón. Las siguientes secciones van profundizando la

excavación y la maquinaria también va aumentando de capacidad y alcance de movimiento.

A medida que la excavación se profundiza, aumenta la distancia de movimiento del material de

sobrecarga hacia el terrero. Para el caso, se utiliza una draga móvil y se aplica el método de

"banqueo", que consiste en excavar una sección angosta, colocándola a un lado de la frente de

trabajo. A continuación la draga móvil se coloca sobre este banco para excavar el resto de la


frente El costo de estas operaciones es mayor en comparación con el costo al iniciar las primeras

secciones o tiras porque los acarreos se realizan a mayores distancias.

6.15.4. Minado a cielo abierto. Consiste en el transporte del material excavado en la

frente hacia un lugar relativamente distante. Este método involucra una excavación más o menos

equidimensional, es decir, se lleva a cabo sobre una superficie de lados casi iguales. El minado a

cielo abierto es más apropiado cuando se tienen varios mantos.

Normalmente se desarrollan varios frentes o bancos, extrayéndose el carbón de cada uno de

ellos. El minado a cielo abierto comúnmente se extiende en el área de trabajo, distribuyéndose los

bancos concéntrica mente; el avance progresivo a través del área de depósito estará señalado por

una serie de bancos paralelos. El acceso a los diferentes niveles será mediante una serie de

caminos inclinados arreglados en forma de espiral.

El material extraído de la parte superior de la secuencia no se puede colocar en las partes

adyacentes de donde fue extraído, debido a que hay la necesidad de desarrollar bancos en las

partes más bajas a medida que la mina se extiende. De esta forma mucho del material, al menos

en los estados iniciales de la operación, se transporta a lugares apropiados, fuera del área de

excavación.

Solamente cuando se han excavado los bancos más bajos, el material estéril extraído se usa

para llenado del propio fondo de la mina, y aun así la distancia de transporte del material puede

ser considerable por la extensión de la mina.

Para el transporte del material excavado a su sitio de emplazamiento se utiliza un equipo

especial. El método usado más ampliamente es una combinación de "camión-pala" (uso de

excavadoras en combinación con camiones), que usa fuertes palas, cavadoras hidráulicas o

varios tipos de trascavos para remover el carbón y el material de sobrecarga. Esta técnica es muy

apropiada para materiales duros y es flexible para vencer dificultades en la producción (ver

selección del equipo de minado).

Cuando se tienen que mover grandes volúmenes de carbón y material relativamente suave, se

utiliza una gran excavadora giratoria, la que se combina con un sistema de vagones o un

teleférico. Otro equipo que se utiliza para remover material suave es el autocargador móvil, del


mismo tipo que se usa en la construcción. Esta excavadora se dirige al área de excavación y

levanta una capa delgada del material transfiriéndolo a una "olla" (depósito en forma cilíndrica). El

material así excavado se conduce en la olla hasta su lugar de emplazamiento para ser vaciado.

6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial. Los estudios geológicos

de varios tipos continúan a medida que el carbón se extrae, con objeto de ayudar en la resolución

de problemas específicos, como interpretaciones de la continuidad del manto o inestabilidad de la

"pared alta" o de la pendiente de los terreros

6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales. El desarrollo de las

operaciones mineras depende de las condiciones geológico-topográficas que prevalezcan en el

área. Si se trata de un distrito minero carbonífero (área extensa), es necesario establecer una

separación de las obras de minado para mantener la producción, sin que interfieran unas con

otras.

Los límites sugeridos, más convenientes de separación entre estas obras serán puntos donde

haya barreras naturales tales como fallas, diques, caminos o drenajes naturales de agua. Para

este fin, son útiles las exploraciones geofísicas y la perforación del terreno.

Otra tarea que se presenta en el desarrollo de las operaciones mineras es ubicar la exacta

posición del afloramiento de carbón, el que puede estar fuertemente intemperizado o cubierto por

algún estrato sobreyacente. En el caso de existir intemperismo, es conveniente hacer los estudios

(químicos y petrográficos) pertinentes antes de desechar la explotación de carbón que presente

una fuerte degradación de sus características por dicha causa, pues sucede que puede solamente

ser una oxidación que no altere sus características de combustión. Las minas superficiales

también son afectadas por la necesidad de proporcionar drenaje de aguas del área de trabajo. En

estos casos se hace una excavación especial en el piso de la obra, para colectar y extraer el

agua; de otra forma, debido a que estas minas se extienden a lo largo del rumbo del manto de

carbón, el agua desciende por gravedad a los puntos bajos, de donde se bombeará como sea

requerido.

Una vez que se ha optado por un plan de minado, los datos geológicos sobre el manto de

carbón y su sobrecarga se usarán para elaborar un programa de producción que contenga por

día, mes y año, la cantidad y calidad de los materiales que se removerán durante las


excavaciones de minado.

6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo. Es importante seleccionar el lugar de

afloramiento de carbón que se deberá explotar, pues aún cuando no se hayan detectado en los

estudios exploratorios previos (geofísica y perforación), se pueden presentar estratos de roca

incluidos en el carbón. Si esto se vuelve relativamente consistente, los métodos de minado

cambiarán a operaciones de multimantos de carbón, trayendo en consecuencia un aumento en el

costo de operación.

6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación. Durante el minado superficial, las

pendientes de excavación de terreros y bancos de tierra pueden ocasionar deslizamientos que

traen como consecuencia los siguientes problemas: cobertura de afloramientos de carbón,

destrucción de plantillas de barrenos y explosivos en el material de excavación y riesgo de

deterioro del equipo de perforación. Para protegerse de estos problemas de inestabilidad, será

necesario reducir pendientes de paredes de excavación y de terreros. La medida precautoria más

importante será la cartografía detallada de juntas y fallas, así como también los estudios de

distribución de estratos para delimitar la presencia de rocas que son desfavorables para dicha es-

tabilidad.

6.15.9. Selección del equipo de minado. El tipo de equipo que debe usar depende,

en parte, de factores económicos e ingeniériles, pero también de factores geológicos del lugar.

Factores importantes son: inclinación de las rocas en relación con la topografía, espesores de

roca y carbón que tienen que minarse, etc., pero el factor más importante es el comportamiento

geomecánico de las unidades de roca. Las dragas se usan preferentemente para la remoción de

material en minas superficiales por secciones, en donde el material involucrado puede ser suave

o duro. La geometría o forma de la excavación, y el sistema de terreros que deberá usarse son

consideraciones vitales en la selección de dragas para las operaciones mineras. Cuando la

consistencia del estéril y el carbón son suaves y se debe mover un gran volumen a una distancia

considerable, es preferible utilizar excavadoras giratorias.

Un desarrollo importante lo constituye el minero para mantos delgados en minas

superficiales. Se trata de un equipo desarrollado en Holanda. La figura muestra sus partes y

dimensiones aproximadas. Este equipo se diseñó para extraer el carbón que no pudo

recuperarse durante la explotación superficial; es decir, carbón que forma el contorno del


yacimiento ya explotado. Puede penetrar con su brazo extractor hasta 70 m y a través de

censores puede detectar materiales diferentes al carbón (rocas o gas metano) y evitar su

extracción.

Esto permite una mayor recuperación en comparación con el minado normal. El principio

operativo de este equipo radica en una cabeza cortera alimentada directamente por energía

hidráulica. Su capacidad de producción para un manto delgado de carbón de 36" (1 m) es de 425

ton por turno. En 1984 las industrias Sturgill de EEUU comercializaron el minero para mantos

delgados (cuyo fabricante es la compañía Metec, Inc.), con un costo de 2 millones de dólares. El

equipo que opera en minas de Kentucky logró incrementar al doble la producción de carbón y se

ordenó una segunda máquina. Es natural que resulte más costoso minar un manto delgado que

uno grueso, debido a la baja producción de carbón por unidad de avance en la mina. Sin

embargo, como se indicó, el desarrollo tecnológico que han tenido estos equipos permite reducir

los altos costos de este minado.

En México, los afloramientos de mantos de carbón delgados representan un porcentaje

considerable en donde se puede aplicar esta técnica de minado. En EEUU la técnica de

explotación de mantos delgados de carbón se ha desarrollado de forma importante a causa de las

siguientes razones: el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene espesores entre 0.35 m y

1.0 m. En la región de los Apalaches, la profundidad de los yacimientos no, excede 300 m, y

tienen un alto poder calorífico además de tener bajo contenido de azufre y ceniza.

6.15.10. Minado subterráneo. La mayoría de los recursos de carbón en el mundo se

localizan a profundidad. Las minas subterráneas comúnmente requieren un desarrollo más

completo para hacer accesible el depósito antes de que la producción comience. Su recuperación

es menor en comparación con las operaciones superficiales; sin embargo, para la extracción muy

raramente el suelo o estratos rocosos sobre el carbón presentarán dificultad adicional, por su

espesor.

Su acceso depende de la relación del cuerpo de carbón con la topografía del área. Cuando el

carbón aflora tal como en la ladera de una colina, será posible iniciar el minado directamente a

partir de un socavón. No teniendo este tipo de acceso, se deberá construir un tiro inclinando o

vertical para alcanzar el cuerpo de carbón. En el caso de ser un tiro inclinado, el personal y

materiales entrarán a la mina por un sistema de carros montados en una vía o telesillas, y el


carbón se extraerá también por carros o bandas. En tiros verticales, el personal, materiales y el

carbón entran o salen de la mina por medio de una caleza o cabina de transporte-elevador. Se

deberá construir un tiro adicional para la ventilación, que estará equipado con un ventilador para

mover el aire, y será la salida de emergencia. La localización más favorable para este tipo de tiros

es en el centro del depósito; este punto representa el mínimo de transporte del mineral, lo cual

reduce costos de producción.

Cuando el depósito está entre capas inclinadas no se puede entrar por el afloramiento, y es

necesario efectuar un desarrollo considerable para conectar un tiro con el manto de carbón. Se

construirán una serie de túneles horizontales o "laterales" (obras a niveles apropiados a partir del

tiro) con el objeto de alcanzar el manto de carbón.

6.15.11. Método de salones y pilares. Es un proceso de extracción que se divide en

dos etapas: La primera consiste en la ejecución de una serie de aperturas o túneles a través del

depósito, dejando "pilares" entre ellos. El techo estará sostenido por vigas de acero o de madera y

su separación dependerá de la profundidad y de la resistencia del carbón involucrado.

En depósitos poco profundos los pilares pueden ser pequeños, y en algunas circunstancias los

túneles se ampliarán hasta formar salones. A medida que la profundidad aumenta, se hacen

necesarios grandes pilares, disminuyendo considerablemente el área de los salones y por lo tanto

el porcentaje de recuperación.

La segunda etapa en este proceso consiste en la extracción de los pilares; se lleva a cabo

cuando el acceso a otras partes de la mina ya no es necesario. En estas áreas el techo se deja

colapsar formando un área de escombros, abandonada. Esta etapa es más productiva que la

anterior. En ocasiones, cuando las operaciones mineras están bien diseñadas, se puede alcanzar

una alta productividad extrayendo simultáneamente pilares y haciendo túneles.

La extracción de carbón por el sistema de salones y pilares se puede llevar a cabo solamente

por los siguientes dos métodos: el método convencional, que consiste en perforar y tronar el frente

de avance, y el método de minado continuo, que consiste en rompimiento mecánico y carga

simultánea del carbón.

En el método convencional, la operación minera se lleva a cabo de dos formas, una en


condiciones de encontrarse mecanizada parcialmente la mina, es como sigue: se perfora una

plantilla de barrenos en el frente, para ser cargados con explosivos y después detonarlos; en

seguida, el carbón así obtenido se transporta hacia el sistema de acarreo y el techo de avance

se sostiene adecuadamente, manualmente con madera o acero. La otra forma se aplica en

condiciones de encontrarse la mina totalmente mecanizada, y es como sigue: un cortador

móvil, formado por una cadena de picos metálicos montados en un brazo plano, que es capaz

de hacer uno o varios canales horizontales o verticales de 15 cm de ancho y 4 m de

profundidad; un multi-perforador, con varias unidades de perforación, que se usan para

establecer una plantilla de barrenos para ser cargados con explosivos alrededor de los canales

previamente efectuados; un cargador móvil que levanta el mineral quebrado por los explosivos

y, por medio de un brazo mecánico, lo deposita en un carro para ser transportado hasta el

sistema de acarreo que conduce el carbón fuera de la mina; y, finalmente, una unidad de

sostén-techo, que consiste de un perforador y un equipo para apuntalar acero o madera.

6.15.12. Minado continuo, una sola máquina que usa una cabeza cortante equipada

con picos metálicos duros rompe el carbón en la frente sin necesidad de explosivos. Esta

máquina levanta y mueve el carbón directamente para ser transferido hasta el sistema de

acarreo. El minado continuo proporciona gran productividad en comparación con el método

convencional y requiere poco personal de operación. La mayoría del carbón que se extrae por

este proceso, utiliza este tipo de equipo.

6.15.13. Minado de pared o frente larga. Involucra la extracción del carbón en un solo

frente, que puede ser hasta de 300 m de largo. El área de trabajo se protege con soportes

hidráulicos, y a medida que el carbón se extrae los soportes o ademes caminantes se mueven

hacia adelante, así que el techo que va quedando se colapsa formando un extenso escombro.

Se sabe por estadística que en EEUU entre 1987 y 1990, la máquina cortadora más utilizada

(37%) en el minado de carbón por frente larga, se diseñó para las siguientes características:

Espesor del manto de carbón (m) 1.05 - 4.30

Ancho del panel o tabla (m) 158.272

El minado de pared larga se lleva a cabo por dos métodos básicos, que son: frente larga hacia

adelante y frente larga hacia atrás.


El minado de frente larga hacia adelante es una técnica desarrollada en EEUU apropiada para

el minado de mantos delgados, ya que el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene entre

0.35 m y 1.0 m de espesor. Esta técnica utiliza un soporte permanente a lo largo de dos túneles

paralelos que rodean el escombro generado durante el avance de la frente. Estos dos túneles se

interceptan con la frente de pared larga, dando ventilación y acceso a las obras de extracción. El

soporte permanente puede ser la propia roca del techo de la mina o fuertes soportes de acero. No

son necesarios los pilares.

La frente larga hacia atrás involucra el desarrollo de dos túneles que interceptan los extremos

de la frente larga que se trabajará hacia atrás; en este caso sí se tienen pilares. Estas obras dan

acceso y ventilación durante el minado.

Una vez que el equipo se instala la extracción se lleva a cabo hacia atrás hasta el área de

entrada, dejando que el techo (escombros) vaya colapsándose paulatinamente.

Cuando se encuentran dificultades (derrumbes, fallas o agua subterránea) para mantener abiertos

los túneles paralelos de ventilación en la técnica de frente de pared larga hacia atrás, entonces se

opta por desarrollar el método de frente larga hacia delante.

Si la certidumbre sobre el comportamiento y geometría del manto de carbón es confiable en un

alto porcentaje, entonces puede aplicarse el minado de frente larga hacia atrás; pero cuando esta

certidumbre es difícil de establecer, es más prudente decidir aplicar el minado de frente larga

hacia adelante, como ya se indicó.

La mecanización del minado de pared larga se basa en el uso de soportes hidráulicos de

techo que auto avanzan (ademes caminantes). Su diseño varía considerablemente, pero los tres

tipos principales son: soporte tipo cuña, soporte tipo escudo y soporte tipo cuña-escudo.

Los soportes tipo cuña consisten en 3 a 6 piernas hidráulicas juntas en una base rígida o

segmentada y una serie de vigas que sostienen el techo.

Los soportes tipo escudo-escudo son una combinación de los exteriores: La viga de techo

principal es sostenida por piernas hidráulicas en cada extremo, así como con soportes de tipo

cuña. Las piernas hidráulicas se diseñan para un determinado tipo de esfuerzo, de modo que la


resistencia de los estratos de roca junto con el espesor del manto señalará el equipo para cada

operación minera.

Adicionados al frente, los soportes del techo corren sobre una vía segmentada y flexible que

abarca el área de trabajo. Sobre esta vía se coloca la máquina cortadora de carbón, misma que

puede ser un cortador de tambor rotario o un trepanador y un cortador de tipo arado.

El cortador de tambor tiene una cabeza circular cuyo eje se encuentra perpendicular a la

frente. Está equipado con picos metálicos en forma espiral que, al rotar cortan secciones de

carbón a medida que pasan por la tabla de trabajo. El carbón así cortado pasa a un transportador

de cadena localizado a un lado de la vía, de donde es llevado al sistema de acarreo.

El trepanador utiliza una cortadora circular con el eje paralelo a la frente. Esta unidad corta el

carbón en exposición mientras que una segunda serie de discos emparejan el piso y el techo de

la frente.

El cortador tipo arado consiste en una serie de hojas cortadoras fijas. Estas hojas cortan

secciones de carbón a lo largo de la frente. Esta cortadora tiene la ventaja de ser práctica, en

comparación con otros equipos, pues no consta de muchas partes y es capaz de operar

solamente en mantos relativamente delgados de carbón suave.

Por mucho tiempo, las cortadoras alcanzaron un mínimo de 50” (1.27m) de espesor de carbón.

En años recientes, el mejoramiento de las cortadoras han disminuido este espesor. En

especial, Erickhoff Corp. Diseñó la cortadora EDW-300LN, que se encuentra operando desde

noviembre de 1990 en la mina Bullit, de Westmoreland, en Virginia EEUU. Esta máquina es capaz

de cortar mantos de carbón con un mínimo de espesor de 31” (79cm), dependiendo del diámetro

del brazo cortador. Se opera a control remoto y puede diagnosticar el corte a realizar.

La técnica de pared larga ofrece mucha productividad y se puede trabajar en minas

subterráneas de extenso desarrollo. No debe ser utilizada en áreas donde el minado del terreno

no se permite por razones ecológicas a causa de que puede provocar hundimientos del terreno en

zonas urbanas y de cultivo.

El extenso crecimiento en la mecanización de minas subterráneas ha traído como


consecuencia una variedad de sistemas de control remoto, principalmente en la excavación de la

frente, del equipo de bombeo, de transportadores y de beneficio de carbón. Ciertas instituciones,

como el Instituto Tecnológico de Massachussets (MIT), han creado un Centro de Sistemas de

Minado (ClMS) que, en colaboración con el Instituto de Investigaciones sobre Minado y

Excavación (MERI) de EEUU está desarrollando varios sistemas computacionales para

excavación y operación minera

6.15.14. Minado de pared corta. Esta técnica es una variación de las técnicas básicas;

es decir, la de pilares y túneles, y la de pared larga. Es una modificación del minado de frente

.larga hacia atrás. Consiste en la extracción de un solo pilar extenso utilizando algunos

componentes del equipo del método de frente larga.

La técnica involucra la elaboración de túneles alrededor del cuerpo de carbón, en la misma

forma que se hace en la frente larga hacia atrás. Esta pared es mucho más pequeña que la 'pared

larga y alcanza no más de 50 m de ancho por 400 m de largo. Hasta ahora, su uso se justifica por

una demanda reducida de carbón en el mercado y por razones de restricción geotécnica; es decir,

principalmente la presencia de diques, fallas y bolsas de gas.

6.15.15. Minado hidráulico. Además de explosivos o cortadoras, se pueden usar flujos

de agua a alta presión para fragmentar el carbón en la frente de avance. El carbón que así se

obtiene se mezcla junto con el agua y es dirigido hacia canales, de donde es transportado por

tuberías para ser drenado y cargado por el sistema de acarreo final.

El minado hidráulico se utiliza para extraer carbón en secuencias de rocas cuyos estratos

tienen una fuerte inclinación. El carbón se fragmenta con los flujos de agua dirigidos hacia arriba

del cuerpo del carbón, de forma tal que el agua drena fácilmente de la frente de avance. Al utilizar

este sistema, normalmente el techo no se sostiene ya que prácticamente esto lo impide la fuerte

inclinación del manto de carbón.

6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico, de acuerdo con la técnica que se

use para fragmentar el carbón:

1. Cuando la excavación se efectúa por técnicas convencionales, utiliza un equipo hidráulico

para "transportar el carbón a la superficie. De esta forma el flujo de agua no fragmenta el carbón


directamente, pero sí contribuye a transportarlo. Este tipo de minado se usa en carbón duro e

impermeable como la antracita.

2. Cuando la excavación se efectúa por la combinación de una cortadora mecánica y un

equipo hidráulico: flujos de agua a alta presión, combinados con cortadoras mecánicas. Se utiliza

en mantos de carbón duro.

3. El tipo más conocido es cuando la excavación se hace con una cortadora hidráulica y se

utiliza también una transportadora hidráulica. Este tipo de minado se emplea para carbón

relativamente suave.

4. El minado hidráulico completo, cuando se usa un sistema hidráulico para corte, transporte y

recuperación del carbón. La presión de agua en este caso mueve integralmente al sistema de

minado por completo. También se utiliza con carbón relativamente suave.

COBRE

6.16. El Ciclo del Cobre. Algunos depósitos de cobre (Cu) se les atribuye un origen

sedimentario singenético, es sabido que el cobre también tiene un ciclo sedimentario, disuelto

durante la oxidación se emplaza a cuencas de agua dulce o salada, cada ostra absorbe 1.24

a5.12mg de Cu. Se ha precipitado en barras marinas en forma de sulfuros y de cobre nativo, ha

sido descompuesto por microorganismos

FOSFORO

6.17. El Ciclo del Fósforo. El ciclo sedimentario del fósforo es fascinante y asombroso,

disuelto en las rocas, una parte del mismo penetra en la tierra vegetal de donde es extraído por

las plantas, de éstas pasa al cuerpo de los animales, los cuales lo devuelven con sus excrementos

y huesos y entonces se acumula formando depósitos. A su vez, éstos pueden experimentar, llegar

al mar, y allí el fósforo es depositado o acumulado por la vida marina, englobado en sedimentos y

devuelto a la tierra por elevación de los mismos y entonces puede empezar un nuevo ciclo.


Bateman. Dice que los fosfatos sedimentarios proceden de los minerales de roca portadora de

fósforo entre los que se encuentra el apatito, de la meteorización de la colofanita y dahlita en

rocas sedimentarias.

Los fosfatos son solubles en aguas carbónicas y en ausencia de carbonato de calcio

permanecen en solución, el fosfato en las calizas no es soluble. Una parte de ácido fosfórico en

solución llega hasta el mar donde es extraído por los organismos, una parte es redepositada en

forma de fosfatos secundarios, que pueden ser redisueltos y otra queda retenida en el suelo.

Las aguas pantanosas ricas en materia orgánica disuelven también los fosfatos y se cree que

algunos componentes de fósforo entran en solución formando coloides, el fósforo es transportado

por las corrientes de agua en forma de ácido fosfórico y fosfato de calcio; Una parte del mismo es

transportado por aves y animales terrestres.

Condiciones especiales de deposición. Los depósitos de fosfato de importancia económica se

forman tan sólo en medios marítimos y en forma de fosforita. Los sedimentos se extienden desde

el Cámbrico hasta el pleistoceno y son de notable uniformidad en miles de kilómetros cuadrados y

están interestratificadas con otros sedimentos y se confunden gradualmente con los mismos, las

capas fosilíferas, y están interstratificadas con capas fosilíferas marinas y carácter eolíticos

demuestra un origen marítimo.

A algunos depósitos de cobre se les atribuye un origen sedimentario singenético Es sabido

que el cobre tiene también un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se desplaza a

cuencas de agua dulce o salada; cada ostra absorbe 1.24 a 5.12 mg. Se ha precipitado en barros

marinos en forma de sulfuros y de cobre nativo, y ha sido descompuesto por microorganismos.

HIERRO

6.18. Ciclo del Hierro. El hierro disuelto durante la meteorización de las rocas, emigra

principalmente en solución hacia los lugares favorables a la deposición. El hierro puede precipitar

durante su transporte:

1. Si las soluciones atraviesan caliza, donde las reacciones químicas determinan la deposición

del carbonato ferroso o de óxidos férricos.


2. Si las soluciones se concentran en una cuenca cerrada sometida a evaporación.

3. Por contacto de materiales orgánicos.

4. Por disminución del anhídrido carbónico de las soluciones.

El hierro que llega a las cuencas carboníferas es depositado en forma de depósitos de siderita

impura y pobre. El hierro que llega hasta alta mar se deposita en grandes cantidades en forma de

silicatos de hierro hidratados, glauconita, greenalita, chamosita o turingita.

La glauconita se deposita en forma de lodos submarinos, mientras que la glouconita reciente

prefiere fondos fangosos de no mucha profundidad, donde está presente algo de materia

orgánica, y en un ambiente que no sea intensamente óxidante ni reductor

6.18.1. Deposición en aguas marinas poco profundas. Las soluciones de hierro que

llegan hasta los mares de poca profundidad han dado origen a los depósitos de hierro del mundo,

las condiciones óptimas se dan en lugares donde llegan corrientes lentas procedentes de regiones

costeras de baja altitud intensamente erosionadas, con gradientes demasiado reducidos para

permitir el transporte de la abundante materia que lleva en suspensión. Por consiguiente se

acumula poco sedimento de material de hierro. Las aguas poco profundas se comienzan donde

las olas están alternando con periodos de calma, revuelven el fondo y maceran los fósiles

presentes.

Probablemente, el hierro se depositó en su mayor parte en forma de óxido férrico más bien

que limonita, por razón del efecto hidratante del agua salada. Una parte del fierro se depositó de

oolitos, otra recubrió o substituyó fragmentos de conchas existentes, en el fondo del mar, y una

tercera parte se precipitó en forma de barro de hierro o en forma de gel y carbonato de calcio,

con cantidades variables de materia arcillosa.

MANGANESO

6.19. Ciclo de Manganeso. El ciclo del manganeso sedimentario es muy parecido al del

ciclo del hierro, con el cual tienen muchas relaciones químicas. Los dos metales tienen el mismo

origen, son disueltos por las mismas soluciones o por soluciones parecidas, pueden ser

transportados juntos en compuestos químicos similares y se depositan en forma de óxidos y

carbonatos por medio de los mismos agentes, generalmente por separado.


El manganeso puede ser separado como constituyente menor de los minerales de hierro, o

puede depositarse separadamente en forma de depósitos sedimentarios de manganeso

relativamente libres de hierro. Sin embargo los grandes depósitos de manganeso sedimentario

son relativamente pocos pero muy importantes en comparación con los depósitos de manganeso

producidos por otros procesos y son mucho menores que los depósitos sedimentarios de hierro.

La deposición de mineral sedimentario de manganeso en forma de carbonato u óxidos puede

producirse tanto en agua dulce como en la salada, en lagos o pantanos o en el mar. Los minerales

bien conocidos son: la manganita (Mn2O3H2O), hausmanita (Mn3O3), el bióxido (MnO2) es la mena

principal de manganeso, no tiene contra partida con el hierro.

Las deposiciones marinas, principalmente en forma de bióxido, se formaron en condiciones de

agua de poca profundidad y en sedimentos del fondo del mar, donde se encuentra muy difundido

en forma de nódulos, de materia colorante y de revestimientos fósiles.

Carbonatos. El carbonato de manganeso sedimentario impuro está muy difundido, pero no

tiene importancia comercial.

URANIO

6.20. YACIMIENTOS ESTRATIFORMES DEL URANIO-VANADIO. Los yacimientos de uranio

son de muchos tipos y orígenes, variando desde hidrotermales a sedimentarios. Algunos de los

más grandes y más productivos son de origen sedimentario; estos incluyen los conglomerados

bien conocidos de Witwastersand, África del sur, y Blind River, Canadá, otros son estratiformes y

su origen no es muy claro, los tipos estratiformes han sido enriquecidos por la disposición de

minerales de uranio a partir de aguas subterráneas circulantes.

Los abundantes yacimientos de uranio-vanadio en la región del Colorado Plateu del sudoeste

de los EU son un buen ejemplo de los yacimientos de uranio estratiformes enriquecidos por agua

subterránea circulante. Los yacimientos están ampliamente distribuidos a través de la cuenca

fluvial del río Colorado al oeste de Colorado.

Las técnicas de exploración para las menas de uranio han variado debido a las propiedades

especiales de los minerales de uranio y debido la radioactividad puede detectarse

instrumentalmente a distancia. Las técnicas más ampliamente usadas incluyen cintilómetros y


contadores Geiger, Espectrómetros, detectores de gas radon aunque la prospección también se

ha basado en minerales fluorescentes, características estratigráficas, biogeoquímicas y

geobotánicas. Teniendo en cuenta esto último, algunas especies de Astragalus (conocida como

oveja venenosa o hierba venenosa) crecen solamente donde hay selenio en el suelo en el

Colorado el selenio esta asociado con las menas de uranio–vanadio. Los yacimientos conocidos

de uranio-vanadio de interés económico son más abundantes en el conglomerado de Shinarump,

en la formación Chinle en la arenisca de entrada, en la caliza de Toldito y en la formación

Morrison. La mayoría de estas formaciones son parecidas y están constituidas por areniscas,

limonitas, conglomerados y calizas impuras continentales.

Las formaciones con mineral son generalmente horizontales o próximas a la horizontalidad,

aunque a veces están deformadas por pliegues monoclinales y anticlinales moderadamente

apretados y por fallas de ángulos altos.

Fig. 23. Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio.


Los controles locales de la deposición mineral están normalmente relacionados con la

permeabilidad y con los movimientos de las aguas subterráneas y los controles litológicos son

más notables, las menas pueden encontrarse a lo largo de valles en una vieja superficie de

erosión, dentro de arenas de canal o areniscas interdigitales con argilitas y lutitas. Wright, 1955,

Miller, 1955. Las materias que contienen abundante materia carbonosa pueden estar

selectivamente enriquecidas de uranio y vanadio.

YACIMIENTOS TIPO CARLIN

6.21. Depósitos Tipo Carlin. Los yacimientos estratoligados de Cu corresponden a cuerpos

subhorizontales tipo manto o a cuerpos de brecha y veta con mineralización importante de

sulfuros de cobre. Estos yacimientos reciben el nombre de estrato ligados por estar comúnmente

asociados, limitados y hospedados en secuencias de rocas volcánicas, ya sea en lavas o en

sedimentos volcánicos. En algunos casos la roca huésped puede corresponder a calizas,

areniscas marinas y lutitas lacustres, pero estas secuencias aparecen intercaladas dentro de

secuencias volcánicas.

6.21.1. Mineralización y Alteración. La mineralización primaria de cobre consiste en

bornita, calcosina y calcopirita, asociada con pirita, hematita y/o magnetita. La alteración

hidrotermal es en general de carácter débil, siendo en muchos casos, indistinguible de las

asociaciones de metamorfismo regional de la roca huésped.

En algunos casos se puede observar albitización, alteración sericítica o argílica débil y

propilitización, pero la alteración hidrotermal no es un aspecto de gran notoriedad. Presencia de

granates ha sido también reportada.

6.21.2. Génesis. Ruiz et al. (1971), Camus (1980) y Espinosa (1981) sugieren un modelo

Volcano exhalativo para los depósitos de cobre mantiformes, pero no presentan evidencias

categóricas de singenetismo.

Sato (1984) presenta un modelo epigenético que satisface en mucha mayor medida las

características de estos depósitos, y resume lo siguiente:


i) La mineralización ocurre preferentemente en zonas de mayor permeabilidad.

ii) La ubicación de la mineralización está en muchos casos controlados por fallas y/o

intrusivos subvolcánicos.

iii) No se observa en general el desarrollo de alteración hidrotermal notorio, pero la roca

huésped está claramente alterada por procesos de metamorfismo.

iv) iv) La mena se caracteriza por sulfuros de razón azufre/cobre bajas.

v) v) Calcita es el mineral de ganga más común. vi) Los rangos de temperatura para

mineralización van desde 270 a 430°C, y para precipitación de calcita, 65 a 195°C.

Estas características sugieren una mineralización de origen hidrotermal, donde la ausencia de

alteración de la roca huésped se explicaría por condiciones de bajo contraste de equilibrio entre

fluido y roca, y/o entre fluido hidrotermal y aguas connatas.

La fuente de metales se cree es principalmente magmático pero de largo transporte.

Fig. 24. Fuente de metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin


Fig. 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético Vista general

Fig. 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin


Los yacimientos tipo Carlin asocian principalmente a facies carbonatadas, en sistemas

estructuralmente extensionales. Así como los yacimientos tipo sulfato ácido son fácilmente

detectables por las importantes anomalías de color que generan (rojos, amarillos, verdes), los

Carlin son prácticamente "invisibles". Solo los resaltes generados por la silificación de las calizas

(jasperoides) constituyen una muestra más o menos visible de éstos.

YACIMIENTOS TIPO MISSIPI VALLEY

6.22. Yacimientos de minerales metálicos en rocas carbonatadas. La mineralización en

estos depósitos consiste de galena, esfalerita, fluorita, baritina, pirita, marcasita y menor

calcopirita. La ganga consiste de calcita, dolomita, otros carbonatos y sílice en variadas formas.

Texturas coloformes son comunes. Níquel es común como elemento traza.

Las rocas carbonatadas con cierta frecuencia contienen mineralizaciones metálicas, sobre

cuyo origen ha habido una larga y aún inconclusa polémica: se han defendido desde un origen

estrictamente sedimentario para los mismos, hasta un origen claramente postdeposicional,

pasando por la posibilidad de que tengan origen diagenético.

Los más frecuentes corresponden a yacimientos de sulfuros de Pb-Zn-Cu, a menudo

acompañados de fluorita y barita, que también pueden llegar a ser mayoritarios: se conocen

también con el nombre de "yacimientos de tipo Mississippi Valley", ya que son muy abundantes

en esta región del centro de los Estados Unidos. Son también abundantes en las formaciones

carbonatadas de las cordilleras alpinas europeas (Alpes, Béticas), por lo que también reciben el

nombre de yacimientos de tipo Alpino.

Suelen aparecer encajados en formaciones carbonatadas, en forma de masas más o menos

continuas lateralmente y de potencia muy variable en el detalle, y la mineralización suele ir

asociada a encajante dolomítico. Este hecho sugiere que su origen sea posterior al proceso de

dolomitización, y posiblemente esté condicionado por el aumento de porosidad de estas rocas,

que favorece la entrada de fluidos en la misma.

En cualquier caso, lo que a menudo resulta evidente es que son el resultado de la interacción

entre fluidos mineralizados y la roca carbonatada; al tratarse de fluidos por lo general ácidos, su

introducción en la roca se ve favorecida por la reactividad de sus componentes (calcita y/o

dolomita) frente a la acción de estos fluidos.


Fig.27. Esquema de los yacimientos de Silvermines-Ballynoe (Irlanda), pertenecientes al tipo Mississippi Valley

Corresponden a depósitos estratoligados hospedados en rocas carbonatadas.

Son importantes productores de Pb y Zn y en menor medida de fluorita y baritina. En algunos

casos, Cu puede ser importante (ej. Irlanda Central). Los principales yacimientos de este tipo se

hallan en Irlanda Central, los Alpes, Polonia e Inglaterra. En Estados Unidos se dan en la

cordillera Appalachian y a lo largo de los valles de Missouri y Mississippi. También existen

importantes depósitos en el norte de Africa (Tunisia y Algeria) y en Canadá. No existen depósitos

importantes de este tipo en el Pre-Cámbrico, y los más importantes del valle de Missouri y

Mississippi aparecen del Cámbrico hasta el Cretácico (exceptuando el Silúrico).

En la mayoría de estos depósitos la mineralización ocurre en gruesos paquetes de dolomitas

de paleolatitudes tropicales y casi siempre asociados a un paleoambiente litoral de arrecife y de

bancos de lodo carbonatado. En la mayoría de estos depósitos isótopos de azufre de sulfato

indican una proveniencia de agua marina de la misma composición isotópica de las aguas marinas

de esa época. Estos ambientes son de litoral de cratón, pero estos depósitos también ocurren en

alaucógenos (rift abortados) y puntos triples.

En ambiente cratónico estos depósitos ocurren en zonas de relieve positivo, limitado

lateralmente por cuencas lutíticas, muy comúnmente por sobre basamento granitoide muy

fracturado. Algunos modelos sugieren que fracturas y/o fallas sirven de canales de flujo para que


mineralización llegue a agua de mar, donde eventualmente precipitará en forma química (sin-

sedimentario).

Otros autores sugieren que la mineralización ocurre por metasomatismo de baja temperatura

en roca ya litificada (caso Mississippi Valley). La forma, tamaño y distribución de estos depósitos

varía enormemente, observándose una serie de situaciones posibles

Fig. 28 Yacimiento tipo Mississippi Valley

En cuanto a leyes, valores promedio típicos van entre 3 y 10% Pb + Zn combinado, con clavos

de hasta 50%. Los tonelajes varían desde pocas decenas de miles de toneladas hasta 20 Mt, pero

en varios cuerpos cercanos (ej. Mina Navan, Irlanda Central, varios cuerpos, ninguno mayor a 20

Mt, pero suman 62 Mt con 12% Pb + Zn).

YACIMIENTOS EVAPORITICOS

6.23. Evaporación. Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas,

procedentes, como su nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente

marinas en cuencas cerradas, con precipitación de sales en especial cloruros y sulfatos de


elementos alcalinos) que en las aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación

permanecen en solución.

La evaporación es de gran importancia en la formación de yacimientos minerales no metálicos,

las aguas subterráneas fueron arrastradas a regiones áridas, donde se evaporaron y dejaron

minerales valiosos que estaban en solución, ante el implacable sol del desierto lagos enteros han

desaparecido, dejando en las playas capas de sales o de sal cubiertas por arenas movedizas de

las regiones áridas. En otros casos la evaporación no ha sido completa, sino que ha producido

líquidos concentrados de los cuales se obtiene sal doméstica.

Cuando se producen lentas oscilaciones de la tierra o del mar, grandes porciones de los

océanos pueden quedar incomunicadas y se evaporan gradualmente del cual se depositan

grandes depósitos de yeso y sal en muchas partes del mundo. Una concentración mayor de sales

creó ricos depósitos de potasa.

La evaporación actúa con mayor rapidez en los climas cálidos y áridos

La evaporación de masas de agua salina se produce una concentración de las sales solubles,

cuando se produce una sobresaturación de una sal determinada, ésta se precipita. Las sales

menos solubles son las primeras en precipitar y las más solubles son las últimas.

El agua de mar contiene 3.5 % de sales en la precipitación se producen sales diferentes sea

de noche o de día. Agua, ClNa, Cl2Mg, SO4Mg, SO4Ca, BrNa, ClK, SO4K2, FeO3 Br2Mg.

El agua del océano contiene también oro, plata, cobre, manganeso, aluminio, níquel, cobalto,

yodo, flúor, fósforo, arsénico, litio, rubidio, cesio, bario, y estroncio.

6.23.1. Depositación del Sulfato Cálcico (yeso). El sulfato cálcico puede depositarse

en forma de yeso o de anhidrita dependiendo de la temperatura y salinidad de la solución, el yeso

se deposita a partir de soluciones de sulfato cálcico saturadas por debajo de los 42° y la anhidrita

por encima de dicha temperatura.

Productos resultantes. La deposición de sulfato cálcico da origen:


Capas de yeso o anhidrita relativamente puros, de un espesor de decenas de centímetros,

hasta decenas de metros, la anhidrita tiene poco empleo porque el yeso absorbe el agua y se

hincha.

Capas de yeso con impurezas de anhidrita

Alabastro, que es una variedad más blanda y ligera de yeso

Gipsita, que es una mezcla con impurezas. Las capas están interestratificadas con calizas y

pizarras, y comúnmente asociadas con sal.

6.24. Depósitos de sal:

Sales que se forman por la evaporación. Principalmente existen dos ambientes de formar

grandes estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar, o

en la tierra firme por evaporación de lagunas solubles. Hoy se puede observar en los Andes el

fenómeno de precipitación de sales en los salares.

6.24.1. Tipos de Formación.

1. Por evaporación del agua del mar (Teoría de Barreras). En varios partes del

mundo se conoce grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegan hacia 1000

metros, principalmente de la época Pérmica pero también de terciario. La explicación de

la formación de estos grandes depósitos llega a la teoría (modificada) de las barreras. Se

piensan en un sector marino, relativamente cerrado y por la evaporación de agua las

cantidades de sales se aumentan. Con mayor evaporación las sales se precipitan de

acuerdo de su capacidad de solubilidad. El problema solamente es, que una columna de

1000m de agua del mar produce solo 15 metros de halita, pero los depósitos muestran

espesores muchos mayores.


Figuras 29. Formación de depósitos de la sal

Por eso modificaron el modelo, que la barrera no se cerró completamente. La evaporación es

el único "afluente" de este sector semicerrada. Entonces siempre ingresó agua del mar con sales

al sector. Así se aumentó la cantidad de sales en el sector que al final llegó al punto de la

saturación y se precipitó.

6.24.2. Los salares de la cordillera. La acumulación de aguas en cuencas cerradas

de la cordillera en regiones áridas, donde la evaporación es mayor como las precipitaciones las

sales lavadas por los taludes de volcanes llegan al salar o a una laguna. Por falta de un afluente

normal, la única salida es la evaporación.

Las sales tienen quedarse en la laguna y poco a poco se aumenta la saturación, hasta se

precipitan las sales.

Fig. 30. Formación de la sal


6.24.3. Domos de sal. En total se acumularon en algunos sectores más de 1000 m de

depósitos de sales marinos pérmicos. Sal tiene algunas propiedades especiales como roca:

a) Sal tiene un peso específico menor como un mineral común

b) Sales se deforman plásticamente y son muy móvil

c) Sales tienen una alta solubilidad en agua

d) Para el petróleo las sales casi son impermeables

Estas propiedades presentan las siguientes característica: sí la presión es muy alta, las capas de

sal se mueven hacia arriba (por su densidad menor). Entones como una burbuja de aceite en el

agua la sal lentamente busca su camino hacia la superficie. Las rocas superiores sufren fuertes

deformaciones tectónicas (tectónica salina). La estructura se llama domo de sal o díapiro, el

fenómeno diapirismo.

161

CAPÍTULO 7

METAMORFISMO

Los procesos metamórficos alteran profundamente los depósitos minerales preexistentes

forman otros nuevos, los principales agentes que intervienen son: El calor, la presión, y el agua.

Las substancias sobre las que actúan son yacimientos minerales formados anteriormente o

bien rocas. A partir de estas últimas se forman depósitos valiosos de minerales no metálicos,

principalmente por recristalización y recombinación de los minerales que integran las rocas.

Tipos de Metamorfismo

7.1. Conceptos básicos de clasificación Grado metamórfico, zonas metamórficas y facies

metamórficas son los conceptos básicos y comunes para describir y clasificar los procesos

metamórficos.

El concepto del grado metamórfico fue introducido por WINKLER, H.G. y desarrollado a partir de

magmáticas básicas (basaltos). El grado metamórfico se refiere a la intensidad del metamorfismo,

que ha influido en una roca. Generalmente el grado metamórfico nombra a la temperatura o la

presión máxima del metamorfismo.

Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de

minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de

sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita, de las zonas metamórficas desarrolladas

alrededor del plutón Fanad, Irlandia.

El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo de

Finlandia) en 1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se

observan en rocas de composición basáltica.

Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de

minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se

pueden analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y

162

presión características para el grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea de

ortopiroxeno y granate indica condiciones de Temperatura y presión elevadas.

Hay varios esquemas para distinguir diferentes tipos de metamorfismo: Basándose en los

parámetros metamórficos principales se distinguen los metamorfismos térmicos, dinámicos y

termo-dinámico. Con respecto a la posición geológica del metamorfismo se diferencian entre

metamorfismo de contacto, catáclasis y metamorfismo regional. Según su posición con respecto al

orógeno se hace una distinción entre los metamorfismos orogénicos y anorogénico. Con base en

su posición tectónica se distinguen el metamorfismo, que se sitúa en un borde de una placa o el

metamorfismo, que se ubica adentro de una placa.

7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos.

Temperatura y presión son los factores principales, que afectan el metamorfismo. Según estos

factores se distinguen:

1. Para el metamorfismo térmico la temperatura es el factor predominante, por ejemplo

metamorfismo de contacto.

2. Para el metamorfismo dinámico la presión es el factor predominante, puede tratarse de la

presión litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del

esfuerzo elástico (estrés) por ejemplo catáclasis o es decir rotura mecánica de una roca por

metamorfismo dinámico, que se produce localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por

soterramiento (o hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente

estático.

3. El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En general

los efectos de presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo elástico. Generalmente

el metamorfismo termo-dinámico ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de

placas convergentes.

7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica.

Se distinguen 4 tipos generales

A. El metamorfismo de contacto. Ocurre en la vecindad de una roca ígnea intrusiva y

resulta de efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente. En el caso

163

clásico un cuerpo ígneo incluye una serie sedimentaria o ya metamórfica produciendo una aureola

de contacto. La distancia y el gradiente de la temperatura (variación de la temperatura con

respecto a la distancia de la fuente calorífera = cuerpo ígneo) dependen

1. De la dimensión del cuerpo intrusivo

2. De la diferencia de temperatura entre el cuerpo intrusivo y las rocas encajonantes. Por ejemplo.

Un dique de 10m de potencia enfría en unos diez años y produce un efecto de contacto pequeño,

mientras que un batolito grande enfría en unos 10 millones de años y produce una aureola de

contacto extensiva.

El metamorfismo de contacto es caracterizado por una distribución de los grupos de minerales

formados simultáneamente en forma concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento

de la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo. Al

cristalizar el magma acumula los componentes volátiles. La última fase de cristalización a menudo

es acompañada por la separación de una fase rica en componentes volátiles, que puede salir del

cuerpo intrusivo e infiltrar las rocas encajantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de

granos. Por ejemplo en el caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajante de caliza se

produce un 'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada por la

introducción de componentes como SiO2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la caliza. Metamorfismo

de contacto ocurre en varios ambientes tectónicos, en ambientes orogénicos y anorogénicos, en el

interior de una placa tectónica o en los bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien

desarrolladas se forman en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde

batolitos graníticos intruyen rocas sedimentarias, ejemplos claros para la distribución concéntrica

por zonas de los grupos de minerales metamórficos formados simultáneamente se ubican en los

niveles medios y someros de la corteza terrestre, donde puede desarrollarse un gradiente de

temperatura marcado.

Existen tres tipos principales de metamorfismo a respeto de temperatura y presión:

Metamorfismo de contacto. Presión baja

Metamorfismo regional. Temperatura mediana, presión mediana

Metamorfismo de subducción. Alta presión con temperaturas relativamente bajas

164

Fig.31. Tipos de metamorfismo

B. El metamorfismo de contacto regional ocurre en los cinturones orogénicos activos. En

los cinturones orogénicos activos las aureolas de contacto de numerosos cuerpos intrusivos, que

se ubican en distancias cortas entre sí y que se forman en un corto intervalo de tiempo, se solapan.

De esta manera la temperatura de la región entera aumenta por el aporte de calor en la corteza

terrestre debido al magma.

C. El metamorfismo por ondas de choque es caracterizado por condiciones de

temperatura y presión extremadamente altas (por ejemplo p = unos 10 a 100 kbar) y es producido

por ondas de choques por un impacto de meteoritos. En la superficie terrestre se observan los

efectos del metamorfismo de ondas de choque alrededor de los cráteres de impacto. En la

superficie lunar el metamorfismo de ondas de choque es un fenómeno más común. En parte el

metamorfismo de ondas de choque produce formas de cuarzo de alta presión como coesita y

stishovita y estructuras de deformación típicas como 'shatter cones' o es decir fracturas cónicas

en las rocas.

D. La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de la roca

sin influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los esfuerzos

deformadores sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. Los parámetros

más importantes de la catáclasis son el esfuerzo elástico (=deviatoric stress), la deformación (train

rate') y la temperatura. La denominación común para una roca cataclástica es la milonita. La

catáclasis se produce en las zonas de fallas y de cizallamiento en el nivel superior de la corteza

terrestre, que se sitúan principalmente en las zonas orogénicas y en los bordes de placas

tectónicas.

http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap01a.htm# Impacto

http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap02d.htm#2.7.1 Modificaciónes

http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap02d.htm#2.7.1 Modificaciónes

165

Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional

1. el metamorfismo por soterramiento

2. el metamorfismo típico para los lomos oceánicos

3. el metamorfismo orogénico.

1. El metamorfismo por soterramiento. Ocurre en las cuencas sedimentarias en

consecuencia de la solidificación de los sedimentos debido al soterramiento por los sedimentos

sobreyacentes. La temperatura y la presión contribuyen al metamorfismo, la temperatura, puesto

que la temperatura sube con la profundidad. Las rocas correspondientes son caracterizadas por

temperaturas de recristalización bajas y por la ausencia de deformaciones. La transición entre la

diagénesis y el metamorfismo por soterramiento es continua. El metamorfismo de soterramiento es

anorogénico y ocurre en la mayoría de las cuencas sedimentarias de los océanos y en las grandes

cuencas sedimentarias en el interior de placas tectónicas, actualmente por ejemplo en el golfo de

México.

2. El metamorfismo de los lomos oceánicos. Se ubica en los bordes de placas tectónicas

divergentes. A lo largo de los lomos oceánicos continuamente se produce corteza oceánica de

composición basáltica. Los basaltos oceánicos son acompañados por pizarras verdes y anfibolitas,

las cuales son los equivalentes metamórficos de los basaltos. Al metamorfismo de los lomos

oceánicos contribuyen el flujo de calor alto y la circulación de los fluidos como parámetros típicos.

3. El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional. Es típico para los cinturones

orogénicos y es muy común en los arcos oceánicos y en los continentes. Se sitúa en los bordes de

placas tectónicas convergentes como en el borde entre una placa oceánica y un arco oceánico, en

el borde entre placas oceánica y continental o en el borde entre dos placas continentales. Los

factores importantes del metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas, las variaciones

de presión y los esfuerzos elásticos ('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes de

placas tectónicas convergentes las características del metamorfismo correspondiente difieren de

un cinturón orogénico al otro.

Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se distinguen:

El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de contacto,

de soterramiento y regional.

Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los lomos

oceánicos y de contacto.

166

Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformante, donde pueden

ocurrir la catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos.

Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos orogénicos,

dinamo-térmico, regionales, de contacto regional y la catáclasis.

7.4. Facies metamórficas. Las facies metamórficas se entienden mejor en los diagramas de

temperatura y presión. Bajo 200º C se encuentra la diagénesis o este sector no está realizado en la

naturaleza.

Fig.32. Facies metamórficas

7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores. Cuando las rocas son metamorfizados,

también pueden serlo los depósitos de minerales que aquéllas encierran. Sin embargo las menas

raras veces sufren recombinaciones de minerales, los cambios de textura son pronunciados y se

producen texturas esquistosas o gnéisicas, en minerales frágiles y no es rara una estructura fluidal.

El resultado es que los minerales pueden presentar aspectos de franjas, o

embadurnaduras, entre minerales de color diferente. La textura y estructura originales pueden

quedar tan obscurecidas que sea imposible determinar a qué clase pertenecían los depósitos

originales, entonces se clasifican con el nombre de metamórficos.

7.6. Formación de los minerales por metamorfismo. Como resultado del metamorfismo

regional se originan diversos tipos de depósitos minerales no metálicos. Los materiales originarios

son los constituyentes de la roca que han sufrido una recristalización o recombinación o ambas

167

cosas a la vez, en pocas ocasiones se han añadido anhídrido carbónico o agua, pero no se

introducen nuevos constituyentes como ocurre en los depósitos metasomáticos de contacto. Las

rocas que encierran los depósitos son metamorfizados totalmente o en partes; el metamorfismo de

la roca es lo que a dado origen a los yacimientos, los principales minerales formados de este modo

son: asbesto, grafito, talco, esteatita, andalucita-sillimanita-cianita, dumortierita, granate y

posiblemente algo de esmeril.

ASBESTO.

7.7. Asbesto. Existen dos grupos de minerales que se conocen con el nombre genérico de

asbesto: serpentina y anfíbol. Los del grupo de la serpentina son silicatos hidratados de magnesio,

y picrolita y tienen la misma composición que la serpentina, el más valioso es el crisotilo fino y

sedoso. Los anfíboles son silicatos de calcio, magnesio, hierro, sodio, y aluminio. Comprenden los

minerales amosita, crocidolita, tremolita, actinolita, actinofilita y antofilita.

7.7.1. Asbesto de serpentina. El asbesto de crisotilo se encuentra en serpentinas que se

han producido por alteración a partir de:

a. rocas ígneas ultrabásicas, como peridotita o dunita.

b. calizas magnésicas o dolomita, la primera proporciona casi el 90% de la producción mundial

de asbesto.

En los yacimientos ultrabásicos, la fibra se halla en venillas lenticulares incluidas en

serpentinas, se presenta de tres formas:

1. Fibra cruzada, siguiendo la dirección de los muros cuya longitud es la anchura de la venida

o inferior a la misma si contiene bifurcaciones.

2. Fibra deslizada, paralela u oblicua a los muros y larga baja de calidad.

3. Fibra de masa, compuesta de una masa agregada de fibras entrelazadas, sin orientación

determinada y radiadas.

En los depósitos situados en caliza magnésica, las fibras cruzadas en bandas discontinuas de

serpentinas, se extienden en el interior de las capas de caliza, paralelas a la estratificación

168

Las venillas de crisotilo son discontinuas y están escalonadas dentro de una faja de serpentina.

Este tipo de asbesto es muy duro, y el hecho de que esté libre de magnetita incluida hace que sea

muy buscado como aislante eléctrico.

Variedades de anfíbol. Las más importantes son la crisodalita, y la amosita son de calidad

inferior al crisotilo.

ORIGEN

7.7.2. Crisotilo. El crisotilo está confinado enteramente a la variedad fibrosa de serpentina.

La serpentinización, es un proceso autometamorfico, en rocas ultrabásicas como la dunita, la

serpentinización ha operado a lo largo de fracturas.

El problema del origen es saber cómo se formó el crisotilo teniendo la misma composición que

la serpentina, y como se emplazó.

1. Las venillas son rellenos de fisura.

a. En aberturas de expansión de hidratación a partir de soluciones de serpentina de transporte

a corta distancia.

b. En fracturas producidas por tensiones dinámicas, mediante soluciones hidrotermales de

origen remoto.

2. Substitución y recristalización de los muros de serpentina hacia el exterior desde rendijas

apretadas.

3. Serpentina extraída de roca y depositada en forma de asbesto en fracturas de poca

separación, cuyos muros son apartados por la fuerza de los cristales crecientes.

7.7.3. Anfíbol. Peacock considera que la crosidolita se originó por reacción molecular

sin transferencia esencial de constituyentes de las sideritas que la encierran. Créese que por el

hecho de estar enterrada a gran profundidad, estuvo en condiciones de presión y calor que

determinaron el metamorfismo de los constituyentes de la roca de que se con virtieron en asbesto

azul.

La amosita es químicamente diferente de las rocas que lo encierran y su presencia en la

aureola de contacto del Complejo Bushveld sugiere aportaciones a partir del complejo además del

metamorfismo estático.

169

GRAFITO

7.8. Formación del Grafito. El grafito o plumbagita es una forma de carbóno que se presenta

en dos variedades; cristalina, consiste en copos delgados de un negro casi puro, y amorfa, negro,

grasiento y tizna el papel; e ahí el nombre de grafito (escribir). Es discutible que la materia de la

pizarra grafítica, que da un (grafito amorfo), sea realmente grafito o carbono amorfo. El grafito

verdadero da ácido granítico cuando se le trata con ácido nítrico, el carbono amorfo no lo da.

7.8.1. Localización. El grafito se encuentra principalmente en rocas metamórficas

producidas por metamorfismo regional o de contacto. Se halla en el gneis, esquisto, cuarcita, y

capas de hulla alterada; también en rocas ígneas, filones y diques de pegmatita. La mayor parte de

la variedad cristalina se halla en diminutos granos diseminados por rocas metamórficas. La

variedad amorfa se presenta en polvo. Los depósitos pueden ser de gran tamaño, y el contenido

en grafito puede llegar hacer del 7 %. Son minerales asociados: cuarzo, clorita, rutilo, titanita, y

sillimanita. Los tipos más importantes de yacimientos son las diseminaciones y los filones de fisura.

7.8.2. Origen. El grafito se origina por:

1. metamorfismo regional.

2. cristalización original a partir de rocas ígneas, como lo demuestra su presencia en el granito,

sienita, y basalto.

3. metamorfismo del contacto, donde se presenta con silicatos metamórficos de contacto en

una caliza adyacente a una intrusión ígnea.

4. introducción por soluciones hidrotermales, que explica los depósitos de filón y los depósitos

en pegmatitas y zonas de cizalladura en los esquistos en los montes de San Gabriel.

El grafito en los apartados 2, 3 y 4 se consideran de origen magmático: el 3 y 4 son el

resultado de compuestos gaseosos de carbono desprendidos por el magma o bien el carbono

puede proceder de los sedimentos incluidos y depositados posteriormente.

170

Las capas de hulla se han alterado a grafito en Sonora México y evidentemente son el

resultado del metamorfismo ígneo; los materiales volátiles del carbón han sido expulsados y el

carbono residual se ha hecho cristalino, con un contenido 80 a 85 % de grafito.

Existen dos puntos de vista sobre los depósitos resultantes del metamorfismo regional: uno que

el grafito es materia orgánica alterada, presente en los antiguos sedimentos o que resulta de la

descomposición del carbonato de calcio. Las calizas carbónicas negras, cuando son

metamorfoseadas, dan origen a mármoles blancos con grafito diseminado en él o bien que los

hidrocarburos que estaban presentes se han descompuesto, determinando la precipitación directa

del carbono o han sido convertidos a monóxido de carbono y anhidro carbónico, los cuales fueron

reducidos, y se precipitó el carbono. La presencia de grafito en rocas precámbricas sugiere un

origen inorgánico más que orgánico para el carbono. En ambas hipótesis, el carbono ha procedido

de los sedimentos.

TALCO

7.9. Talco y Esteatita. El talco es un producto de metamorfismo, es un silicato hidratado de

magnesio [(SiO3) H2Mg3], al ser molido finamente, forma el conocido polvo de talco; esteatita es el

nombre con que se designa una variedad compacta y en masa; agalita es el nombre especial que

se aplica al talco fibroso procedente de N.Y. La esteatita es una roca blanda compuesta

esencialmente por talco pero que contiene también clorita, serpentina, magnesita, antigorita, y

esteatita, tal vez algo de cuarzo, magnetita, o pirita. Es una roca talcosa impura que puede ser

extraída y cortada en grandes bloques. La pirofilita que a veces está incluida entre esteatitas, es un

silicato hidratado de aluminio que tiene aplicaciones semejantes a la esteatita.

7.91.1. Localización. Los depósitos comerciales de talco y esteatita se hallan en

intrusiones ultrabásicas, metamórficas o calizas dolomíticas. Están restringidas a las rocas

metamórficas y confinadas en gran parte al precámbrico. La mejor calidad del talco procede de las

calizas dolomíticas metamorfósicas y esta asociado a tremolita, actinolita y minerales relacionados

con estas, los depósitos son generalmente lenticulares y llega a tener una anchura de 40 m. La

pirofilita se halla principalmente en una toba ácida.

171

7.9.2. Origen. El talco es un producto de alteración de los minerales magnésicos

primarios o secundarios de las rocas, es el resultado de suave metamorfismo hidrotermal, ayudado

quizá por su metamorfismo dinámico simple pero nunca por meteorización. Es raro en los

yacimientos metálicos. Es seudomórfico de tremolita, actinolita, esteatita, díópsido, olivino,

serpentina, clorita, anfíbol, epidota y mica. Lindgren afirma que pudo haber sido formado a partir de

cualquier anfíbol o piroxeno magnésico activado por CO2 y H2O según la siguiente reacción.

4 SiO3Mg + H2O = Si4O12H2Mg3 +CO3Mg

Se origina en:

a. calizas regionales metamorfoseadas

b. rocas ígneas ultrabásicas alteradas

C. zonas metamórficas de contacto adyacente a rocas ígneas básicas.

El talco siempre es el último en la secuencia mineral y se forma en parte de otros minerales

que a su vez representan productos de alteración de minerales primitivos. Cuando está presente

en serpentina no se formó como resultado de la serpentinización, sino por procesos posteriores no

relacionados con el proceso por medio del cual la serpentina fue substituida por el talco.

7.10. GRUPO DE LA SILLIMANITA: ANDALUCITA, CIANITA Y SILLIMANITA. Estos

cuatro interesantes minerales: andalucita, cianita, sillimanita, y durmotierita resisten temperaturas

elevadas, se transforman en mullita, son buscados como refractarios de alto grado y se emplean

para fines cerámicos similares. Los tres primeros tienen idéntica composición (Si O2. Al2 O3), pero

difieren de su cristalización en cuanto a la sillimanita y andalucita son rómbicos y la cianita es

triclínica. La durmortierita es un borosilicato básico de aluminio (rómbico) A temperaturas elevadas

(1,100° C a 1,650° C), estos minerales se transforman en mullita (2 SiO2. 3 Al2 O3), y sílice vítrea,

que se supone cristobalita. Esta materia rara en la naturaleza, permanece estable hasta los 1,810°

C, por lo tanto es resistente al calor, constituye un buen aislante para altas temperatura, y es

particularmente resistente al calor.

173

CAPÍTULO 8

SULFUROS MASIVOS VOLCANOGÉNICOS (VMS).

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos (conocidos como depósitos VMS; de

"volcanogenic massive sulfide") corresponden a cuerpos estratiformes o lenticulares de sulfuros

presentes en unidades volcánicas o en interfaces volcánico-sedimentarias depositadas

originalmente en fondos oceánicos. A menudo, los depósitos consisten en un 90% en pirita

masiva aunque la pirrotina está presente en algunos de ellos, pero contienen cantidades

variables de Cu, Pb, Zn, Ba, Au y Ag, siendo típicamente depósitos polimetálicos.

Los depósitos de sulfuros masivos volcanogénicos usualmente se presentan en grupos y en

áreas específicas o distritos están restringidos a un nivel o a cierto número limitado de niveles

estratigráficos. Estos horizontes pueden representar cambios en la composición de las rocas

volcánicas, un cambio desde volcanismo a sedimentación o simplemente a pausas en actividad

volcánica submarina. Existe una asociación con rocas volcanoclásticas y muchos cuerpos de

mena sobreyacen productos explosivos de domos riolíticos. Debajo de los depósitos de sulfuros

normalmente existe un stockwork de venillas de sulfuros en rocas intensamente alteradas, el

cual parece haber sido el alimentador de los fluidos hidrotermales que penetraron para formar el

cuerpo de sulfuro masivo sobreyacente. El stockwork mismo en ocasiones puede tener leyes

económicas.

Fig. 33. Esquema mostrando el sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.

174

Fig. 34. Esquema de un depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita - pirita ± pirrotina en la parte inferior, seguida de pirita ± esfalerita ± galena y esfalerita ± galena ± pirita ± baritina en la parte superior. Subyace al cuerpo de sulfuros una zona de rocas alteradas (cuarzo, seriecita, siderita, cloritoide) con Stockwork de sulfuros.

El origen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por

emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino y se trata de

depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la que

se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos se ha incrementado

significativamente desde el descubrimiento en 1970 de las fuentes termales submarinas en las

dorsales oceánicas conocidas en inglés como chimeneas ("black smokers") fumadores negros,

debido al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina debido a la

precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido hidrotermal a

temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se asocian a

sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas dentro de las

secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos hidrotermales en

fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica extensional en las

dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.

El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que

normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por:

175

1. Precipitación en el fondo marino

2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes

3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos

Fig.35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales involucrando precipitación, formación y colapso de chimeneas y reemplazo desde abajo.

La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos del mundo son relativamente pequeños y el

80% de los depósitos conocidos está en el rango de 0,1 a 10 Mt (millones de toneladas

métricas). De estos la mitad contiene <1 Mt de mineral. Sin embargo, estos depósitos pueden

ser grandes o muy ricos (de alta ley) o ambos y su explotación puede ser muy rentable, sobre

todo cuando se explotan distritos en que existen numerosos cuerpos mineralizados formando

grupos compactos. Depósitos importantes de sulfuros masivos ocurren en Canadá, Tasmania,

España, Portugal y Japón.

En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han sido

descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos verdes

paleozoicos en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la Cordillera de

la Costa de Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos cupríferos en

esquistos y metabasaltos de la región costera de la XII Región (depósitos La Serena y Cutter

Cove; Vivallo, 2000).

La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y

corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con

176

cantidades variables de calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la

bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden estar presentes cantidades

menores de arsenopirita, magnetita y tenantita-tetrahedrita. Con el aumento del VMS 4

contenido de magnetita estos depósitos gradan a menas masivas de óxidos. La ganga es

principalmente cuarzo y baritina, pero ocasionalmente se presenta carbonato, clorita y sericita.

La mayoría de los depósitos de sulfuros masivos están zonados. La galena y esfalerita se

ubican en la mitad superior de los depósitos, mientras que la calcopirita se concentra en la

porción inferior y grada hacia abajo a un stockwork de venillas.

Fig.36. Esquema indicando la ubicación de las fuentes termales submarinas que

depositan depósitos de sulfuros en los fondos oceánicos.

Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser

de bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente

reflejando la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización por la

circulación subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo que destruye

el bandeamiento coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar parte rica en

calcopirita raramente está bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones angulosas de

rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos, marcas de carga;

"slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la brechación hidrotermal en la porción

inferior de los depósitos originando brechas mineralizadas, asimismo los deslizamientos

subacuáticos pueden originar menas brechadas

La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la

sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 35). La alteración tiene una forma

177

general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El

diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su porción

más ancha coincide con la mena masiva.

Fig.37. Esquema de alteración hidrotermal y variación de componentes asociado a

depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénico; las dimensiones del sistema hidrotermal pueden variar, pero los depósitos mayores se asocian a los sistemas más grandes.

Los depósitos de sulfuros volcanogénicos presentan una división geoquímica en hierro,

hierro-cobre y hierro-cobre-zinc, pero debe destacarse que si bien existen depósitos de pirita sin

cobre, nunca se encuentran exclusivamente sulfuros de cobre, sino siempre acompañados de

sulfuros de Fe. Desde el punto de vista económico existen solo dos grupos los de Cu-Zn y los

de Zn-Pb-Cu. Algunos depósitos pueden contener cantidades importantes de Ag y/o Au. Si bien

en términos generales existen esos dos grupos principales de sulfuros masivos, existen varios

tipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:

8.1. A continuación se mencionan algunos tipos de yacimientos VMS en el mundo.

Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos

ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con

volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar

Mediterráneo.

178

Tipo Besshi. Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno,

grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas

sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico.

Tipo Kuroko. Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y

lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo

explosivo con formación de calderas en sectores de ante-arco. Los ejemplos típicos se

encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.

Tipo Noranda o Primitivos. Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas volcánicas totalmente

diferenciadas desde basaltos a riolitas en cuencas marinas de <1 km de profundidad.

Actualmente presentes en las fajas de rocas verdes en los escudos precámbricos (como en

Canadá). Su marco tectónico es materia de debate, pero parecen haberse formado en cuencas

subsidentes limitadas por fallas, posiblemente en secciones de tras-arco.

Tipo SEDEX. Zn-Pb±Ag, asociados a rocas sedimentarias como lutitas negras

carbonosas, areniscas y rocas carbonatadas. Estos se asocian a fluidos expelidos desde

cuencas sedimentarias por celdas convectivas de aguas marinas probablemente generadas por

calor derivado de fuentes magmáticas subyacentes. Ej. Mina Aguilar en el noroeste de

Argentina.

Aunque la génesis de los depósitos de sulfuros masivos puede tener variaciones la evolución

general es la siguiente.

Etapa 1. Precipitación de esfalerita, galena, pirita, tetrahedrita, baritina con cantidades

menores de calcopirita por mezcla de fluido a 200ºC con agua de mar.

Etapa 2. Recristalización y aumento del tamaño del grano de minerales por efecto de

circulación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc.

Etapa 3. Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción

inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.

179

Etapa 4. Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y

reemplazo por pirita en la base del depósito.

Etapa 5. Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también ocurre

en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el Stockwork subyacente.

Etapa 6. Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan

expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina

transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los

depósitos son cubiertos se evita la meteorización submarina y los depósitos pueden

preservarse.

Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos (Fig. 35),

de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por

fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los

depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y

fallas. En las últimas décadas se han reconocido varios de estos

Depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los

depósitos submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en el

medioambiente marino.

Stage = etapa

180

Fig.38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detallada en el texto).

Los análisis de los fluidos que producen las acumulaciones de sulfuros masivos actuales

indican temperaturas variables entre 250º-380ºC (máximo ~420ºC), aunque existen sistemas de

baja temperatura (3-13ºC) en los que hay mezcla con aguas marinas en el sustrato rocoso antes

de ser emitidos en el fondo oceánico. En los depósitos antiguos como por ejemplo los de Chipre,

las inclusiones fluidas indican temperaturas de 300º-370ºC en los niveles inferiores y de 260º-

350ºC en los niveles superiores; en los depósitos de tipo Kuroko de Japón las etapas tempranas

indican 200º-300ºC y en la culminación de 250º-350ºC.

Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,7-

4% en peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos son

de salinidad cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10% en peso).

Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a

presiones de >400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al ser

emitido. Sin embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición de los

181

fluidos al acercarse al fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica avanzada (Ej.

Sillitoe et al., 1996).

Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermales

involucran principalmente la circulación de aguas marinas en celdas convectivas activadas por el

calor del magmatismo de las dorsales oceánicas, aunque la composición isotópica es

modificada por la interacción entre agua/roca (alteración hidrotermal) y por el aporte de fluidos

magmáticos

Figs.39. Fotografías de los black smokers


CAPÍTULO 9

YACIMIENTOS DE TIPO PLACER

Índice del Tema:

Introducción y Generalidades

Propiedades características de los minerales comunes en placeres

Procesos sobre el área de origen. Placeres fluviales

Movilización-Deposición-Erosión-Sedimentación

Modelo de erosión-sedimentación en partículas esféricas de diferentes tamaños y densidades:

Tamaño fluido dinámico equivalente

Factor de forma y corrección de concentración

Desgaste por rozamiento y fragmentación de los minerales durante el transporte.

Capacidad de migración de un mineral

Distribución de placeres en medios sedimentarios

El medio coluvial

El medio fluvial

El medio glaciar

El medio costero

El medio eólico

Paleoplaceres o Placeres fósiles

9.1. Introducción y generalidades. Lomonosov fue uno de los primeros científicos que

reconoció que los placeres resultan de la fracturación, meteorización y transporte de yacimientos

primarios, y que se concentran a lo largo de los sistemas aluviales.

En países en vía de desarrollo, con gastos de explotación bajos, y precios de 11 $/gramo de

oro, un placer aurífero con leyes de 1/gramo/Tm puede ser rentable. Tratando volúmenes del orden

de 5.000-10.000 m3/día, al mismo precio y costo de explotación, leyes de 0,2 g/m3 pueden ser

rentables en yacimientos con un volumen de mineral explotable del orden de decenas de millones

de metros cúbicos. El tamaño de los granos de oro decidirá el sistema de concentración

(mecánico, amalgamación o cianuración). Una importante parte de la producción mineral de oro se

obtiene de placeres actuales o fósiles.


En el pasado, gran parte de la producción mundial de platino se obtenía a partir de placeres en

Colombia y en los Urales, actualmente es un subproducto de la minería del níquel.

La mitad del mercado mundial de casiterita procede de Malasia y se obtiene a partir de placeres

costeros. Más del 96% del 100% de la producción mundial de titanio se obtiene a partir del rutilo de

las playas australianas, la ilmenita, otro mineral típico de placeres, constituye un recurso

submarginal de la obtención del titanio. Muchas gemas, como los diamantes, los crisoberilos

(alejandrina y cimofana), el berilo (esmeraldas), el corindón (rubí y zafiro), el topacio, el circón, se

recuperan a partir de placeres. El niobio y el tántalo se obtienen a partir de placeres de columbita-

tantalita, con contenidos del orden de 2 a 6 gramos/tonelada.

Existen innumerables citas de placeres auríferos en España: el río Sil, el río Orbigo (León), los

ríos Darro y Genil (Granada). Se ha citado platino en placeres en ríos próximos a los macizos

ultrabásicos de Ronda y Ojen, placeres de ilmenita en la sierra de Gata (Salamanca), y placeres

playeros de ilmenita en Mazagón y Lepe (Huelva), Cabo de Gata (Almería), Arteijo (La Coruña). El

48% del 100% de las reservas españolas de casiterita se encuentran en placeres, ubicados en

Orense, Salamanca (El Cubito), Cáceres (El Trasquilón), Pedroches. Placeres de monacita han

sido citados en arenas circoníferas de la Ría de Vigo y de las playas de Laxe (La Coruña).

Las ventajas económicas de los placeres, a igualdad de contenido en sustancias útiles y de

volumen de mena, se basan en los puntos siguientes:

No exigen preparaciones costosas para su explotación, tratamiento y concentración.

Permiten explotaciones a cielo abierto con impactos ambientales bajos y rehabilitación natural

de la explotación en tiempos relativamente cortos.

Las labores de machaqueo, trituración y concentración de la minería metálica, son innecesarias

en la concentración de minerales a partir de placeres, ya que el grado de “liberación” del mineral

útil es total por la misma naturaleza del proceso genético, y métodos sencillos pueden ser aptos

para la explotación.

El grado de mecanización de la explotación es de la flexibilidad absoluta, lo que permite

trabajar a diferentes ritmos, sin que el inmovilizado de capital haga sentir su peso sobre la


rentabilidad de la explotación. El costo de arranque y transporte es bajo por la misma naturaleza de

los depósitos.

Tabla 15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres

Mineral Dureza Densidad relativa

Sistema cristalino

Tamaño de malla(mm)

Apatito 5 3,17-3,23 Hex 0,15

Casiterita 6-7 6,8-7,1 Tetrag 0,15-0,006

Cromita 5-6 4,3-4,6 Cúbico 0,29-0,10

Columbita 9 5,15-5,25 Rómbico Variable

Corindón 9 3,95-4,15 Hex. 1,2-0,50

Diamante 10 3,50-3,53 Cúbico Variable

Granate (var) 6,5-7,5 3,42-4,27 Cúbico 1,2-0,15

Oro 2,5-3,0 19,3 Cúbico 3,3-0,07

Hornblenda 5-6 Monoc. 3,0-3,3 0,25-0,07

Hiperstena 5-6 3,4-3,5 Rómbico 0,25-0,07

Ilmenita 5-6 4,5-5,0 Hex. 0,29-0,10

Cianita 4-7 3,56-3,68 Tri. 0,29

Leucoxeno Variable 3,5-4,5 Amorfo 1,2-0,07

Magnetita 5,5-6,5 5,17-5,18 Cúbico 1,2-0,15

Monacita 5,0-5,5 4,6-5,4 Monoc. 0,5-0,10

Olivino 6,5-7,0 3,27-3,37 Rómbico 0,25

Osmiridio 6-7 19-21 Hex. Variable

Rutilo 6,0-6,7 4,18-4,25 Tetrag 1,2-0,07

Esfena 5,0-5,5 3,54 Monoc Variable

Espinela (var) 7,5-4,6 3,6-4,6 Cúbico 1,2-0,15

Estaurolita 7,0-7,5 3,65-3,67 Rómbico 0,50-0,15

Tantalita 6,0-6,5 7,9-8,0 Rómbico Variable

Turmalina 7,0-7,5 2,98-3,20 Hex. 0,25-0,10

Wolframita 5,0-5,5 7,10-7,90 Monoc. Variable

Xenotima 4,0-5,0 4,59 Tetrag. 0,50-0,10

Circón 7,5 4,20-4,86 Tetrag. 1,2-0,07

En definitiva reúnen condiciones de explotación flexibles, tipo “small mining”, que no exigen ni

altas inversiones, ni alta tecnología, muy adecuadas a países en vías de desarrollo.

El modelo genético de los placeres es un modelo sedimentario convencional, con la existencia

de un área fuente, donde existen, más o menos diseminados, los minerales que tienen interés

económico, la acción de mecanismos de transporte (agua, hielo, aire, gravedad) moviliza estos

minerales útiles, que han sido previamente liberados en las rocas del área fuente por acciones

climáticas y biológicas. La acción del transporte provoca: un efecto de desgaste que hace que sólo


los minerales de mayor dureza superficial pueden resistir su acción, un efecto de acción química,

responsable de la alteración o disolución de los minerales inestables y un efecto de selección en

función de la densidad, forma y propiedades de superficie, responsable de la concentración de los

minerales útiles.

Tabla 16. Procedencia Mineral Económico y Paragénesis mineral

Procedencia Mineral económico Paragénesis mineral

Rocas ultramáficas y máficas incluyendo piroxenitas y noritas.

Platinoides

Olivino, enstatita, plagioclasas cálcicas, cromita, magnetitas titaníferas, ilmenita, espinela, augita,...

Granitoides, greissen y pegmatitas asociadas

Casiterita, monacita, circón, rutilo y oro

Wolframita, feldespato potásico, cuarzo, topacio,berilo, espodumena, petalita,turmalina, tantalita, columbita,monacita, fluorita y esfena. Basaltos

Magnetita e ilmenita Piroboles, plagioclasas cálcicas y apatito.

Sienitas nefelíticas y rocas peralcalinas

Zircón, tierras raras, minerales de uranio y torio, Ilmenita, magnetita, fluorita, piroboles, feldespatos y

Aureolas de metamorfismo de contacto

Sheelita, rutilo, circón y gemas

Diópsido, grosularia, wollastonita, calcita, plagioclasa cálcica y epidota

Kimberlitas Diamantes Ilmenita, magnetita, piropo, piroxenos, cianita, esfena y apatito.

Metamorfismo regional de alto grado

Oro, rutilo, circón y gemas Cianita, piroboles, cuarzo, sillimanita, almandino, feldespatos y apatito.

Ofiolitas Platinoides, cromita y magnetita

Granates cromíferos, piroxenos y olivino.

Carbonatitas Rutilo, ilmenita, magnetita, tierras raras, minerales de uranio, zirconio, torio y niobio

Feldespato potásico, calcita, piroboles, granates y apatito.


9.2. Procesos sobre el área de origen.

Placeres fluviales. La acción combinada del clima y el relieve sobre las rocas del área de

origen va a determinar el tipo de hipergénesis (weathering). La respuesta o intensidad del proceso

hipergénico va a depender de la naturaleza de las rocas presentes en el área de origen, del clima,

del relieve, de la posición del nivel freático regional y de la vegetación, que a su vez está

condicionada y condiciona los otros parámetros. La medida de la intensidad del proceso se

expresa en términos de denudación química, es decir, espesor en mm/años de material

preexistente que se lixivia en el área de origen en disolución iónica o coloidal.

La denudación mecánica es un concepto complementario del anterior y es el espesor en

mm/años de material que se erosiona en el área de origen en forme de detritus. El predominio de

la denudación química, frente a la denudación mecánica, representa en absoluto un máximo de

posibilidades de liberación de los minerales presentes en el área de origen; una condición básica

es que estos minerales han de ser “estables” frente a la actuación de las aguas del suelo.

Sólo algunos silicatos (granate, turmalinas, circones, berilos, topacios) permanecen inalterables

frente a una hipergénesis química activa. Los sulfuros, arseniuros y antimoniuros son minerales

muy sensibles a las condiciones oxidantes, y salvo en condiciones de climas glaciares, o una

presumible atmósfera anoxigénica como la que pudo existir en nuestro planeta con anterioridad al

desarrollo de organismos fotosintéticos, es difícil que resistan los procesos hipergénicos.

Su alteración produce soluciones ácidas sulfatadas que pueden dar lugar “per descensum” a la

génesis de yacimientos de enriquecimiento supergénico. Los óxidos, incluyendo en primer lugar el

cuarzo, son minerales muy estables, así los minerales del grupo de las espinelas (cromita,

magnetita), el corindón, crisoberilo, casiterita, columbita, tantalita, ilmenita, rutilo, constituyen una

parte importante de los minerales útiles extraíbles de los placeres.

Entre los minerales nativos, aquellos cuyo potencial de oxidación está dentro del de las aguas

naturales pueden resistir los procesos hipergénicos, es el caso del diamante, el oro y los minerales

del grupo del platino.

Por último, la baja solubilidad de fosfatos y wolframatos es la responsable de la estabilidad de

apatitos y sobre todo de la monacita, así como la wolframita y la sheelita (ver la siguiente tabla)


Tabla 17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados

Escasa Baja Alta Muy alta

Pirrotina Wolframita Almandino Hematites

Blenda Scheelita Magnetita Limonita

Calcopirita Apatito Columbita Topacio

Cinabrio Grosularia Pirita Ortita

Esfena Turmalina Brookita Olivino

Sillimanita Diópsido Distena Anatasa

Aegerina Actinolita Baritina Leucoxeno

Augita Zoisita Perovsquita Rutilo

Biotita Epidota Ilmenita Espinela

Hornblenda Cloritoide Xenotima Platino

Estaurolita Monacita Oro

Casiterita Circón

Andalucita Corindón

Diamante

Por supuesto, la meteorización química y bioquímica (relacionada con microorganismos y los

productos resultantes de su actividad) se ve favorecida por la hipergénesis física, que prepara y

mejora las posibilidades de actuación de las aguas del suelo.

Los placeres eluviales representan concentraciones de minerales, en las que el único proceso

que han sufrido es una liberación con respecto a la roca origen, asociada con la denudación de los

minerales inestables, apareciendo diseminadas en el seno de material alterado (laterita). El

espesor del depósito está condicionado por la posición del nivel freático, y el grado de liberación

por la intensidad de la alteración química. Y la intensidad de la alteración química está vinculada

con el clima y con el relieve. El clima influye básicamente con la intensidad de las precipitaciones y

su reparto a lo largo del año, así como con la temperatura media.

En este sentido, la mayor intensidad del proceso de la alteración química, y por tanto de

liberación, está relacionada con climas tropicales y subtropicales, y la menor con los climas áridos

y desérticos.


El relieve es función en gran parte de la intensidad y actividad de los procesos endógenos, y

en cuanto favorece la denudación mecánica, es un factor negativo en cuanto a la génesis de

placeres eluviales.

Fig 40. Muestra la actividad de los procesos endógenos

Los procesos de hipergénesis (weathering) pueden liberar los minerales diseminados en las

rocas y dar lugar a placeres eluviales. En la génesis de este tipo de placeres no influyen los

procesos de migración y selección fluido dinámica.

Los placeres eluviales tienen un carácter previo para cualquier otro tipo de placer, es decir,

cualquier depósito placer pasa por dicha etapa, si bien en ella se encuentran minerales no

transportables, que no aparecerán en otros tipos de placeres. Un ejemplo interesante de minerales

no aptos para ser movilizados lo constituyen las esmeraldas, que son muy frágiles debido a

defectos e imperfecciones.

Básicamente un placer eluvial es un yacimiento generado por alteración, sin erosión posterior,

de un yacimiento primario diseminado, que presenta, respecto al yacimiento primario, la ventaja de

tener los minerales útiles liberados, es decir como granos puros, y que es fácilmente extraíble sin

la utilización de explosivos. Las menas primarias alterables no sólo no se pueden beneficiar, sino

que el proceso hipergénico representa la misma destrucción del yacimiento.

Un grado de liberación elevado, permite la obtención de concentrados de alta calidad, sin los

costos de molienda y preparación que conllevaría la utilización del yacimiento primario.


9.3. Movilización-Deposición-Erosión-Sedimentación. Los minerales liberados en los

procesos de “weathering” van a ser movilizados por los agentes de la dinámica externa (agua y

en menor proporción hielo y viento), para luego depositarse en puntos más o menos alejados del

área de origen. Se analiza el modelo de erosión-sedimentación para formas esféricas, donde sólo

influye la cizalla del medio (régimen del fluido), la densidad de la partícula. Posteriormente se

analiza la influencia de la forma o corrección al modelo de erosión y sedimentación por efecto de la

forma, la resistencia al desgaste por rozamiento y el binomio fragilidad-maleabilidad, acabarán

definiendo el concepto de capacidad de migración y, por último, un análisis rápido de los medios

sedimentarios nos permitirá plantear la distribución de los placeres en los cuerpos sedimentarios.

Desgaste por rozamiento y fragmentación de los minerales durante el transporte. Capacidad

de migración de un mineral.

Durante el transporte se producen dos tipos de procesos que afectan al tamaño e incluso a la

forma de las partículas transportadas. El primer proceso es el desgaste por rozamiento o abrasión,

que se ha descrito por Stemberg, y que viene condicionado por un factor extrínseco del mineral,

que depende de la naturaleza de y concentración de la carga en suspensión, y por otro factor

intrínseco del mineral que depende de la dureza superficial del mineral.

El otro proceso que se produce durante el transporte es la trituración de los minerales más

frágiles al ser transportados junto con elementos de un tamaño superior.

Los minerales maleables, o sean no aptos para la molienda, resisten perfectamente este

proceso de trituración. Quiere decir que minerales cuyo factor es relativamente bajo, como el oro y

los grupos del platino tienen una aptitud para resistir el transporte elevado, frente a otros como la

esmeralda, o la wolframita, que tiene un factor elevado pero son frágiles.

La unión del concepto de abrasión y el de trituración, da lugar a un concepto genérico de

capacidad de migración, aplicable a algunos minerales que se encuentran en placeres.


Tabla 18. Capacidad de migración de los minerales pesados

ALTA MEDIA BAJA

Cinabrio Magnetita Espinela

Wolframita Apatito Ilmenita

Pirita Esfena Hematites

Scheelita Almandino Leucoxeno

Olivino Estaurolita Topacio

Augita Anatasa Rutilo

Hiperstena Monacita Turmalina

Baritina Distena Platino

Grossularia Casiterita Zircón

Fluorita Andalucita Corindón

Hornblenda Oro Diamante

Diópsido Limonita

Columbita

Actinolita

Epidota

Los medios de sedimentación que transporten materiales muy heterométricos tenderán a

destruir a los minerales frágiles y a concentrar diferencialmente los maleables.

9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios. La mayoría de las clasificaciones

genéticas de placeres pretenden establecerse en base a modelos geográficos, lo cual puede ser

útil en términos académicos, pero puede no ser de utilidad como criterio de prospección, y esto es

así porque un mismo modelo geográfico puede contener infinidad de situaciones dinámicas que se

van sucediendo en el tiempo, e incluso que en un tiempo dado coexisten.

En la tabla podemos ver los diferentes tipos de medios geográficos en los que se pueden formar

placeres, con expresión de la naturaleza mineralógica de los mismos y sus principales

características distintivas.


Tabla 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición

a).- Medios continentales:

ELUVIALES Au, Pt, Sn, WO3, Ta,

Nb y gemas

Alteración «in situ» de minerales hábiles y lixiviados de iones y

coloides. Todos los minerales que se concentran deben ser

químicamente estables.

COLUVIALES

Au, Pt, Sn, WO3, Ta, Nb y gemas

Movimientos gravitacionales de material alterado y selección en

función del tamaño y densidad en medio viscoso.

FLUVIALES Au, Pt, Sn (Ta, Nb,

diamantes y corindón)

Pueden aparecer en muchos subambientes relacionados con

sistemas fluviales y a distancias de pocos Km. del área fuente. Con

el aumento de la distancia desde el área fuente se produce un

enrarecimiento por desgaste mecánico y/o disolución química

DESIERTOS Au, Pt, Sn, WO3, Ta,

Nb y gemas

Características relacionadas con depósitos eólicos, aunque

puntualmente pueden aparecer concentraciones locales ligadas a

torrentes efímeros.

GLACIARES Au (raros) Depósitos glaciares mal clasificados y sin estratificación. La acción

del medio marino y/o el medio costero en la plataforma de ablación

del glaciar pueden dar lugar a concentraciones locales.

b).-Medios de transición:

PLAYAS i, Zr, Fe, ReO, Au, Pt y

Sn

Placeres en cordones paralelos a la costa asociados a la línea de

rompiente. Pueden conservarse fósiles en situaciones transgresivas

EÓLICOS Ti, Zr, Fe y ReO Dunas costeras procedentes de la erosión de depósitos de playa,

su granulometría es sensiblemente inferior.

DELTAICOS Ti, Zr, Fe y ReO En la desembocadura de ríos y fundamentalmente debido a la

interacción con el medio marino pueden aparecer pequeñas

concentraciones.

Un medio sedimentario se caracteriza por:

Viscosidad y densidad del fluido.

Régimen del fluido.


Morfología del medio de transporte: desarrollo según una dirección principal del

movimiento (longitudinales), desarrollo según la dirección perpendicular del movimiento

(transversales) y sin desarrollo preferente (en masa).

En función del campo de fuerzas que actúan: sólo el campo gravitatorio (gravitacionales),

si además existe otra dirección (unidireccionales), si existen dos direcciones

(bidireccionales), armónicos en el caso de movimientos armónicos.

9.4.1. El medio coluvial. Este medio se caracteriza por un transporte gravitacional, en

régimen laminar y donde los elementos minerales pueden adquirir una mínima selección por

densidades como consecuencia del flujo laminar. La fricción y la trituración no pueden aparecer

dada la alta viscosidad del medio en general. No puede llamarse placeres coluviales a algunas

concentraciones residuales que aparecen sobre vertientes, en climas áridos y de escasa cobertera

vegetal, donde la acción de las aguas de lluvia provoca la eliminación de los materiales ligeros y

alterados, dejando pequeños depósitos residuales de minerales densos. La mineralogía de estos

placeres está en relación directa con los eluviales correspondientes. En regiones con

periglaciarismo importante los fenómenos de solofluxión de la época de deshielo pueden ser de

interés en cuanto a posibles mecanismos de concentración de minerales densos.

9.4.2. El medio fluvial. En un medio unidireccional con desarrollo longitudinal. Los tipos de

sistemas fluviales vienen definidos en función de dos parámetros: 1) la pendiente topográfica sobre

la que se desarrolla el sistema; y 2) la descarga máxima que en un momento determinado llega al

sistema fluvial, como consecuencia de la alimentación a través de la cuenca receptora. La

pendiente es un factor relacionado con el relieve, y su génesis y la descarga máxima son unos

factores muy relacionados con la climatología.

Los abanicos aluviales suelen funcionar como un medio episódico, con coladas de barro o

detritos, de bajo carácter selectivo, lo que se refleja en una dilución en los minerales de interés

económico; los largos períodos de no funcionamiento de estos sistemas permiten el encajamiento

de una red de canales, que pueden concentrar minerales pesados, que serán fosilizados por la

siguiente colada.

Son muy típicas, en Paleoplaceres aluviales, las estructuras de erosión y relleno, y más

concretamente, que la zona más profunda de las mismas pueda contener minerales de interés

económico.


En los sistemas de tipo anastomosado y meandriforme la concentración de minerales densos se

realiza a través del flujo del canal, y por tanto su fuerza de cizalla, está relacionada con la

pendiente, con la forma del canal y con el régimen del agua en el canal.

En definitiva, todas las situaciones en las que se produce una variación de la velocidad del canal

presentan unas potenciales condiciones de concentración.

Así las variaciones en el medio hidráulico como la pendiente, la rugosidad del fondo, son otros

tantos factores que pueden determinar la concentración de minerales.

Los depósitos de llanura de inundación suelen estar empobrecidos en minerales, no así los

cauces, donde se puede observar, sobre todo en las barras laterales, una disposición que permite

la concentración de minerales densos.

Fig. 41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación.

Este dispositivo es el responsable de una repartición de los minerales pesados en la parte más

baja de las sucesivas posiciones del canal que migra (channel lag), y dentro de las lámina s de

estratificación cruzada longitudinal siempre se concentran hacia la parte inferior.


Fig. 42. Muestra los materiales de llanura de inundación

La proporción relativa de materiales de llanura de inundación y de materiales de canal varía

bastante de unos sistemas fluviales a otros.

En general los sistemas anastomosados, mucho más activos, pueden ser más favorables, en

principio, a la formación de placeres que los sistemas meandriformes, que además suelen ser más

distales respecto al área de origen y por tanto enrarecidos en minerales útiles.

Fig. 43. Muestra los placeres en sistemas meandriformes.


9.4.3. El medio glaciar. Su característica típica es la escasez indiferencia de todos los

materiales, lo que hace que a este medio se le pueda considerar más como un sistema primario de

trituración de materiales, que como un sistema generador de concentraciones. En la zona de

ablación del glaciar pueden darse las condiciones de un área de origen con abundancia de

materiales sueltos, que pueden constituir el punto de partida para la génesis de placeres fluviales.

9.4.4. El medio costero. En el costero juegan dos movimientos oscilatorios, uno con un

período de 24 horas, que representa una variación del nivel del mar incluso de algunos metros, son

las mareas, y otro con período entre 300 seg.-0.1 seg. Que constituye el oleaje.

A efectos de la formación de placeres, las mareas tienen una importancia pequeña, salvo

porque desplazan la actividad del oleaje, y cuando queda descubierta una amplia zona intermareal,

los canales intermareales funcionan de una manera análoga a la descrita para los placeres

fluviales.

Cuando la profundidad del agua en la zona costera es superior a la mitad de la longitud de onda

de las olas, estamos en lo que, en términos sedimentológicos, se denomina aguas profundas, el

efecto de las olas sobre los materiales del fondo es despreciable en este caso. En profundidades

comprendidas entre la longitud de la de onda y un veinteavo de dicha magnitud, estamos en lo que

se denominan aguas someras, las ondas se reflejan sobre el fondo y se produce un aumento de

encrespamiento. Este encrespamiento determina, precisamente en el punto de profundidad igual a

un veinteavo de la longitud de onda, la ubicación del denominado punto de “rompiente”. El tamaño,

y como consecuencia las densidades más altas se alcanzan en esta faja paralela a la costa.

La ubicación del rompiente varía con la longitud de onda del oleaje, con la marca, con la

morfología y los accidentes costeros. Por la tanto, en función de estas características, varía la

posición de la zona de máxima posibilidad de concentración de minerales densos.

La circulación de las aguas, en las proximidades de la costa, determina un efecto de corriente

de resaca, que puede tener un efecto empobrecedor de concentraciones en los puntos donde se

ubica.


La cresta del oleaje puede ser paralela a la costa o bien formar un cierto ángulo, cuando ocurre

esto se generan unas corrientes longitudinales costeras.

Estas corrientes longitudinales costeras pueden generar barras arenosas que rectifican la

morfología costera y pueden acumular minerales pesados de interés económico.

9.4.5. El medio eólico. Tanto en ambiente desértico como en el playero la acción de los

vientos constantes es muy importante en cuanto al transporte de granos detríticos.

Los granos son transportados por el viento por arrastre, saltación y suspensión, para este

estudio el modo más importante es el transporte por saltación. La trayectoria que siguen es

prácticamente vertical, con un retorno al suelo con una trayectoria que oscila entre 3º-10º.

Se pone de manifiesto que para un mismo tamaño, el viento moviliza mejor los clastos de

menor densidad, lo cual plantea la posible génesis de placeres residuales eólicos. Pero además,

cuando son movilizados las trayectorias son absolutamente diferentes, por lo que puede existir

también una selección de transporte. En todo caso deberá también tenerse en cuenta la forma.

9.4.6. Paleoplaceres o Placeres fósiles. Se han puesto de manifiesto anteriormente la

importancia de los procesos sedimentodinámicos en la génesis de placeres y la diversidad de

ambientes sedimentarios en los que se puede presentar concentraciones de minerales tipo placer.

En medios actuales o funcionales la metodología de investigación de este tipo de yacimientos

se basa en parámetros sedimentológicos casi exclusivamente. Sin embargo, a lo largo de los

tiempos geológicos, pueden existir concentraciones tipo placer y su conservación, su distribución,

etc. van a depender, además de criterios sedimentológicos, de otros que podríamos clasificar de

paleosedimentalógicos. En primer lugar, después de que se produce la concentración dinámica de

un mineral denso, por lo tanto, en general de una granulometría más fina que la de otros granos

del depósito detrítico, se produce una migración interna dentro del depósito que hace que estos

minerales migren desde su situación dispersa hacia el fondo impermeable más próximo (bed rock)

en la vertical. Este proceso se ve favorecido por la continua vibración del sedimento por efecto del

medio dinámico. En los placeres subrecientes las condiciones de depósito y su grado de

conservación y compactación son semejantes a los actuales. Así se señalan depósitos fluviales

con concentraciones de minerales útiles, actualmente fosilizados por depósitos playeros en costas


en hundimiento relativo con respecto al nivel del mar. En la tabla se señala la distribución actual de

sedimentos en los medios actuales.

9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales:

Sedimentos profundos marinos:

Abisales 53%

Batiales 20%

Sedimentos de plataforma abierta 8%

Sedimentos de plataformas rígidas 4%

Sedimentos de deltas 7%

Sedimentos de mareas epicontinentales 5%

Sedimentos fluviales 2%

Sedimentos playeros <1%

Posibilidad de conservación:

Sedimentos continentales

Cursos altos y medios de ríos 0-10%

Curso inferior de ríos 50%

Grandes lagos 40%

Pequeños lagos 20%

Sedimentos eólicos y campos de dunas 5%

Loess 5%

Sedimentos de medios de transición:

Deltas de grandes ríos 80%

Deltas de pequeños ríos 25%

Lagoons y bahías 50%

Sedimentos marinos:

Sedimentos de plataforma 50%

Sedimentos profundos 90%

Poniéndose de manifiesto que los medios que son generadores potenciales de placeres

representan, en el mejor de los casos, un 10% del total de los sedimentos que se están formando,


y este 10% tiene que coincidir con zonas donde exista un área fuerte que contenga dichos

elementos, la intersección de estos conjuntos hace que la probabilidad de encontrar un placer baje

extraordinariamente con respecto a ese 10% inicial.

Pero además, en las series antiguas, nos encontramos con que las posibilidades de

conservación de los sedimentos, una vez formados, es relativamente baja para este tipo de

depósitos, de lo cual se concluye que muchos de los placeres generados en épocas geológicas

han sido destruidos por la acción de la erosión condicionada por el relieve y el clima.

Por si esto fuera poco, como proceso destructor de placeres, los procesos postsedimentarios

pueden ser capaces de alterar químicamente los minerales útiles, pero sobre todo van a cementar

los materiales, perdiéndose las características ideales de liberación que constituían una de las

propiedades de interés económico de los placeres.

Los paleoplaceres aparecen distribuidos a lo largo de toda la columna estratigráfica. Así el oro y

otros minerales aparecen asociados con conglomerados cuyas edades varía entre 1.900 y 2.600

millones de años, en Sudáfrica, Ghana, Brasil, Canadá, India, Gabón y Finlandia. La distribución de

oro en los conglomerados es característica de depósitos tipo paleoplacer Witwatersrand

(Sudáfrica), Tarkwaian (Ghana) y Blind River (Canadá). En el caso de Witwatersrand el oro está

asociado con sulfuros y además existen migraciones secundarias en vénulas que han sugerido a

algunos autores la posibilidad de que se trate de un yacimiento epigenético, sin embargo, las

interpretaciones de este depósito como un paleoplacer han permitido establecer toda la

metodología de investigación y explotación.

Téngase en cuenta que el 55% de la producción total de oro de todos los tiempos procede de

estos yacimientos, con unas leyes de oro de 10 g/Tm de media en casi cien años de vida de las

minas y con leyes de U3O8 de 280g de U3O8/Tm. Se han establecido las áreas de origen para los

diferentes minerales pesados presentes en los depósitos. El oro se piensa que procede de la

alteración de rocas ultramáficas, donde se encuentran asociados con pirita y arsenopirita

(Barberton Mountainland), con tamaños entre 0,005-0,05 mm. La uraninita y los circones proceden

de las rocas granitoideas del basamento pre-Witwatersrand.


El carácter policlínico de las zonas con placeres se pone de manifiesto en la figura en la cual se

puede ver como a partir de un yacimiento primario (granitoideos mineralizados con casiterita) se

forman unos depósitos preterciarios que pueden contener mineralizaciones.

Los eluviales y algunos aluviales situados sobre estos materiales preterciarios dan lugar a

concentraciones. Valles sumergidos (downed valleys) de sistemas fluviales cuaternarios dan lugar

a otras concentraciones y por último, en sedimentos recientes también se encuentran

concentraciones.

A modo de epílogo de esta resumida teoría sobre la génesis y distribución de placeres, sería

necesario puntualizar cómo este tipo de depósitos minerales participa de una conjunción de

circunstancias genéticas derivadas de la existencia de yacimientos primarios y de condiciones de

alteración y sedimentológicas que liberan y concentran los minerales útiles primarios, como si de

una planta de concentración se tratara, y que la distribución de tamaños de estos minerales útiles

presenta unas características semejantes a las del conjunto de sedimentos con la matización de

forma y densidad correspondiente al mineral, lo cual permite mejorarla prospección y sobre todo

las leyes de explotación a costos realmente bajos.

Los placeres, y más concretamente los placeres actuales, pueden constituir un tipo de minería

de bajas inversiones unitarias, de alta flexibilidad e incluso de trabajo estacional para países en

vías de desarrollo.


201

CAPÍTULO 10

MÉTODO GEOQUÍMICO DE EXPLORACIÓN

10.1. Definición. El método geoquímico de exploración o prospección respectivamente es un

método indirecto. La exploración geoquímica a minerales incluye cualquier método basándose en

la medición sistemática de una o varias propiedades químicas de material naturalmente formado.

El contenido de trazas de un elemento o de un grupo de elementos es la propiedad común, que se

mide. El material naturalmente formado incluye rocas, suelos, capas de hidróxidos de Fe formadas

por meteorización llamadas 'gossan', sedimentos glaciares, vegetación, sedimentos de ríos y

lagos, agua y vapor. La exploración geoquímica está enfocada en el descubrimiento de

distribuciones anómalas de elementos.

Se distingue los estudios geoquímicos enfocados en un reconocimiento general y los estudios

geoquímicos más detallados aplicados en un área prometedora para un depósito mineral. Además

se puede clasificarlos con base en el material analizado.

10.2. Historia. El principio fundamental de la prospección geoquímica, que el ambiente de un

depósito mineral está caracterizado por propiedades conspicuas y diagnósticas ya está conocido y

es aplicado desde el tiempo, en que el ser humano empezó a explotar metales.

Los análisis de elementos trazas por espectrógrafo fueron aplicados a muestras de suelos y

plantas en las medias de 1930. Entre 1940 y 1950 con los avances en los análisis hidroquímicos y

en la espectrografía en los Estados Unidos y en Canadá se desarrollaron métodos más

económicos y más efectivos de prospección geoquímica. A partir de 1950 los métodos

geoquímicos fueron aplicados en otros países del mundo.

Los estudios geoquímicos de los suelos (hoy día el método más avanzado) y de la vegetación

iniciaron en la década de 1930 a 1940, en las medias de 1950 se podían emplear los estudios

geoquímicos de drenaje en una forma rutinaria. Además entre 1950 y 1960 se realizaron

muestreos sistemáticos de rocas alteradas y frescas y a partir de 1960 se introdujeron varios

métodos de prospección geoquímica para rocas, especialmente en la Unión Soviética antigua. Las

mediciones de gases de suelos y atmosféricos todavía están en desarrollo.

10.3. Reconocimiento general. Por medio de una cantidad pequeña de muestras o es decir

mediante un muestreo lo menos costoso como posible se quiere localizar sectores favorables en

un área extendida y reconocida en grandes rasgos. Las áreas de 10 a 1000 km2 se evalúan a


202

menudo con una muestra por 1km2 a una muestra por 100km2. Un método geoquímico apto para

el reconocimiento general es la localización de provincias geoquímicas y su delineación. Si existe

una correlación entre la probabilidad de la presencia de las menas y la abundancia media de un

elemento en una roca representativa para una región o la abundancia media de un elemento en

distintos tipos de rocas se puede establecer una red de muestreo con un espaciamiento amplio y

analizar las muestras para ubicar las áreas con valores elevados en comparación con la

abundancia media del elemento en interés.

10.4. Estudios geoquímicos detallados. El objetivo de un reconocimiento detallado es la

delineación y la caracterización geoquímica del cuerpo mineralizado en la manera más precisa

como posible. Para localizar el cuerpo mineralizado se requiere un espaciamiento relativamente

estrecho, usualmente entre 1 y 100m. Debido a los altos costos relacionados con un

espaciamiento estrecho se emplea los estudios geoquímicos detallados áreas limitadas de interés

particular seleccionadas en base de los antecedentes geoquímicos, geológicos y geofísicos

disponibles.

Los métodos comúnmente empleados en estudios detallados son los siguientes:

o El muestreo sistemático de suelos residuales se utiliza para buscar anomalías situadas

directamente encima del cuerpo mineralizado debido a su sencillez y a la ventaja, que la

composición del suelo residual depende altamente del cuerpo mineralizado subyacente.

o El muestreo de suelos se emplea para localizar anomalías desarrolladas en material

transportado, que se ubica encima de un cuerpo mineralizado. El grado, en que la anomalía

depende del cuerpo mineralizado subyacente, es mucho menor en comparación con el

método anterior. Por medio de un muestreo profundo se puede comprobar, si existe una

relación geoquímica entre el suelo y el cuerpo mineralizado subyacente o no.

o El muestreo de plantas puede ser recomendable bajo circunstancias, que impiden la

aplicación del muestreo de suelos como por ejemplo en áreas cubiertas con nieve o en

áreas, donde las raíces de las plantas penetran profundamente una capa de material

transportado. Aún este método es complejo y costoso. La complejidad se debe entre otros

factores al reconocimiento y al muestreo de una sola especie de planta en el área de

interés, a la variabilidad del contenido metal, que depende de la edad de la planta y de la

estación del año y al procedimiento analítico de las plantas.


203

o El muestreo de rocas está enfocado en la detección de anomalías de corrosión o difusión.

Las anomalías de corrosión se pueden encontrar en las rocas de caja y en el suelo

residual, que cubren el cuerpo mineralizado. Las rocas de cajas caracterizadas por una

anomalía de difusión se obtienen por ejemplo a través de una perforación.

o Un método en desarrollo es el muestreo de gases de suelos y de constituyentes

atmosféricos. Se lo aplica para detectar cuerpos mineralizados cubiertos con una capa

ancha de suelo.

10.5. Tipos de muestras y su aplicación. Las muestras de sedimentos de ríos y lagos, de

aguas de ríos, de lagos y de fuentes y de sondeos son los tipos de muestras más eficientes y los

más empleados. Especialmente esto vale para los sedimentos de ríos, que se puede aplicar para

la búsqueda de la mayoría de los metales.

La exploración geoquímica basándose en muestras de aguas está más limitada a los

elementos solubles. Las muestras de sedimentos de ríos se utilizan con alta frecuencia en la

exploración por su manejo sencillo. por sus costos bajos por unidad de área y por su alto grado de

confidencia. En áreas glaciares la dispersión de clastos visibles o de trazas mensurables de

metales en acarreos glaciáricos se utilizan exitosamente para la detección de depósitos minerales.

Los análisis de suelos son de costos altos por unidad de área, además las anomalías de suelos

residuales por ejemplo, que son relacionadas con depósitos minerales en el subsuelo normalmente

son de extensión local. Pero como generalmente la composición de un suelo autóctono depende

estrechamente de su substrato o es decir de las rocas, que las cubre, se emplean este método con

alta frecuencia en áreas ya identificadas como áreas favorables.

La composición química de plantas y la distribución de especies de plantas, que prefieren

suelos de composición anómala pueden servir igualmente en estudios de reconocimientos. Plantas

o asociaciones de plantas únicamente relacionadas con menas se pueden identificar visualmente

desde el aire, por medio de fotos aéreas o por medio de imágenes de satélite.

10.6. Conceptos básicos. Según la definición original de GOLDSCHMIDT (en ROSE et al.

1979) la geoquímica se ocupa de dos ramos:

1. la determinación de la abundancia relativa y absoluta de los elementos de la tierra y


204

2. el estudio de la distribución y de la migración de elementos individuales en varias partes de

la tierra con el objetivo de descubrir los principios, que controlan la distribución y la

migración de los elementos.

Los pasos de una exploración geoquímica

1. Selección de los métodos, de los elementos de interés, de la sensibilidad y la precisión

necesarias y de la red de muestreo. Las selecciones se toma con base en los costos, los

conocimientos geológicos, la capacidad del laboratorio disponible y una investigación

preliminar o las experiencias con áreas parecidas.

2. Programa de muestreo preliminar, que incluye análisis inmediato de algunas muestras

tomadas en la superficie y en varias profundidades en el subsuelo para establecer los

márgenes de confianza y para evaluar los factores, que contribuyen al ruido del fondo.

3. Análisis de las muestras en el terreno y en el laboratorio, incluido análisis por medio de

varios métodos.

4. Estadísticas de los resultados y evaluación geológica de los datos tomando en cuenta los

datos geológicos y geofísicos.

5. Confirmación de anomalías aparentes, muestreo encauzado en áreas más pequeñas (red

de muestreo con espaciamiento corto), análisis de las muestras y evaluación de los

resultados.

6. Investigación encauzada con muestreo y análisis adicionales de muestras tomadas en un

paso anterior.

10.7. Elemento indicador, elemento explorador. Elemento indicador, indicador directo o

elemento blanco (‘target element’) se refiere a uno de los elementos principales del depósito

mineral, que se espera encontrar.

Elemento explorador o elemento pionero (‘pathfinder element’) se refiere a un elemento

asociado con el depósito mineral, pero que puede ser detectado más fácilmente en comparación al

elemento blanco, que puede ser dispersado en un área más extendida y que no está acompañado

por tanto ruido de fondo en comparación al elemento blanco. La selección de un elemento

explorador requiere un modelo del depósito mineral, que se espera descubrir. Arsénico (As) por

ejemplo puede presentar un elemento explorador para la búsqueda de cobre (Cu) en un depósito

macizo de sulfuros, pero no es un elemento explorador para cada tipo de depósito de cobre.


205

Tabla: 20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos

minerales

Asociación de menas Elemento indicador Elemento explorador Pórfido cuprífero Cu, Mo Zn, Au, Re, Ag, As, F

Depósitos complejos de sulfuros Zn, Cu, Ag, Au Hg, As, S (en forma de SO4), Sb, Se, Cd, Ba, F, Bi

Vetas de metales preciosos Au, Ag As, Sb, Te, Mn, Hg, I, F, Bi, Co, Se, Tl

Depósitos del tipo ‘Skarn’ Mo, Zn, Cu B, Au, Ag, Fe, Be

Uranio en areniscas U Se, Mo, V, Rn, He, Cu, Pb

Uranio en vetas U Cu, Bi, As, Co, Mo, Ni, Pb, F

Cuerpos ultramáficos de oro Pt, Cr, Ni Cu, Co, Pd

Vetas de fluorita F Y, Zn, Rb, Hg, Ba

Proporciones de isótopos estables también pueden servir para indicar un depósito mineral, por

ejemplo Pb, S y Sr están distribuidos en zonas alrededor de algunos depósitos minerales y las

variaciones en la composición de carbón y oxígeno pueden indicar la proximidad de un depósito

mineral del tipo Mississippi Valley.

10.8. Anomalía geoquímica. Una anomalía es una desviación con respecto a la norma. Una

anomalía geoquímica es una variación de la distribución geoquímica normal correspondiente a un

área o a un ambiente geoquímico. Una anomalía se expresa por medio de números, que se puede

separar de un grupo más amplio de números constituyendo el fondo geoquímico. Para ser

detectada una anomalía tiene que desviar claramente de este fondo.

En sentido estricto un depósito mineral como un fenómeno escaso y anómalo por su mismo es

una anomalía geoquímica. La distribución geoquímica relacionada con la génesis o la erosión del

depósito mineral también es una anomalía.

Las anomalías relacionadas con un depósito mineral, que se puede usar como guías para el

depósito mineral se denominan anomalías significantes. Generalmente las anomalías tienen

valores que exceden los valores del fondo. Anomalías negativas, cuyos valores son menores que

aquellos del fondo, apenas sirven para la búsqueda de depósitos minerales. Desdichadamente las

concentraciones altas de elementos indicadores pueden ser causadas por una mineralización no

económica o por procesos geológicos o geoquímicos no relacionados con una mineralización. El

término 'anomalía no significante' se refiere a estas anomalías no relacionadas con un depósito

mineral.

Otros factores de una anomalía geoquímica de importancia son el marco topográfico y la

asociación geológica.


206

En el caso de anomalías detectadas en suelos hay que tomar en cuenta, que estos podrían

ser desplazados de su substrato mineralizado por deslizamiento del suelo (creeping en inglés).

Solamente una anomalía detectada en un suelo residual en terreno plano o sobre un cuerpo

verticalmente inclinado puede ubicarse directamente encima de un depósito mineral.

Anomalías hidromórficas se producen por la precipitación de material en lugares, donde el

agua subterránea alcanza la superficie, por ejemplo en un pantano (en un orificio de desagüe =

seep o shallow hole en inglés).

Tipos de anomalías geoquímicas.

10.8.1. Anomalías epigenéticas en las rocas de caja. Las anomalías epigenéticas se

describe como aureolas químicas, mineralógicas e isotópicas generadas por los procesos de

mineralización, de escape y de lixiviación de los elementos a través de los fluidos, que causan la

mineralización y que pasan por canales desde el cuerpo mineralizado hacia las rocas de caja.

Estas anomalías están súper impuestas a las rocas preexistentes y se ubican en las rocas de caja

de un cuerpo mineralizado. El desarrollo más extensivo de anomalías epigenéticas se observa

cerca de depósitos hidrotermales y canales de transporte de fluidos. La viscosidad baja de los

fluidos favorece su penetración a lo largo de fracturas y por intersticios de la roca hacia la roca de

caja. Las anomalías epigenéticas están caracterizadas por cantidades anómalas de elementos

distribuidas cerca de canales hidrotermales, por la alteración hidrotermal de minerales de las rocas

de caja y la lixiviación de elementos en sectores del corrido de los fluidos formadores de la

mineralización. Factores, que controlan la formación de las auroleas son entre otros los gradientes

de temperatura, el estado de oxidación de los iones involucrados, la movilidad de los elementos

participantes, los sistemas de fracturas, la permeabilidad y la reactividad de las rocas.

10.8.2. Anomalía causada por difusión de elementos. Una aureola de difusión se genera

por la difusión de metales disueltos por fluidos intersticiales estacionares hacia la roca de caja de

un cuerpo mineralizado como una veta o un dique por ejemplo. Los metales disueltos

subsecuentemente son precipitados en o absorbidos por la roca de caja.

Los constituyentes disueltos en un fluido realizan movimientos atómicos al azar y tienden a

difundir hacia las regiones de concentración más baja. Debido a la velocidad extremadamente

pequeña de la difusión el efecto de difusión normalmente es mucho menor en comparación con

aquel de la infiltración. En comparación con el efecto de un fluido moviéndose con una velocidad

de 0,001mm/s (= 32m/año) por ejemplo el efecto de difusión es despreciable (ROSE et al. 1979).


207

En ausencia de un gradiente alto de presión o de una salida hacia una zona permeable el fluido

solo podrá pasar lentamente por los poros finos y fracturas de la roca y el efecto de la difusión

podría ser significante.

La naturaleza de una aureola formada por difusión y por absorción y precipitación depende de

los factores siguientes:

Concentración del elemento difundiéndose desde su fuente: una concentración inicial alta

resulta en valores altos a lo largo de un perfil de concentración trazado a partir de la fuente

del elemento o es decir a partir del cuerpo mineralizado hacia la roca de caja; una variación

de la concentración del elemento en la fuente también influye la difusión.

Intervalo de tiempo, en que puede actuar la difusión: tanto más tiempo disponible, tanto

más extendida será la aureola de difusión.

Naturaleza de reacciones con la roca de caja: en una roca de caja reactiva se desarrollará

una aureola pequeña, caracterizada por altas concentraciones de elementos; en una roca

de caja menos reactivo se desarrollará una aureola de difusión más extendida con

concentraciones de elementos más bajas.

Porosidad y permeabilidad de la roca de caja: una roca de caja con alta porosidad y con

poros conectados entre sí tiende a hospedar aureolas más extendidas en comparación con

una roca menos porosa.

Valor de la constante de difusión característica para la especie química (elemento,

molécula) y para las condiciones químicas respectivas: generalmente iones pequeños y

temperaturas altas tienden a favorecer aureolas grandes.

10.8.3. Anomalía de corrosión o de lixiviación. Un halo de corrosión (leakage en

inglés) se causa por fluidos, que pasan por vetas, fracturas y intersticios de la roca y cuyos

metales disueltos subsecuentemente son precipitados o absorbidos. Este tipo de transporte se

denomina infiltración, las anomalías resultantes se llama anomalías de corrosión o de lixiviación.

La ubicación, las dimensiones y la intensidad de una anomalía de corrosión dependen de los

factores siguientes:

Corrido del fluido mineralizado: Zonas de fracturas o de alta porosidad en la roca figuran

zonas permeables, que favorecen un recorrido rápido en comparación al corrido a lo largo

de bordes de granos o en poros de rocas macizas. Normalmente el corrido de los fluidos

hidrotermales está dirigido hacia arriba debido a las presiones elevadas presentes en altas

profundidades, sin embargo no se excluye corridos horizontales o dirigidos hacia abajo.


208

Concentración de los elementos indicadores en el fluido mineralizado: BARNES &

CZAMANSKE (1967, en ROSE et al., 1979) estiman, que los fluidos formadores de los

depósitos de los metales básicos comunes, contienen metales en rangos entre 1ppm y

1000ppm. En comparación las aguas superficiales y subterráneas normalmente están

caracterizadas por concentraciones en Cu, Pb y Zn de aproximadamente 0,01ppm.

Influencia de precipitación, absorción, intercambio iónico y de otros procesos al transferir

los elementos indicadores de su forma disuelta en el fluido hidrotermal hacia una fase

sólida en la roca.

Prácticamente los dos efectos anteriormente descritos, la difusión y la infiltración pueden

contribuir a la formación de una anomalía.

Distribución de los elementos por zonas en depósitos minerales epigenéticos y en sus aureolas.

Los depósitos minerales epigenéticos y sus aureolas pueden ser caracterizados por una

distribución de elementos por zonas. Las proporciones de pares de elementos varían gradual- y

progresivamente en función con la distancia o de la posición respecto al depósito mineral debido a

variaciones en las condiciones de deposición y en el fluido, que genera la mineralización. Las

proporciones de metales pueden proveer un medio indicador para la dirección, en que la

mineralización se ubica o se vuelve más rica, y un medio para distinguir las raíces de la

mineralización de anomalías, que superponen la mineralización.

10.8.4. Anomalías en suelos residuales. El objetivo del estudio geoquímico de suelos

consiste en el reconocimiento de la distribución primaria de elementos seleccionados en las rocas

subyacentes. En los suelos residuales generalmente la distribución primaria se expresa todavía en

forma relativamente clara, aún estará modificada por los efectos de varios procesos superficiales.

Algunos de estos procesos tienden a homogeneizar el suelo y por consiguiente borrar la

distribución primaria como entre otros la helada, la actividad de plantas, la gravedad, la disolución

local y la redeposición. Otros procesos contribuyen a la formación de horizontes verticalmente

diferenciados o es decir favorecen la formación de un suelo. Otros procesos, que tienden a borrar

la distribución primaria, son la remoción de elementos mediante la meteorización y la formación del

suelo (corrosión por agua meteórica, ascenso por plantas) y la adición de elementos (por

deposición del agua subterránea, adición de elementos provenientes de la desintegración de

vegetación, por polvos, elementos disueltos en agua meteórica).


209

10.8.5. Anomalías en 'gossan' y cubiertas afectadas por corrosión y lixiviación.

'Gossan' se refiere a un producto de meteorización, que contiene Fe y que se sitúa encima de un

depósito de sulfuros. Se forma por oxidación de los sulfuros y por la lixiviación del azufre y la

mayoría de los metales dejando como únicos remanentes hidróxidos de Fe (limonita por ejemplo) y

raramente algunos sulfatos (definición según BATES & JACKSON, 1984).

Capas de limonita residual y otros productos de meteorización de sulfuros de Fe usualmente

pueden figurar guías valiosas hacia menas en áreas caracterizadas por meteorización profunda y

cubiertas residuales. Desdichadamente se puede confundir fácilmente los productos de

meteorización de menas con aquellos de rocas comunes. Los estudios de elementos trazas son

útiles para distinguir entre menas meteorizadas y los productos de meteorización de otras

formaciones geológicas como por ejemplo de pirita de formación hidrotermal o singenética o de

carbonatos de Fe.

Las cubiertas alóctonas se constituyen de depósitos glaciares, de depósitos aluviales y

coluviales, de turba, de sedimentos eólicos y material piroclástico. Una cubierta alóctona impide la

observación directa de un depósito mineral subyacente. Los estudios de trazas de metales en la

cubierta transportada pueden contribuir al descubrimiento de un depósito mineral escondido.

En cubiertas alóctonas se distingue anomalías geoquímicas singenéticas y epigenéticas. La

anomalía singenética se forma simultáneamente con el depósito de material transportado. La

anomalía epigenética se refiere a una distribución de uno o varios elementos introducida en el

depósito de material transportado subsecuentemente a su formación. Ambos tipos de anomalías

pueden ocurrir juntos en una cubierta alóctona y pueden superponerse mutuamente.

10.8.6. Anomalías en agua. Una distribución anómala de elementos en aguas

subterráneas y meteóricas se denomina anomalía hidrogeoquímica. Como generalmente los

elementos son transportados en forma disuelta en las aguas naturales, los elementos más aptos

para la exploración geoquímica de aguas son los elementos relativamente móviles.

Una aplicación muy existosa de la exploración geoquímica de aguas consiste en la

determinación de U en aguas subterráneas y meteóricas.

10.8.7. Anomalías en sedimentos de drenaje. A los sedimentos de drenaje

pertenecen los sedimentos de manantiales, de lagos, de llanuras de inundación, los sedimentos


210

activos de corrientes de agua y los sedimentos, que funcionan como filtros para el agua (seepage

sediments en inglés).

Los sistemas de drenaje a menudo parten de manantiales. Los sedimentos situados en la

cercanía de los manantiales y los sedimentos de filtración tienden a exhibir anomalías apreciables

y por consiguiente estos sedimentos son útiles para una exploración geoquímica. Los sedimentos

activos de corrientes de agua incluyen material clástico y hidromórfico de los sectores de filtración,

el material clástico erosionado de los bancos de material detrítico situados en los lechos de los ríos

y de material hidromórfico absorbido o precipitado por el agua de la corriente. Las anomalías

desarrolladas en estos sedimentos activos pueden extenderse varios diez de kilómetros con

respecto a su fuente. Los estudios de estas anomalías se utilizan frecuente- y preferentemente

para lograr un reconocimiento general.

En el caso de los lagos se estudia los componentes clásticos y el material absorbido o

precipitado de los sedimentos. En áreas con una alta cantidad de lagos como en el área del

escudo precámbrico de Canadá modelado por glaciares el estudio geoquímico de los sedimentos

de lagos puede ser el método más económico y efectivo para un reconocimiento general.

10.9. Mineralización primaria y halo geoquímico secundario. Las prospecciones

geoquímica y geobotánica se basan en el conocimiento, que generalmente una mineralización

primaria envuelve un depósito mineral y una asociación secundaria de elementos químicos se

forma durante la meteorización y erosión del depósito mineral. El envuelto de la mineralización

primaria y la asociación secundaria de los elementos químicos pueden formar anomalías

geoquímicas.

El envuelto de la mineralización primaria, el halo geoquímico (aureola geoquímica) o

litogeoquímico primario puede corresponder a una alteración o a una distribución por zonas. Las

dimensiones de los halos varían de centímetros a kilómetros en depósitos minerales grandes a

varios cientos de metros y kilómetros en distritos mineros. Por ejemplo a Tynagh y Navan en

Irlandia las zonas de contenidos anómalamente altos de zinc (Zn) se extienden 1 km con respecto

al depósito mineral y los halos de manganeso (Mn) se extienden más de 10 km debajo y 300 m

arriba del depósito mineral.

El halo geoquímico secundario contiene residuos de la mineralización por menas y puede ser

detectado en muestras de rocas, suelo, sedimentos, y agua, que se toman en distancias de metros

a varias diez de kilómetros con respecto al depósito mineral. En algunos casos elementos


211

dispersados del depósito mineral fueron reconcentrados formando un depósito mineral supergéneo

o formando anomalías de elementos trazas, que interfieren con el esquema general de distribución

de los elementos más estrechamente relacionados con el depósito mineral.

10.10. Fondo, valores normales del fondo, valor umbral. El término 'fondo' se refiere a la

abundancia normal de un elemento en los materiales terrestres no mineralizados. Considerando

dos diferentes tipos de materiales terrestres la abundancia normal de un distinto elemento en un

tipo de material terrestre muy probablemente difiere de su abundancia en otro tipo de material

terrestre. Por ejemplo el contenido medio en K2O de granitos es 5,46 % en peso, de basaltos es

0,82% en peso (según NOCKOLDS, 1954). La distribución de un distinto elemento en un material

terrestre apenas es uniforme. Por esto se recomienda considerar el fondo como un intervalo de

valores en vez de tratarlo como un valor absoluto, incluso cuando se observa un ambiente

relativamente uniforme. La naturaleza del ambiente por su mismo puede influir la distribución,

puesto que bajo distintas condiciones unos elementos pueden ser enriquecidos y otros pueden ser

empobrecidos. Por consiguiente en el estudio de muestras de un área no conocida se debería

determinar o por lo menos tener en cuenta el rango de los valores del fondo.

En el laboratorio las variaciones en la preparación de las muestras, en los análisis del

laboratorio y en los reactivos contribuyen al fondo o al ruido del fondo respectivamente. Respecto

al depósito mineral procesos, que modifican el depósito mineral como la migración irregular de

fluidos, la meteorización y la erosión influyen el ruido de fondo. En el terreno efectos

antropogénicos, como la contaminación del ambiente forman parte del ruido de fondo. Además la

influencia de la morfología y la estructura geológica del terreno pueden contribuir al ruido de fondo.

La tabla siguiente presenta la composición media de las rocas ígneas. La figura ilustra el rango

de algunos elementos de los subgrupos del sistema periódico con base en la composición media

de seis tipos de rocas principales como las rocas ígneas ultramáfica, máfica y granítica, la

arenisca, la caliza y la pelita.


212

Tabla.21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza

terrestre (de ROSE et al., 1979)

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Elemento Símbolo Abundancia en ppm

Bromo Br 1,8 Mercurio Hg 0,02

Cadmio Cd 0,1 Molibdeno Mo 1,5

Calcio Ca 33000 Niobio Nb 20

Carbono C 230 Níquel Ni 75

Cerio Ce 81 Oro Au 0,003

Cesio Cs 3 Oxígeno O 473000

Cinc Zn 2 Paladio Pd 0,01

Circonio Zr 150 Plata Ag 0,05

Cloro Cl 130 Platino Pt 0,0005

Cobalto Co 25 Plomo Pb 10

Cobre Cu 50 Potasio K 25000

Cromo Cr 100 Renio Re 0,0006

Escandio Sc 13 Rubidio Rb 150

Estaño Sn 80 Selenio Se 0,1

Estroncio Sr 300 Silicio Si 291000

Flúor F 600 Sodio Na 25000

Fósforo P 900 Talio Tl 0,45

Galio Ga 26 Tantalio Ta 2

Germanio Ge 2 Telurio Te 0,002

Hafnio Hf 3 Titanio Ti 4400

Hierro Fe 46500 Torio Th 10

Indio In 0,1 Uranio U 2,5

Lantano La 25 Vanadio V 150

Litio Li 30 Volframio W 1

Magnesio Mg 17000 Yodo I 0,15

Manganeso Mn 1000

En base de la abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre se puede calcular el

factor de enriquecimiento o es decir el factor, con que se debe multiplicar la abundancia normal de

un elemento en la corteza terrestre para obtener una concentración económicamente explotable.


213

El cuttoff grado para un elemento designa la concentración mínima de la mineralización,

que todavía se puede explotar económicamente.

Con el cuttoff grade variándose por la situación económica mundial o por otros factores variaría

el factor de enriquecimiento asimismo. En la tabla siguiente se da a conocer la abundancia normal

en la corteza terrestre, los cutoff grades y factores de enriquecimiento para algunos elementos (de

PETERS, 1980). La abundancia normal de algunos elementos difiere ligeramente de los valores

dados en la tabla anterior por el uso de otra base de datos y por su carácter variable (intervalos,

rangos).

Tabla. 22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980)

Metal Abundancia en la corteza

terrestre en %

Cutoff grade en

%

Factor de enriquecimiento

Hg 0,0000089 0,2 22500

Pb 0,0013 4 3100

Sn 0,00017 0,5 2900

W 0,00011 0,2 1800

Au 0,00000035 0,0003 900

Mo 0,00013 0,1 800

U 0,00017 0,1 600

Zn 0,0094 3 300

Cu 0,0063 0,3 50

Ni 0,0089 0,3 35

Fe 5,8 30 5

Al 8,3 30 4

Aún el oro es el elemento más escaso, no lleva el factor de enriquecimiento más alto. Al

mercurio pertenece el factor de enriquecimiento máximo. El hierro y el aluminio están

caracterizados por los factores de enriquecimiento menores.

El valor umbral designa la concentración de un elemento indicador sobre que una muestra se

puede considerar anómala. En el caso más sencillo el valor umbral coincide con el límite superior

de los valores del fondo, los valores mayores son anomalías, los valores menores pertenecen al

fondo.


214

En casos más complejos se puede definir dos o tres valores umbrales. A veces las

anomalías relacionadas con un depósito mineral superponen un fondo caracterizado por un valor

umbral elevado (en comparación a los valores umbrales comunes). Este fondo forma un relieve

geoquímico definido por un valor inferior correspondiente al fondo regional y por un valor umbral

regional, que lo separa de un nivel superior de valores elevados generado por una mineralización o

dispersión extendida. De este nivel superior parten las anomalías más estrechamente relacionadas

con el depósito mineral, las cuales están definidas por un valor umbral local. El reconocimiento de

los valores umbrales regional y local puede ser de importancia extremadamente grande en la

prospección geoquímica. A partir de este reconocimiento se puede dirigir la búsqueda detallada de

los altos de la anomalía local al nivel determinado por el valor umbral superior, que fue delineado

por medio de una red de muestreo de espaciamiento grande (con fig.). Por el relieve geoquímico

se puede expresar la intensidad de la anomalía geoquímica con respecto al fondo geoquímico

local proporcionando las intensidades de la anomalía y del fondo geoquímica local.

En la figura 44. 1. Se observan valores umbrales regional y local. El fondo regional está

limitado por un valor umbral de 5 ppm molibdeno (Mo), el valor umbral del fondo local es 10 ppm Mo. La anomalía local alcanza un tope de 22 ppm Mo.

La intensidad de la anomalía se puede expresar como cociente entre el alto de la anomalía y el

valor medio del fondo o el valor umbral del fondo.

Por el relieve geoquímico se expresa la intensidad de la anomalía geoquímica con respecto al

fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la anomalía y del fondo geoquímico

local.


215

Método geoquímico de exploración

10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones. El método más común para realizar un estudio

de reconocimiento es el análisis de sedimentos de ríos, los métodos comunes para una

investigación detallada son el análisis de suelos y el análisis de rocas. En casos especiales se

analizan vapor, vegetación y agua.

La tabla 23. Siguiente compila los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas) de

la prospección geoquímica y sus aplicaciones.

Método Elementos Aplicación y otros

Espectrometría de absorción atómica

Au, Ag, Hg, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn y otros

Método muy común, sobre todo adecuado para el análisis de soluciones acuosas

Colorimetría As, W, Mo, Ti

Fluorometría U

Espectrometría de emisión 70 elementos

ICP = Inductively coupled plasma

50 elementos, por ej. Ba, Mn, B

RFX = Análisis de fluorescencia de rayos x

Elementos subordinarios menores, óxidos

Adecuado para análisis completos de rocas

Análisis por activación mediante bombardeo neutrónico (NAA)

Au No destructivo

Microsonda Varios elementos Útil para detectar cantidades pequeñas, para determinar la composición de minerales

Espectrómetro de masa U, Th y otros elementos

Fire assaying Au, Ag, Pt Prueba del fuego

Algunos de los métodos analíticos se basan en la emisión atómica (fotometría de llama,

ICP) o en la absorción atómica (espectrometría de absorción atómica). En ambos fenómenos se

introducirá brevemente en lo siguiente.

Espectro de emisión: se produce cuando un electrón de un átomo un elemento pasa de un

nivel energético alto (capa lejana con respecto al núcleo del átomo) a un estado energético menor

(capa cerca del núcleo atómico). Durante este proceso una cierta cantidad de energía es liberada


216

o emitida en forma de una radiación, que se calcula de la manera siguiente: E = (h ´ c)/l à l = (h ´

c)/E, donde h = 6,6 ´ 10-34 Watt ´ s2 = constante de Planck (Plancksches Wirkungsquantum), c =

velocidad de la luz en el vacío, l = longitud de onda. Cada línea espectral caracteriza el salto de un

electrón de una capa exterior definida hacia una capa interior definida en el átomo de un elemento

definido. Por ejemplo el espectro de emisión de gases incandescentes da a conocer su

composición cualitativa.

Espectro de absorción: se produce cuando un electrón de un átomo de un elemento pasa de

un estado energético bajo a un estado energético alto consumiendo es decir absorbiendo energía

y generando una línea de absorción típica para el cambio del nivel energético y para el elemento,

en que lo ocurre.

10.11.1. Espectrometría de absorción atómica. Aparte de la determinación de los

componentes principales de una muestra, el método por absorción atómica es especialmente apto

para el análisis cuantitativo de trazas de más de 40 elementos metálicos con una precisión de por

lo menos 2%. El límite de detección varía entre 0,1 y 1ppm.

Se basa en la producción de un estado excitado de un átomo causada por la absorción de un

fotón por el átomo. Cuando luz, que contiene el espectro del elemento específico pasa por una

mezcla de gas de átomos no excitados de este elemento específico, las longitudes de ondas

características para este elemento son absorbidas parcialmente produciendo de tal modo el

espectro de líneas característico para este elemento. Para la mayoría de los elementos el espectro

de líneas se ubica en la región ultravioleta y de la luz visible del espectro electromagnético. Como

la intensidad de la absorción depende directamente de la cantidad de átomos presentes y capaces

de absorber, la extinción de la muestra y la concentración del elemento específico están

relacionadas linealmente. A través de calibración se obtiene la concentración del elemento en la

muestra.

Las partes más importantes de un espectrómetro de absorción atómica son una fuente

luminosa, la unidad de absorción como la llama de acetylen, en que la muestra es atomizada o

ionizada, un monocromador normalmente una rejilla, un detector (usualmente un photomultiplier),

un amplificador y una unidad para grabar los resultados. La atomización de la muestra también se

puede llevar a cabo en un tubo de grafito calentado, lo que para varios elementos mejora el limite

de detección.


217

10.11.2. Espectrometría de emisión. Se basa en la emisión de fotones, que ocurre

cuando un electrón en un estado excitado de alta energía regresa a su estado fundamental menos

energético. Durante este proceso cada elemento emite un espectro de líneas con longitudes de

onda características siendo en la mayoría de los elementos en el rango de la luz visible. La

intensidad de la radiación resultante es proporcional a la concentración del elemento.

Un método de emisión es la fotometría de llama. La transmisión de los electrones de un

estado excitado a su estado fundamental se logra calentando la muestra a temperaturas

suficientemente altas. La mayoría de los elementos está caracterizada por una temperatura de

excitación muy alta, la cual se establece por medio de una llama de gas y oxígeno. Una excepción

son los metales alcalinos, cuya temperatura de excitación relativamente baja se produce por una

llama de gas y aire. Aplicando la fotometría de llama se puede determinar exactamente las

concentraciones de elementos mayores o iguales a 0,02% y alrededor de 40 elementos,

principalmente metálicos con concentraciones variándose entre 100ppm y 10%.

ICP = = Inductively Coupled Plasma Analysis

El análisis por plasma generado por inducción de energía de frecuencia del radio es una forma

especial de la espectrometría por emisión. La atomización e ionización de la muestra se realiza por

la transformación del aerosol de muestra hacia un plasma. El plasma se genera por calentamiento

inductivo de un gas (usualmente argón, de vez en cuando nitrógeno) en la bobina de un generador

de alta frecuencia. La temperatura de ionización es alrededor de 8000K.

La ventaja del análisis ICP es su límite muy bajo de detección. El método ICP es

especialmente apropiado para la determinación de concentraciones pequeñas de elementos

difíciles a atomizar como los elementos de las tierras raras (REE), los elementos alcalinotérreos, B,

Si, U y Ta. Estos elementos, caracterizados por una afinidad alta respecto a oxígeno, introducidos

en una llama de absorción atómica tienden a formar radicales de óxido o de hidróxido, que no se

disocian más. A las altas temperaturas de ionización establecidas en el plasma no ocurre esto y se

logra la atomización o la ionización de los elementos. Otras ventajas del método ICP son la

determinación simultánea de varios elementos y su susceptibilidad baja con respecto a

interferencias químicas. Una desventaja es su menor reproducibilidad en comparación con la

espectrometría por absorción.

10.11.3. Colorimetría. La colorimetría se basa en la formación de compuestos

coloridos en solución debido a la reacción química de un elemento con un reactivo químico

específico. Si la intensidad del color es proporcional a la concentración del compuesto, se obtiene


218

una estimación cuantitativa del elemento. La intensidad del color se mide a través de la absorción

de luz de un intervalo estrecho de longitudes de onda. Como la mayoría de los reactivos caloríficos

reaccionan con varios elementos se debe excluir la interferencia de otros elementos por ejemplo

por separación. Comúnmente el complejo colorido es extraído de la solución acuosa y transferido

hacia un solvente orgánico de tal manera concentrándolo y separándolo de numerosas

interferencias.

Las ventajas de la colorimetría son su sencillez, sus bajos costos y el equipamiento portatil.

Además la realización de la colorimetría no exige profesionales de alta experiencia. Las

desventajas son la sensibilidad de muchos reactivos respecto a interferencias y respecto a

condiciones químicas aberrantes y el hecho, que con un análisis solamente se puede determinar

un elemento.

Método geoquímico de exploración

10.11.4. Método geobotánico. Hace mucho tiempo se utilizan las asociaciones

geobotánicas (y las plantas de color pálido de Agricola) en la prospección geobotánica). Con el

desarrollo de normas cuantitativas en la geobotánica se empezaron estudiar las relaciones

geoquímicas entre roca, suelo, agua y plantas en detalle. Con este conocimiento la exploración

geobotánica formó una parte de ‘remote sensing’ (fotos infrarrojas, imágenes multiespectrales) Se

podría considerar la geobotánica como un aspecto visible de la geoquímica, en que se toman los

esquemas especiales del crecimiento de las plantas, la presencia de plantas indicadores y

cambios de la morfología o mutaciones de la vegetación como evidencia para anomalías

geoquímicas.

La prospección geoquímica utiliza especies de plantas (por ej. un miembro de la familia de las

mentas puede indicar la presencia de cobre = Cu), líquenes indicadores y especies de musgos

(que indican la presencia de Cu). Además la prospección geoquímica toma en cuenta el aspecto

microbiológico, por ejemplo identificando una especies de bacterias, que es frecuente en suelos

encima de depósitos minerales metalíferos.

Algunos distritos mineros de Zambia fueron explorados con base en un miembro de la familia

de las mentas, que puede indicar la presencia de Cu.

10.11.5. Método geozoológico. La geozoología puede contribuir al reconocimiento de

áreas mineralizadas por la observación y el muestreo de mamíferos, aves, peces e insectos. El

examen de los granos minerales llevados a la superficie en las bocas de las termitas fue usado en


219

áreas tropicales: el muestreo de termiteros resultó en la detección de concentraciones de metales

anómalas y el descubrimiento de por lo menos un depósito de oro en Zimbabwe, la Mina Termita.

Otros métodos más experimentales incluyen el muestreo de miel para análisis de elementos trazas

(con el conocimiento de que abejas raramente se alejan de su colmena más de un a dos

kilómetros), el muestreo de distintas especies de peces. Un ave de América del Sur prefiere vetas

de cuarzo como hábito, por esto se lo llama “el minero”.

Ejemplos para la aplicación de la geoquímica a la prospección/exploración

1. Distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra, distrito de Sn.

Fig. 45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos

El distrito minero Cornwall pertenece a los depósitos minerales epigenéticos hidrotermales

vetiformes. La mineralización está relacionada con diques, que se ubican en el contacto granito-

metasedimentos (véase fig.). La mineralización se caracteriza por una distribución de los

elementos por zonas, que se refleja en la distribución de minerales por zonas (Tabla: Distribución

de las zonas de minerales en el distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra). La distribución de

elementos por zonas desarrollada en los diques es desde el interior (en profundidad relativamente

alta) hacia la periferia (cerca de la superficie) la siguiente: zona de Sn (estaño) en el contacto

inmediato entre granito y metasedimento - Cu - Pb-Zn - Fe. Los contornos de las zonas


220

enriquecidas en uno o unos distintos elementos son paralelos al contacto entre granito y

metasedimentos. Los diques mineralizados están orientados paralelamente al eje del lomo de

granito o es decir que el rumbo de los diques es aproximadamente igual al rumbo del eje del lomo

de granito.

Gradientes pequeños de temperatura y presión normalmente establecidos en alta profundidad

favorecen la distribución de los elementos por zonas claramente distinguibles. En profundidades

someras con gradientes altos de temperatura y presión se observa que las zonas mineralizadas se

solapan. A este fenómeno se llama 'telescoping'.

Al principio la minería fue limitada a los niveles de Cu en los diques. En 1839 se descubrieron

la distribución de los elementos por zonas. En consecuencia se ampliaron las minas de Cu hacia la

profundidad, donde se encontraron Sn. Como entre las zonas de Cu y de Sn puede ubicarse una

zona no mineralizada de un espesor hasta 100m no se descubrieron la zona de Sn anteriormente.


221

Tabla: 24. Muestra la distribución última mineralización

Tipo de ganga Zona Tipo de mena Elementos de valor

económico

Profundidad

Ultima mineralización Cerca de la superficie

chalc, cc 7 Pirita, hematita, jamesonita de antimonio

Fe, Sb

flu, chalc 6 Tetraedrita, Pirargirita, siderita, pirita (marcasita)

cz, flu, dol 5b Argentita, galenita, esfalerita Ag, Pb, Zn

cz, cl, hem, flu, bar

5a Pechblenda, niquelina, saflorita, cobaltina (bismutina)

U, Ni, Co, Bi Zonas de diques meso- y epitermales, generalmente perpendiculares a lomos de granitos

cz, cl, hem, flu 4 Calcopirita, esfalerita, wolframita (scheelita), arsenopirita, pirita

Sn, Cu, W, As

cz, fsp, mc, tur, cl

3 Calcopirita (estannita), wolframita (scheelita), arsenopirita, casiterita

Sn, Cu, W, As

cz, fsp, mc, tur 2 Wolframita (scheelita), arsenopirita, molibdenita?, casiterita

Sn, Cu,, W, As

cz, fsp, mc, tur 1 Casiterita, especularita Sn, W, As Zonas de diques hipotermales, a menudo paralelas a lomos y diques de granitos, alta profundidad

cz, fsp, mc, tur ii Arsenopirita, estannita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As Diques frecuentes en el techo de los granitos

cz, tur i Arsenopirita, wolframita, casiterita, molibdenita

Sn, W, As

Primera mineralización

Generalmente en el caso de una distribución de los elementos por zonas se continúa

buscando hacia la periferia y debajo del depósito mineral para definir la desaparición de la última

zona (más exterior).

Este ejemplo demuestra la aplicación de un modelo genético (mineralización por zonas) ala

prospección/exploración


222

I: pegmatitas

(diques rodeados por ‘Greisen’ (= formado por alteración metasomática)

Abreviatura: cz = cuarzo, fsp = feldespato, mc = mica, tur = turmalina, cl = clorita, hem =

hematita, flu = fluorita, chalc = calcedonia, bar = baritina, dol = dolomita, cc = calcita

Composición de las menas: Arsenopirita FeAsS, Wolframita(Fe,Mn)WO4, Scheelita CaWO4,

Casiterita SnO2, Molibdenita MoS2, Estannita Cu2FeSnS4, Especularita Fe3O4, Calcopirita CuFeS2,

Pechblenda UO2, Niquelina NiAs, Saflorita CoAs2, Cobaltina CoAsS, Bismutina, Argentina Ag2S,

Galenita PbS, Tetraedrita Cu12Sb4S13, Pirargirita, Siderita FeCO3, Pirita FeS2 (cúbico), Marcasita

FeS2 (ortorómbico), Hematita Fe2O3, Jamesonita Pb4Fe* Sb6S14 (=4PbSFeS* 3Sb2S3).

Epitermal: Cerca de la superficie hasta 1500m, temperatura entre 50-200°C, en rocas

sedimentarias y rocas magmáticas, diques, stockwork.

Mesotermal: Profundidad entre 1200 - 4500m, temperatura entre 200 - 300°C, adentro o cerca de

intrusiones magmáticas, depósitos formados por substitución o como rellenos de diques,

transiciones de menas macizas a stockwork.

Hipotermal: Profundidad entre 3000 - 15000m, temperatura entre 300 - 600°C, adentro o cerca de

cuerpos plutónicos profundos, rellenos de vetas o substituciones, acompañados por

impregnaciones, por ejemplo Sn en Cornwall.

2. Flat-River, Old Led Belt, SW de Missouri/EEUU. Distribución de los elementos Pb, Zn, Cu, Ag

y Cd por zonas. Adentro de la zona de Pb, que tiene la mayor extensión, se ubica la zona de Zn

con contornos parecidos a los contornos de la zona de Pb. Las zonas de Cu y de Ag y Cd forman

manchas pequeñas en la zona de Pb. Las zonas de Ag y Cd están relacionadas con las fallas, dos

de estas zonas se ubican en la intersección de dos fallas.

Por consiguiente en este caso las intersecciones de fallas son prometedoras para la

búsqueda de las menas.

3. Depósito de Sn de Altenberg, Erzgebirge, en el este de Alemania

“Greisen” son agregados granoblásticos de cuarzo y muscovita (o lepidolita) con

contenidos accesorios de topacio, turmalina y fluorita y con contenidos de Sn y W, que se forman


223

por alteración metasomática. Se ubican a menudo en los contactos superiores de intrusiones de

granitos y a veces son acompañados por mineralizaciones del tipo ‘Stockwork’.

El depósito de Sn de Altenberg es un depósito del tipo Stockwork. Se constituye de venas

(diques) de casiterita, wolframita y molibdenita, que pasan por un cuerpo de ‘Greisen’, formados

por alteración metasomática, que affecta los granitos.

En distancias relativamente altas del depósito (800m) se encontraron concentraciones

anómalas altas de Sn (línea segmentada) y Bi (línea punteada). Contenidos elevados en Mo (línea

segmentada punteada) se ubican en una zona más cerca al depósito (500m). La zona de Ga

(gallium, línea segmentada y punteada) es relativamente profunda y angosta. Concentraciones

elevadas de Li se ubican debajo del depósito en relativamente alta profundidad.

En el depósito de Altenberg los elementos Ga y Li se ubican en el centro y en profundidad

relativamente alta, los elementos Sn-Bi-Mo se ubican en la periferia y en un nivel más somero. De

esto se puede deducir que los elementos Ga y Li fueron enriquecidos en la primera fase de

mineralización y que los demás elementos como Sn-Bi-Mo fueron concentrados en una fase tardía

de mineralización.

La secuencia paragenética para la región del Erzgebirge es F-Ga-Li-Sn-As-Bi-Mo.

Además en la región del Erzgebirge se utilizaron la distribución de los elementos por zonas

en minerales de wolframita para la búsqueda de depósitos de Sn. La proporción de Fe-Mn en

wolframita se aumenta en zonas de W y Sn de los ‘Greisen’ caracterizados por altas temperaturas

de formación. Con base en esta observación se delinearon la proporción huebnerita/ferberita

(MnWO4/FeWO4) a lo largo de un perfil por un dique pequeño de wolframio (W) para encontrar los

valores más altos. En la exploración siguiente se proyectaron este punto hacia la profundidad y

encontraron un depósito de Sn en una profundidad de 300m.

En la prospección/exploración de depósitos parecidos los elementos Sn y Bi podrían indicar

la presencia de un depósito en distancias relativamente grandes (target rings), el elemento Mo

podría indicar la proximidad al depósito, el elemento Ga podría indicar las raíces del depósito.

4. Relación entre la geología de un área y la distribución de Ni en suelos residuales en la

región Nguge, Tansania

Los valores más elevados de Ni (mayor a 500ppm y mayor a 1000ppm) detectados en los

suelos residuales ocurren en los sectores formados por la picrita. En estos sectores en la cercanía


224

e inmediatamente en los ríos los valores de Ni bajan obviamente debido a que los ríos diluyen y

transportan una cierta cantidad de los elementos enriquecidos en los suelos residuales.

Picrita es una roca volcánica ultramáfica, se constituye principalmente de olivino en su

mayoría transformado en serpentina y de augita, el piroxeno de la composición enstatita-bronzita

es más raro, la hornblenda de formación primaria ocurre solo subsidiariamente, la biotita participa

esporádicamente, accesorios son apatita, magnetita y el espinel de cromo. En el olivino una cierta

cantidad de Mg puede ser reemplazado por Ni. A partir del olivino puede formarse por

meteorización una serpentina rica en Ni (garnierita (Ni, Mg)3[(OH)4/Si2O5]. Los valores elevados de

Ni se deben a un olivino rico en Ni, que puede ser transformado a la serpentina rica en Ni. La

norita de olivino es una roca plutónica ultramáfica de piroxeno, plagioclasa y olivino. La anortosita

es una roca plutónica leucocrática de plagioclasa como componente principal, que ocurre

geológicamente junto con gabro o charnosita.

La distribución de Ni en los suelos residuales encima de las rocas refleja la litología del

subsuelo.


225

BIBLIOGRAFÍA

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