Download Descarga

Páginas
HISTORÍA
CAPÍTULO1
YACIMIENTOS MINERALES Y SU FORMACIÓN
1. Materiales de los yacimientos metalíferos
1.1. Menas y minerales .
1.2. Clasificación de la menas
1.3. Minerales de ganga
1.4. Metales asociados a las menas
a) Menas compuestas
b) Contenido de las menas
c) Determinación de los minerales
d) Formación de los minerales
e) Temperatura y presión
f) Cristalización a partir de magmas
g) Sublimación
h) Destilación
i) Evaporación y súper
j) Reacción de gases con otros gases, líquidos, sólidos
k) Reacción de los líquidos con líquidos y sólidos
1.5. Metasomatismo o emplazamiento metasomático
1.5.1. El Reemplazamiento
1.5.2. La Solubilidad relativa
1.5.3. La Oxidación y reducción
a. La acción catalítica
b. La absorción
c. Procesos de meteorización
1. La acción Mecánica
2. La Acción Química
1.6. Yacimientos preexistentes de mineral de importancia
1.7. Masas marginales y submarginales
1.8. Metamorfismo
1.9. Termómetros geológicos
1.10. Mediciones directas
1.11. Punto de fusión
1.12. Disociación
1.13. Punto Inversión
1.14. Desmezcla
1.15. Recristalización
1.16. Inclusiones líquidas
1.17. Cambios de propiedades físicas
1.18. Paragenesis
CAPÍTULO 2
2. Magmas, Rocas, y Yacimientos minerales
2.1. Magmas
2.1. Cristalización
2.3. Orden de cristalización
i
1
1
1
1
1
2
3
3
4
4
4
4
5
5
5
6
6
6
6
6
7
7
7
7
7
7
8
8
.
8
8
8
8
9
9
9
9
9
10
10
10
15
15
16
16
16
I
2.4. Diferenciación
2.5. Diferenciación por cristalización
2.6. Inmiscibilidad
2.7. Rocas ígneas
2.8. Pegmatitas
2.9. Emanaciones gaseosas o líquidas
2.10. Los residuales
2.11. Magmas y Yacimientos minerales
2.11.1. Las rocas ígneas como minerales
2.11.2. Relación entre ciertos metales y rocas
2.11.3. Relación con los volcanes
2.11.4. Fumarolas
2.11.5. Fuentes teletermales
2.11.6. Zonación mineral
2.11.7. Carácter de soluciones mineralizantes hipogénicas
2.11.8. Relación con los volcanes
CAPÍTULO 3
3. Procesos de Formación de los Yacimientos minerales
3.1. Concentración magmática
3.1.1. Diseminación
3.1.2. Segregación
3.1.3. Inyecciones
3.1.4. Yacimientos magmáticos
3.1.5. Segregaciones líquidas y residuales
3.1.6. Inyección líquida y residual
3.1.7. Segregación líquida no misibles
3.1.8. Asociación de las rocas y minerales
3.2. Sublimación
3.3. Metasomatismo de contacto
3.4. El metamorfismo de contacto
3.4.1. El metamorfismo de contacto se divide en
a) Generalidades
b) Fases de formación
3.4.2. Yacimientos minerales resultantes
3.4.3. Mineralogía
CAPÍTULO 4
4. Procesos Hidrotermales
4.1. Principio de los procesos hidrotermales
4.1.1. Carácter de las soluciones
4.1.2. Abertura de las rocas
4.1.3. Cavidades primitivas
4.1.4. Cavidades provocadas
4.1.5. Espacios porosos
4.1.6. Porosidad
4.1.7. Permeabilidad
4.1.8. Retículas cristalinas
4.1.9. Planos de estratificación
4.1.10. Vesículas o burbujas de aire
4.1.11. Canales de lava
4.1.12. Grietas de enfriamiento
4.1.13. Cavidades de brecha ígnea
4.1.14. Fisuras
4.1.15. Cavidades en zona de cizalla
II
17
17
18
18
18
19
20
20
20
20
22
22
22
22
23
23
25
26
27
27
27
28
28
29
29
29
30
34
35
35
36
36
37
39
39
41
41
41
41
42
42
42
42
43
43
43
43
43
43
43
43
44
44
4.1.16. Plegamientos y alabeo
4.1.17. Conductos volcánicos
4.1.18 Brechas
4.1.19. Movimiento de soluciones a través de la roca
4.2. Factores que afectan a la deposición
4.2.1. Cambios y reacciones químicas
4.2.2. Temperatura y presión
4.3. Localización de la mineralización hidrotermal
4.3.1. Paragénesis
4.3.2 Yacimientos Hipotermales
4.3.3. Yacimientos Mesotermales
4.3.4. Yacimientos Epitermales
4.3.5. Yacimientos Teletermales
4.3.6. Xenotermales
4.3.7. Relleno de cavidades
4.3.8. Filones de fisura
4.3.9. Características físicas
4.3.10. Yacimientos de cizalla
4.3.11. Reemplazamiento Metasomático
4.3.12. Proceso de Reemplazamiento
4.3.13. Agentes de reemplazamiento
4.3.14. Yacimientos minerales resultantes
4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento
4.3.16. Yacimientos diseminados de reemplazamiento
4.3.18. Textura de minerales
4.3.19. Crestas de repliegue
4.3.20. Venas escalonadas
4.3.21. Declives y planicies
4.3.22. Grietas de plegamiento
4.3.23. Relleno de cavidades por soluciones
4.3.24. Rellenos de espacios porosos
4.3.25. Rellenos vesiculares
4.3.26. Brechas hidrotermales
4.3.27. Brechas hidrotermales de colapso
4.3.28. Nortón (1973)
4.3.29. Loke (1926)
4.3.30. Perry (1961)
4.3.31. Brechas hidrotermales de intrusión
4.3.32. Fracturamiento hidráulico
4.3.33. Brechación química
4.3.34. Brechas de hundimiento
4.3.35. Depósitos de relleno de brechas
4.3.36. Brechas volcánicas
4.3.37. Depósitos de brecha tectónica
4.3.38. Bolsadas o bonanzas
4.4. Yacimientos de stockwork
4.4.1. Generalidades
4.4.2. Origen de los Pórfidos Cupríferos
4.4.3. Rocas intrusivas mineralizadas
4.4.4. Rocas encajonantes
4.4.5. Estructura
4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos
4.4.7. Casquéte de lixiviación
44
44
44
45
45
45
45
46
47
50
50
51
53
54
56
57
58
58
58
59
59
60
60
60
60
61
61
61
61
62
62
62
62
62
63
63
64
64
64
64
64
65
65
65
65
66
66
67
71
71
71
72
76
III
4.4.8- Casquéte de lixiviación goethítico
4.4.9. Casquéte de lixiviación Jarositico
4.4.10. Mineralización primaria
4.4.11. Zona Propilítica
4.4.12. Enriquecimiento secundario
4.4.13. Exploración.
CAPÍTULO 5
5. OXIDACIÓN Y ENRIQUESIMIENTO SUPERGENICO
5.1. Oxidación y solución en la zona de oxidación
5.2. Cambios químicos
5.3. Coberteras y sombreros de fierro
5.4. Materias que integran las coberteras y su formación
5.5. Limonita
5.6. Limonita indígena y transportada
5.7. Migración del hierro
5.8. Falsos sombreros
5.9. Interpretación de los sombreros de Fierro sobre los depósitos ocultos
5.10. Color de la limonita
5.11. Factores que controlan y limitan la oxidación
5.12. Cese de la Oxidación
5.13. Enriquecimiento Supergénico
5.14. Sombreros de hierro y coberteras
CAPÍTULO 6
6. YACIMIENTOS SEDIMENTARIOS
6.1. Proceso Sedimentario
6.1.1. Parck. Jr.
6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas
6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas
6.1.4. A partir de soluciones orgánicas
6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica
6.1.6. Productos de la deposición
6.1.7. Pantanos y lagos
6.1.8. Marisma
6.2. El Ciclo del carbonato
6.3. El Ciclo del Azufre
6.3.1. Nutrientes
6.3.2. Funciones
6.3.3. Deficiencias del Azufre
6.3.3.1. En el suelo
6.3.4.2. En las Plantas
6.3.4.3. Síntomas de deficiencia de azufre
6.3.4.4. Conclusiones
6.4. Ciclo de la Arcilla
6.5. El Carbón su Origen y Ocurrencia
6.5.1. El Descubrimiento de Carbón
6.5.2. La Formación de Carbón
6.5.3. Tipos de Carbón
6.5.4. Distribución de las vetas de Carbón
6.5.5. Yacimientos de carbón en el Mundo
6.5.6 ¿Qué es carbón?
6.5.7. Origen del carbón
6.5.8. Análisis del carbón
6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico
IV
76
76
76
77
77
78
81
81
81
82
83
84
86
86
86
86
87
87
88
90
90
90
93
93
93
95
96
97
97
97
98
98
98
98
102
102
105
107
107
107
107
107
107
108
109
110
113
114
117
118
118
118
121
6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón
6.5.11. Ambiente de depósito
6.6. Geomecánica de las Rocas
6.7. Geoquímica
6.8. Hidrología
6.9. Palinología
6.10. Exploración geofísica
6.10.1. Método Sísmico
a. Técnicas de reflexión
b. Técnicas de refracción
6.10.2. Método electromagnético
6.10.3. Método magnetométrico
6.10.4. Registro de rayos gamma
a. Registro de densidad de espaciamiento largo
b. Registro de densidad de resolución
6.11. Métodos de registros litológicos del carbón
6.12. Exploración mediante perforación
6.13. Resumen de metodología
6.14. Conclusiones y recomendaciones
6.15. Explotación
6.15.1. Minado subterráneo
6.15.2. Minado superficial
6.15.3. Minado por secciones
6.15.4. Minado a cielo abierto
6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial
6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales
6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo
6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación
6.15.9. Selección del equipo de minado
6.15.10. Minado subterráneo
6.15.11. Método de salones y pilares
6.15.12. Minado continúo
6.15.13. Minado de pared de frente larga
6.15.14. Minado de pared corta
6.15.15. Minado hidráulico
6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico
6.16. El Ciclo del Cobre
6.17. El Ciclo del Fósforo
6.18. Ciclo del Hierro
6.18.1. Depositación en aguas marinas poco profundas
6.19. Ciclo del manganeso
6.20. Yacimientos Estratiformes del Uranio – Vanadio
6.21. Depósitos tipo Carlin
6.21.1. Mineralización y alteración
6.21.2. Génesis
6.22. Depósitos del tipo Mississippi Valley Generalidades
6.23. Evaporación
6.23.1. Depositación del sulfato cálcico
6.24. Depósitos de sal
6.24.1. Tipos de Formación
6.24.2. Los salares de la cordillera
6.24.3. Domos de sal
123
124
124
124
124
125
125
125
126
126
126
127
127
128
128
129
130
133
133
134
135
136
136
137
138
138
139
139
139
140
141
142
142
145
145
145
146
146
147
148
148
149
151
151
151
153
156
157
158
158
159
159
V
CAPÍTULO 7
7. METAMORFISMO
7.1. Conceptos básicos de clasificación
7.2. Clasificación que se basa en los principales parámetros metamórficos
7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica
a. Metamorfismo de contacto
b. Metamorfismo de contacto regional
c. Metamorfismo por ondas de choque
d. Catáclasis
7.4. Facies metamórficas
7.5. Metamorfismo de depósitos anteriores
7.6. Formación de los minerales por metamorfismo
7.7. Asbesto
7.7.1. Asbesto de serpentina
7.7.2. Crisotilo
7.7.3. Anfíbol
7.8. Formación del Grafito
7.8.1. Localización
7.8.2. Origen
7.9. Talco
7.9.1. Localización
7.9.2 Origen
7.10. Grupo de la Sillimanita
CAPÍTULO 8
8. Sulfuros Masivos Volcanogenéticos (VMS)
8.1. Algunos yacimientos VMS en el mundo
CAPÍTULO 9
9. YACIMIENTOS TIPO PLACER
9.1. Introducción y generalidades
9.2. Procesos sobre el área de origen
9.3. Movilización, deposición, erosión, sedimentación
9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios
9.4.1. El medio coluvial
9.4.2. El medio fluvial
9.4.3. El medio glaciar
9.4.4. El medio costero
9.4.5. El medio eólico
9.4.6. Paleo placeres o placeres fósiles
9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales
CAPÍTULO 10
10.1. Definición
10.2. Historia
10.3. Reconocimiento general
10.4. Estudios geoquímicos dallados
10.5. Tipos de muestras y su aplicación
10.6. Conceptos básicos
10.7. Elemento indicador, elemento explotador
10.8. Anomalía geoquímica
10.8.1. Anomalías epigenéticas de las rocas de caja
10.8.2. Anomalía causada por difusión de elementos
10.8.3. Anomalía de corrosión o de lixiviación
10.8.4. Anómalas en suelos residuales
10.8.5. Anomalías en Gossan
VI
161
161
161
162
162
162
164
164
164
166
166
166
167
167
168
168
169
169
169
170
170
171
171
173
173
177
183
183
183
187
190
191
193
193
196
196
197
197
198
201
201
201
201
202
203
203
204
205
206
206
207
208
208
10.8.6. Anomalías en agua
10.8.7. Anomalías en sedimentos de drenaje
10.9. Mineralización primaria y halo geoquímico secundario
10.10. Fondo, valores normales del fondo, valor umbral
10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones
10.11.1. Espectrometría de absorción atómica
10.11.2. Espectrometría
10.11.3 Colorimetría
10.11.4. Método geobotánico
10.11.5. Método geozoológico
209
209
210
211
215
216
217
217
218
218
VII
Figuras
Páginas
Capitulo 2
1. Diferentes procesos magmáticos según Fersman
2. Se muestra algunos tipos de rocas ígneas
3. Relación entre las rocas ígneas y depósitos minerales
17
19
21
Capitulo 3
4. Diferentes tipos de yacimientos minerales
5. Zoneamiento de deposición de los minerales
6. Magmatimo en las márgenes cratónicos
7. Vulcanismo ácido
8. Características de algunos yacimientos de Fe
9. Geología de los yacimientos de Fe
10. Aereomagnetría de detalle
Capitulo 4
11. Origen de los Pórfidos Cupríferos
12. Nuevas teorías de Pórfidos Cupríferos
13. Diagramas según Lowell & Guilbert
14. Integración de los métodos de exploración
Capitulo 5
15. Estructuras Boxwork dejadas por alteración de mineralización
16. Tipos de estructuras de mineralización
17. Estructura y proceso de oxidación enriquecimiento supergénico
18 Soluciones de Epitermales de alta y baja sulfuración
Capitulo 6
19. Tipos de rocas sedimentarías
20. Ilustración del azufre
21. Ilustración del ciclo del azufre
22. Registro geofísico de densidad y rayos gamma
23 Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio
24. Metales de origen magmático pero de largo transporte Tipo Carlin
25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético
26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin
27 Esquema de los yacimientos de silvermines, tipo Mississippi Valley
28. Yacimiento tipo Mississippi Valley
29. Formación de depósitos de la sal
30. Formación de la sal
Capitulo 7
31. Tipos de metamorfismo
32. Facies metamórficas
Capitulo 8
33. Sistema de circulación de aguas marinas que dan origen a depósitos de sulfuros masivos
34. Depósito de sulfuro masivo típico con zonación de calcopirita – pirita ± pirrotina
35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermales
36. Ubicación de las fuentes termales submarinas
37. Esquema de alteración hidrotermal y variación asociado a depósitos VMS
38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos
39. Fotografía de los black smokers
Capitulo 9
40. Muestra la actividad de los procesos endogenos
41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación
42. Muestra los materiales de llanura de inundación
VIII
25
26
32
32
32
33
34
68
69
74
79
84
85
91
92
95
98
99
128
150
152
152
153
154
156
158
159
164
166
173
174
175
176
177
180
181
189
194
195
Figuras
Páginas
43 Muestra los placeres en sistemas meandriformes
195
Capitulo10
44. Se observan valores umbrales regional y local. El fondo regional
45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos
198
203
Tablas
Capitulo1
1. Listado de las menas minerales corrientes
2. Lista de minerales de ganga comunes
3. Tablas de que muestran las temperaturas de cristalización de los minerales
Capitulo 2
Capitulo 3
4. Productos de importancia económica
5. Yacientes minerales resultantes
Capitulo 4
6. Efectos de alteración
7. Cuadro paragenético de los minerales
Capitulo 5
8. Solubilidad y Solución
9. Colores que sirven para diagnosticar el yacimiento
Capitulo 6
10. Variedades de carbonatos sedimentaríos
11. Tabla de Periodos
12. Características fisicoquímicas del carbón de Sabinas
13. Características del carbón
14. Métodos de perforación
Capitulo 7
Capitulo 8
Capitulo 9
15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres
16. Procedencia Mineral Económico y Paragenesis mineral
17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados
18. Capacidad de migración de los minerales pesados
19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición
Capitulo 10
20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos minerales
21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza terrestre
22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980)
23. Los métodos principales (tipos de muestras geoquímicas
24. Muestra la distribución última mineralización
2
3
11
30
40
46
49
83
86
100
117
122
123
132
185
186
188
191
192
205
212
213
215
221
IX
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.
i
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.
ii
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.
iii
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.
iv
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)
1
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
2
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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, níquelcobre.
3
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
4
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
5
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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)
6
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
7
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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,
8
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
9
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
Magnetita
Especularita
Pirrotina
Turmalina
Casiterita
Grana
Piroxeno
Anfíbol – Topacio
MEDIA
Calcopirita
Arsenopirita
Galena
Blenda
Tetraedrita
Argentita
BAJA
Estibnita
Rejalgar
Cinabrio
Telúricos
Selénidos
Siderita
Plata roja
Marcasita
Adularia
Calcedonia
Rodocrosita
10
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tablas 3. Muestra las temperaturas de los minerales de los yacimientos minerales
MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
Temperatura
Mineral
Naturaleza
1890
Olivino (fosterita)
Punto de fusión
Observaciones
Autoridad
Larsen
1713
Cristobalita
Punto de fusión
Bowen
1550
Anortita
Punto de fusión
Larsen
1470
Tridimita a cristobalita
1391
Diópcido
1248
Nefelina a carnegita
1185
Lava basáltica
Medida
11-57-1187
Pirrotina
Punto de fusión
1150
Ortoclasa
irregularmente
1125
Wollastonita
1120
Funde la galena
Punto de fusión
1120
Funde la albita
Punto de fusión
1045
PbS-ZnS eutérico funde
Punto de fusión
1020
Blenda wurtzita
1000
955-1140
990
Egirina
900
Tremolita
900
870
842
Argentita
830-900
Cobaltina invierte
800
Granatepierden birrefringencia
800
Magnetita-ilmenita no mezclan
600-700
Carbono obtenido de caliza
700
Magnetita-ilmenita no mezclan
Desmezcla
685
Pirita a pirrotina-azufre
Disociación
675
Oligisto-ilmenita no mezclan
Desmezcla
630
Galena-argentita eutérica
Punto de fusión
609
Jamesonita funde
Punto de fusión
605
Expulsión del color de la Caliza
Inversión
Erdmann.
603
Leucita a leucita
Desmezcla
Schairer
600
Calcopirita-pirrotita
sublima
Schwart
580
Cinabrio
sublima
573
Cuarzo bajo a cuarzo alto
Punto de inversión
550
Blenda y calcopirita no mezclan
Desmezcla?
550
Maghemita-oligisto
546
Estibinita funde
530
Brucita
Bowen
Punto de fusión
Bowen
Shepherd
Bowen
Bowen
da leucita
Bowen
(ssolución1300°
Osborn
PbS = 94%
Ramdohr
Si 17% Fe T es 880°C
Merwin
Silimanita, cianita, andalucita
De mullita
Posnjak
Piroxeno ortorrómbico
Límite superior
Bowen
Funde
Irregularmente
Bowen
Disociación
Da diópcido
Posnjak
Calcita disocia a 1 atm.
40 atm.=1100°
Smith
Cuarzo superior a tridimita
Lento
Punto de fusión
Edwars
Lindgren
Ramdohr
800° a 40°
Dudoso
Lindgren
demasiado
elevado
Ramdohr
Bowen
elevado
Ramdohr
Bowen
Incongruentemente
Klooster
Edwars
Enantiotrópico
Larsen
Borchert
Ramdohr
Jerger
Estable hasta
Gilligham
11
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
Temperatura
Mineral
Naturaleza
Observaciones
Autoridad
500
Estannita-calcopirita
desmezcla
Ahlfield
500
Calcopirita-tetraedrita
desmezcla
Edwars
500
Blenda en calcopirita
desmezcla
Borchert
500
Calcopirita
485
Plagionita-estibinita
Punto de fusión
Bowen
483
Pirargirita
Punto de fusión
Edwars
481
Mica-halos pleocroicos
475
Bornita-calcopirita no mz
Desmezcla
473
Pirargirita-proustita
Punto de fusión
Bastin
472
Calaverita funde
Punto de fusión
Pelabon
210-465
Wollastonita
Recombinación
450
Cubanita-petlandita
desmezcla
Gillingham
450-425
Pirrotina-petlandita
desmezcla
Schwartz
450
Calcopirita-cubanita
Inversión
Newhose
450
Marcasita a pirita
Inversión
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.
400
Metacinabrio a cinabrio
Inversión
400-500
Formación de silicatos Ca
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
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
268
Carnalita: inversión
Punto de inversión
265
Boracita, ortorrómbica
Punto de
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
Ramdohr
Science,
Formado encima
Indefinida
Monotrópico
475°
Morey
Allen
E.Spencer
Ramdohr
Lindgren
No demostrado
(289°-Ramdohr)
Scheneider
Johnson
Ramdohr
Pronto
Mugge
12
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
MATERIALES DE LOS YACIMIENTOS MINERALES
Temperatura
Mineral
Naturaleza
Observaciones
Autoridad
250
240-260
Cuarzo ahumado, calcopirita
Pierden color
Holden
235
Pirrotina
No mezclan
Ramdohr
215
Ilmenita
No mezclan
Kooenigdsb
210-230
Galena
Desmezcla
Ramdohr
210
Matildita
Inversión
Ramdohr
200-250
Alemonita
No mezcla
Ramdohr
200
Plata recristalizada
Recristalización
Carpenter
184
Calaverita
179
Acantita-Argentita.
175
Flourita, desaparece el color
175-225
Bornita -calcosina
No mezcla lento
Schwrtz
168
Carnalita
Funde segualmente
Van’t
150
TeAg2
149
Hessita
Punto de Inversión
144-139
Pirrotina
Punto de inversión
Roberts
135
Blenda
Vacuolas
Newhose
135
S2A2
130
Goetita
inestable
100
Zeolitas punto máximo
Formación
100
Adularia
93-105
Calcosina
Borchert
Inversión
Schneiderrho
Lingren
Ramdohr
Ramdorhr
Psnjak
Baja preción
Limite inferior
Punto de inversión
Zies
75
Punto de inversión
Ramdohr
70
Punto de inversión
Edwaes
43
Punto de inversión
Monotropico
Bäckstró
Tablas 3. Muestra las temperaturas de los minerales de los yacimientos
13
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
14
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
15
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
16
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
17
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.
18
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
19
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.
20
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Magmas y Yacimientos minerales
Fig. 3 Relación entre rocas ígneas depósitos minerales (modificado por Budington).
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
21
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 nosolo 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.
22
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
23
24
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
25
Fig. 5. Zoneamiento de los concentrados geoquímicos según Fersman, completado por los
estados de erosión según Emmons
En nuestro curso veremos los diferentes procesos que dan origen a los principales
yacimientos minerales y son los siguientes:
o
o
o
o
o
o
o
o
o
o
o
o
o
o
Concentración magmática.
Sublimación.
Metasomatismo de contacto.
Procesos Hidrotermales.
Relleno de cavidades.
Reemplazamiento.
Stockwork o Pórfidos Cupríferos
Oxidación y enriquecimiento supergénico.
Sedimentación.
Evaporación.
Concentración residual y mecánica.
Metamorfismo.
Volcanogenéticos sedimentarios – Exhalativos
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.
26
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
27
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.
28
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 hierroníquel-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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
29
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
Metales de platino
Oro, plata
Hierro-Níquel
Platino con cromita o sulfuros de Ni,-Cu, Co
Osmio, iridio, paladio, y otros
Metales subproductos
Metales nativos
Óxidos
Hierro
Hierro-titanio
Titanio
Cromo
Wolframio
Corindón
Magentita, algo de hematita
Magnetita titanífera, hematita.
Ilmenita
Cromita
Wolframita
Corindón
Sulfuros
Níquel cobre
Pirrotita y metales preciosos
Níquel
Cobre
Molibdeno
calcopirita, petlandita, polidimita, sperrylita, con
Pentlandita y polidimita, con pirrotina
Bornita y calcopirita, con pirita (raro)
Molibdenita (raro)
Piedras preciosas
Diamante
Granate
Peridoto
Diamante
Piropo, Almandino
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.
30
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
31
Fig. 6. Se observa el magmatismo de las márgenes cratonicas que son generadoras de
mineralización de fierro. El mineral es alojado en cavidades de las estructuras volcánicas en fallas
llegando afluir como inyecciones y segregación como derrame lávico.
Fig 7. Muestra el vulcanismo ácido que cubre a los elementos geológicos que antecede y la
erosión es la encargada de descubrir parcial o totalmente este tipo de yacimientos, como se
muestra en la figura siguiente
Fig 8. En la siguiente figura se muestra las características de algunos yacimientos de Fe, más
importantes que afloran en México
32
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
33
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.
Afloramiento mineral de hierro
Anomalías aéreas magnéticas
originada por mineral de
hierro aflorante y oculto
zona de Hércules, Coh.
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.
34
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
35
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
36
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
37
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 CO 2, 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.
38
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
39
Tipos de Minerales formados por metasomatismo de contacto, con sus principales constituyentes
minerales y ejemplos.
Tabla 5. Yacimientos Minerales Resultantes
Depósitos
Minerales Principales
Hierro
Magnetita y oligisto
Ejemplos
Cobre
Cornwall (E.U; Iron spring (utha),
Fierro (N. Mex) Banato (hungria).
Calcopirita, bornita con pirita, pirrotita, blenda, molibdenita y óxidos Bisbee,
de Fe Cananea, Utah
Zinc
Blenda con magnetita, sulfuros de hierro y plomo
Plomo
Galena, magnetita, pirita, cobre zinc.
Estaño
Casiterita, Wolframita, molibdenita
Hanover, Nuevo Mex.
N. Mex. California
Finlandia, Sajonia, Alaska
Wólframio
Shelita y sulfuros con molibdenita y pirita
Australia, Nevada, Islandia
Molibdeno
Molibdenita, pirita y granate
Australia, Marruecos.
Grafito
Grafito y silicatos de contacto.
Canadá, Australia
Columbia Británica, E.U. Corea
Oro
Oro con arsenopirita, magnetita y sulfuros de hierro y cobre
Manganeso
Manganeso, óxidos de hierro, silicatos
Granate
Granate y silicatos
Corindón
Corindón con magnetita y granate y silicatos
40
México, Suecia
Nueva York
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
41
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.
42
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
43
4.1.14. Fisuras. Las fisuras son aberturas tabulares continuas en las rocas, generalmente de
considerable longitud y profundidad. Estas son originadas por fuerzas de compresión, de tensión que
actúan sobre las rocas, pueden ir o no ir acompañadas de fallas. Las fallas son fisuras, pero no todas
las fisuras son fallas. Pueden constituir conductos largos y continuos para las soluciones. Cuando están
ocupadas por metales o minerales forman filones de fisura.
4.1.15. Cavidades en zonas de cizallamiento. Estas se producen cuando las fracturas, en
lugar de estar concentradas en una o dos roturas, se descomponen en innumerables superficies de
roturas y trituración. Las aberturas delgadas y hojosas, la mayoría en su tamaño infinitesimal, son
excelentes conductos para las soluciones, como lo demuestran las copiosas corrientes de agua que
fluyen por ellas en donde forman túneles o minas.
4.1.16. Plegamiento y alabeo. La flexión y el plegamiento de los estratos sedimentarios dan
origen a:
1. Abertura de crestas de plegamientos de anticlinales estrechos y estrechamente plegados.
2. Declives que son muy inclinados y planicies, aberturas formadas por la fractura de capas por
un ligero hundimiento.
3. Grietas longitudinales a lo largo de las crestas de los anticlinales y sinclinales.
4.1.17. Conductos volcánicos. Cuando se produce una actividad volcánica explosiva se
producen aberturas tabulares, las materias expulsadas pueden volver a caer o ser arrastradas de
nuevo a la abertura, formando brechas
4.1.18. Brechas. Se forman por la fragmentación de cualquier roca quebradiza producida por
plegamiento, fallas, intrusión u otras fuerzas tectónicas en cuyo caso se forman las brechas tectónicas
o bien por hundimiento de las rocas situadas encima de una abertura, en este caso se forman brechas
de hundimiento.
4.1.19. Movimiento de las soluciones a través de las rocas. El movimiento de las
soluciones hidrotermales a través de las rocas parece producirse con mayor facilidad donde existen
aberturas largas y continuas, como fisuras, o donde existen aberturas más pequeñas interconectadas,
como en las zonas de cizallamiento, capas de lava vesicular o sedimentos porosos permeables,
muchos yacimientos contienen millones de toneladas de mineral, debieron de ser enormes cantidades
de soluciones para transportar esta sustancia.
44
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
45
Tabla 6. Se presentan algunos efectos de alteración.
Condiciones
Roca
Productos de alteración
Silicificación
Epitermal
Caliza
Alunita, clorita, pirita, sericita,
Lavas
Minerales arcillosos.
Intrusivas ígneas
Clorita, epidota, calcita, cuarzo,
sericita, minerales arcillosos..
Caliza
silicificado a jasperoide, dolomitas,
Mesotermal
Pizarras y lavas
siderita, silicificación, minerales
arcillosos, principalmente
Rocas ígneas silícicas
sericita y cuarzo, minerales arcillosos
serpentinizado, epidota y clorita
Rocas ígneas básicas
Hipotermal
Rocas graníticas,
Greisen, topacio, muscovita, turmalina,
esquistos, y lavas
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.
46
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
47
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.
48
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tabla 7. CUADRO PARGENÉTICO DE LOS MINERALES
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
49
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.
50
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
51
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
52
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
53
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
54
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
<<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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
55
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
56
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
57
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
58
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
59
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).
60
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
61
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.
62
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
63
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.
64
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
65
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
66
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
67
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)
68
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
69

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.
70
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
71
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-sericitapirita con poca clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta
zona.
72
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
73
Zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero idealizado (Lowel Guilbert, 1970)
Abreviaturas
Adul Alb Anh Bi CaolCarb Cl -
Adularía
Albita
Anhidrita
Bismuto
Kaolín
Carbonatos
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
74
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
75
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
76
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
77
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
78
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Fig. 14. Que muestra la integración de los diferentes métodos utilizados en la exploración de
yacimientos minerales
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
79
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
81
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
82
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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
SO4 Mn
SO4 Zn
SO4 Mg
(SO4)3 Al2
SO4 Fe
SO4 Cu
SO4 Na2
SO4 K2
SO4 Ag2
SO4 Ca
SO4 Pb
CO3 k2
CO3 Na2
CO3 Cu
CO3 Mn
CO3 Fe
CO3 Mg
CO3 Zn
CO3 Ba
CO3 Ca
Sulfuros
comunes
(Precipitad
os).
SMn
SZn
Sfe
Sco
Sin
SCd
S3 Sb2
SPb
Scu
S3As2
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.
83
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
84
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
85
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tabla. 9. COLORES QUE SIRVEN COMÚNMENTE PARA DIAGNOSTICAR EL YACIMIENTO EL
AFLORAMIENTO DE METÁLES COMUNES.
Mineral o metal
Sulfuros de hierro
Molibdenita
Plata
Colores de afloramiento
Compuestos oxidados
Amarillos,
pardos, Goethita, oligisto, limonita,
castaños,
Sulfatos.
rojos.
Negro
Óxidos
de
manganeso.
Alcochado.
Verdes, azules
Carbonatos, silicatos, sulfatos,
óxidos, nativos.
Negro, rosa brillante
Óxidos, flor de cobalto.
Verde
Flor de níquel (annabergita),
garnierita.
Amarillos brillantes
Wulfenita, molibdenita.
Verdoso, céreo
Cloruros, nativa.
Arsénico
Bismuto
Cadmio
Anaranjado, amarillos
Amarillo pálido
Amarillo pálido
Manganeso
Cobre
Cobalto
Níquel
Óxidos.
Bismutita.
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 Fe 2 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).
86
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
87
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
88
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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.
89
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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.
90
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
91
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Fig.18. Muestra las soluciones Epitermales de baja y alta sulfuración
92
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
93
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.
94
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
95
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.
96
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
97
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
98
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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% CaCO 3
y 46% MgCO3), pero en las calizas dolomíticas la proporción de MgCO 3 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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
99
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.
100
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Fig. 19. Se muestra algún tipo de rocas sedimentarias
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
101
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:
102
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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).
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
103
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 SO 4 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 SO 4, depende del catión acompañante y crece en el sentido
siguiente.
Ca < Mg. < Na < NH < K
104
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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, SO 4, es decir en forma aniónica
perteneciente a las distintas sales: sulfatos de calcio, sodio, potasio, etc. (SO 4 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:
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
105
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.
106
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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:
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
107

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
108
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
109
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
110
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
111
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.
112
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
113
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.
114
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
115
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
116
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
Plioceno y Mioceno
Oligoceno y Eoceno
1
1 to 25
25 to 60
Cretacico
Juracico
Triacico
Permico
Carbonifero
Devonico
Siluruco
Ordovicico
Cambrico
Pre-Cambrico
60 to 120
120 to 145
145 to 170
170 to 210
210 to285
285 to 325
325 to 350
350 to 410
410 to 500
over 500
Tabla 11. Periodos
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
117
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,
118
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
119
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)
120
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
121
ANALISIS PRIMARIO (base como se recibe)
% PESO
6.98
Humedad Total
Materia Volátil
Ceniza
Carbón fijo
Poder calorífico superior
17.69
42.54
34.81
4,101.60 caVg
ANALISIS ELEMENTAL (base seca)
2.98
Hidrógeno
Carbono
Nitrógeno
Oxígeno
Azufre
Cloro
Ceniza
45.07
0.58
6.71
1.39
0.04
43.23
ANALISIS MINERAL DE CENIZA (Base seca)
5.40
3.77
Fierro
Fe203
Calcio
CaO
Magnesio
MgO
Sodio
Na2O
Potasio
K2O
Sílice
SiO2
Aluminio
Al2O3
Titanio
TiO2
Fósforo
P2O3
Azufre
SO3
Otros
TIPO DE CENIZA
0.85
0.23
0.88
61.31
24.10
0.99
*n.d.
*n.d.
Bituminosa
.OTRAS DETERMINACIONES y CONCEPTOS COMPLEMENTARIOS
2.00
Índice de expansión libre
Índice de molienda (HGI)
Temperatura de fusión de cenizas (deformación inicial)
50.80
1,2420 C
(atm. red.)
122
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
TABLA 13. CARACTERISTICAS DE LOS MANTOS DE CARBÓN EN LOS DIFERENTES
AMBIENTES DE DEPÓSITO
PARAMETRO
DELTAICO
PLANICIE
LAGUNAR
LACUSTRE
INTERDELTAICA
Geometría
Espesor
Frecuencia
Tabular,
Tabular,
Cuerpo
Alongado
lateralmente
lateralmente
discontinuo
Discontinuo
Discontinuo
discontinuo
Tres metros +
Tres metros +
Dos a cuatro
Menos de un
Menos de tres
metro
metros
Varias capas
Numerosas
Pocas
Alta
Baja
Media
De poca media
Alta
Media
Bajo
Medio
Capas
Calidad
Ceniza
Alta
De poca media
Poder calorífico
Alto
Alto
Plantas
Hierba-arbusto
Hierba-arbusto
Sedimento
arenosos
Lodoso
Pantano-salino
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
123
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
124
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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, arcilla s,
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 estratoscarbón 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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
125
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-
126
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
127
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
128
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
129
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
130
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
131
Tabla 14. Métodos De Perforación
TASA DE PRODUCIÓN
COSTO RELATIVO
MATERIALES
METODO
1. P
(lod
con
Perforación
o/rotaria)
convencional
2. P
por
regr
Perforación
circulación
regresiva
MEDIOS A
DUROS
DUROS A
MUY DUROS
Alta
Alta
M Moderamente
alta
Baja
EQUIPO
INICIAL
Bajo
PERFORACION
ACTUAL POR
METRO
Bajo
No
CALIDAD
DE LA
MUESTRA
Pobre a
normal
Baja
Moderada
mente alto
Bajo
Excelente
Men
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
Baja
Alto
Alto
Excelente
5. P
por
Perforación por
Alta
cable
Alta
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.
132
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
133
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, investigándose con gran detalle en un área pequeña y poniendo particular atención en los aspectos de
ingeniería geológica del depósito.
Hay dos métodos básicos de extracción de carbón: el minado superficial, que involucra
excavación del terreno hasta el manto de carbón, y el minado subterráneo, en donde la excavación
del carbón se une a la superficie por medio de un tiro.
Los factores de importancia que deben observarse para planear una mina superficial son:
1) levantamientos topográficos y geológicos.
2) características del depósito de carbón mediante perforación.
134
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 terreno. En su planeación intervienen factores tales como: 1) calidad y estructura de las rocas que
alojan el carbón, 2) características del carbón, 3) hidrología. Una mina subterránea se puede
desarrollar desde una profundidad de 100-200 m.
De este modo la decisión de si una mina debe ser superficial o subterránea dependerá de un
análisis riguroso de los estudios técnicos pre-mina que se lleven a cabo; asimismo, de la
comparación de los costos de operación en ambos casos; y, no específicamente de las
características del manto de carbón.
Dadas las condiciones en que se encuentra el carbón en el norte de México y en EEUU, se
ha adoptado la siguiente convención para definir su espesor o potencia:
TIPO
ESPESOR
Mantos delgados
0.80< Ee < 1.35 m
Mantos delgados
E> 0.80 m
Debe hacerse notar, según la información hasta ahora disponible, que un manto delgado o
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
135
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 movimiento del material que sobreyace al carbón (sobrecarga) utilizando el equipo de dragado. Este
material se coloca en una área inmediata adyacente a la frente de trabajo, sobre el afloramiento,
desarrollando dicha frente con el rumbo del estrato de carbón y aprovechando para extenderse
conforme el echado o inclinación del mismo. Las diversas operaciones con el equipo se
denominan "mixtos".
Si el material de sobrecarga o descapote (suelo o estrato rocoso sobre el carbón) es
consistente, se perforan barrenos y se utilizan explosivos para que sea quebrado. El material así
obtenido se mueve mediante una pala mecánica o una draga móvil de excavación hacia el
"terrero" (acumulación de material de desecho o estéril). Conforme la frente avanza, el carbón se
mueve con una pala mecánica o trascabo utilizando una rampa o camino inclinado que lo
conduzca hacia el molino o quebradora de carbón. Una vez que la primera sección o tira de
carbón se ha terminado, continuará una segunda que aprovechará (como ya se indicó) el echado
o inclinación del estrato o estratos de carbón. Las siguientes secciones van profundizando la
excavación y la maquinaria también va aumentando de capacidad y alcance de movimiento.
A medida que la excavación se profundiza, aumenta la distancia de movimiento del material de
sobrecarga hacia el terrero. Para el caso, se utiliza una draga móvil y se aplica el método de
"banqueo", que consiste en excavar una sección angosta, colocándola a un lado de la frente de
trabajo. A continuación la draga móvil se coloca sobre este banco para excavar el resto de la
136
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
137
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
138
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
excavaciones de minado.
6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo. Es importante seleccionar el lugar de
afloramiento de carbón que se deberá explotar, pues aún cuando no se hayan detectado en los
estudios exploratorios previos (geofísica y perforación), se pueden presentar estratos de roca
incluidos en el carbón. Si esto se vuelve relativamente consistente, los métodos de minado
cambiarán a operaciones de multimantos de carbón, trayendo en consecuencia un aumento en el
costo de operación.
6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación. Durante el minado superficial, las
pendientes de excavación de terreros y bancos de tierra pueden ocasionar deslizamientos que
traen como consecuencia los siguientes problemas: cobertura de afloramientos de carbón,
destrucción de plantillas de barrenos y explosivos en el material de excavación y riesgo de
deterioro del equipo de perforación. Para protegerse de estos problemas de inestabilidad, será
necesario reducir pendientes de paredes de excavación y de terreros. La medida precautoria más
importante será la cartografía detallada de juntas y fallas, así como también los estudios de
distribución de estratos para delimitar la presencia de rocas que son desfavorables para dicha estabilidad.
6.15.9. Selección del equipo de minado. El tipo de equipo que debe usar depende,
en parte, de factores económicos e ingeniériles, pero también de factores geológicos del lugar.
Factores importantes son: inclinación de las rocas en relación con la topografía, espesores de
roca y carbón que tienen que minarse, etc., pero el factor más importante es el comportamiento
geomecánico de las 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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
139
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
140
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
141
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.
142
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
143
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
144
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
145
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.
146
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
147
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.
148
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 (Mn 2O3H2O), 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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
149
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.
150
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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:
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
151
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
152
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Fig. 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético Vista general
Fig. 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
153
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.
154
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
155
mineralización llegue a agua de mar, donde eventualmente precipitará en forma química (sinsedimentario).
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
156
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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:
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
157
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.
158
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
159
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.
160
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
161
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
162
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 SiO 2, 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
163
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.
164
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.
165

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
166
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
167
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.
168
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.
169
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.
170
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 CO 2 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 O 2. 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 SiO 2. 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.
171
172
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.
173
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:
174
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
175
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
176
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.
177
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.
178
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
179
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 260º350ºC 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 2,74% 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
180
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
181
182
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
183
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 columbitatantalita, 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
184
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
Apatito
Casiterita
Cromita
Columbita
Corindón
Diamante
Granate (var)
Oro
Hornblenda
Hiperstena
Ilmenita
Cianita
Leucoxeno
Magnetita
Monacita
Olivino
Osmiridio
Rutilo
Esfena
Espinela (var)
Estaurolita
Tantalita
Turmalina
Wolframita
Xenotima
Circón
Dureza
5
6-7
5-6
9
9
10
6,5-7,5
2,5-3,0
5-6
5-6
5-6
4-7
Variable
5,5-6,5
5,0-5,5
6,5-7,0
6-7
6,0-6,7
5,0-5,5
7,5-4,6
7,0-7,5
6,0-6,5
7,0-7,5
5,0-5,5
4,0-5,0
7,5
Densidad
relativa
3,17-3,23
6,8-7,1
4,3-4,6
5,15-5,25
3,95-4,15
3,50-3,53
3,42-4,27
19,3
Monoc.
3,4-3,5
4,5-5,0
3,56-3,68
3,5-4,5
5,17-5,18
4,6-5,4
3,27-3,37
19-21
4,18-4,25
3,54
3,6-4,6
3,65-3,67
7,9-8,0
2,98-3,20
7,10-7,90
4,59
4,20-4,86
Sistema
cristalino
Hex
Tetrag
Cúbico
Rómbico
Hex.
Cúbico
Cúbico
Cúbico
3,0-3,3
Rómbico
Hex.
Tri.
Amorfo
Cúbico
Monoc.
Rómbico
Hex.
Tetrag
Monoc
Cúbico
Rómbico
Rómbico
Hex.
Monoc.
Tetrag.
Tetrag.
Tamaño de
malla(mm)
0,15
0,15-0,006
0,29-0,10
Variable
1,2-0,50
Variable
1,2-0,15
3,3-0,07
0,25-0,07
0,25-0,07
0,29-0,10
0,29
1,2-0,07
1,2-0,15
0,5-0,10
0,25
Variable
1,2-0,07
Variable
1,2-0,15
0,50-0,15
Variable
0,25-0,10
Variable
0,50-0,10
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
185
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
Rocas ultramáficas y Platinoides
máficas
incluyendo
piroxenitas
y
noritas.
Granitoides, greissen y Casiterita, monacita, circón,
pegmatitas asociadas rutilo y oro
Magnetita e ilmenita
Sienitas nefelíticas y rocas
Piroboles, plagioclasas peralcalinas
cálcicas y apatito.
Aureolas
metamorfismo de
contacto
Kimberlitas
de Sheelita, rutilo, circón y
gemas
Diamantes
Metamorfismo regional Oro, rutilo, circón y gemas
de alto grado
Ofiolitas
Carbonatitas
186
Platinoides, cromita y
magnetita
Rutilo, ilmenita, magnetita,
tierras raras, minerales de
uranio, zirconio, torio y niobio
Paragénesis mineral
Olivino,
enstatita,
plagioclasas
cálcicas,
cromita,
magnetitas
titaníferas,
ilmenita,
espinela,
augita,...
Wolframita,
feldespato
potásico,
cuarzo,
topacio,berilo, espodumena,
petalita,turmalina, tantalita,
columbita,monacita, fluorita
y esfena.
Basaltos
Zircón,
tierras
raras,
minerales de uranio y torio,
Ilmenita, magnetita, fluorita,
piroboles, feldespatos y
Diópsido,
grosularia,
wollastonita,
calcita,
plagioclasa cálcica y epidota
Ilmenita, magnetita, piropo,
piroxenos, cianita, esfena y
apatito.
Cianita, piroboles, cuarzo,
sillimanita,
almandino,
feldespatos y apatito.
Granates
cromíferos,
piroxenos y olivino.
Feldespato potásico, calcita,
piroboles,
granates
y
apatito.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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)
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
187
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.
188
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
189
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.
190
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tabla 18. Capacidad de migración de los minerales pesados
ALTA
Cinabrio
Wolframita
Pirita
Scheelita
Olivino
Augita
Hiperstena
Baritina
Grossularia
Fluorita
Hornblenda
Diópsido
Columbita
Actinolita
Epidota
MEDIA
Magnetita
Apatito
Esfena
Almandino
Estaurolita
Anatasa
Monacita
Distena
Casiterita
Andalucita
Oro
Limonita
BAJA
Espinela
Ilmenita
Hematites
Leucoxeno
Topacio
Rutilo
Turmalina
Platino
Zircón
Corindón
Diamante
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
191
Tabla 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición
a).- Medios continentales:
ELUVIALES Au, Pt, Sn, WO3, Ta,
Alteración «in situ» de minerales hábiles y lixiviados de iones y
Nb y gemas
coloides. Todos los minerales que se concentran deben ser
químicamente estables.
Movimientos gravitacionales de material alterado y selección en
COLUVIALES
función del tamaño y densidad en medio viscoso.
Au, Pt, Sn, WO3, Ta, Nb y gemas
FLUVIALES Au, Pt, Sn (Ta, Nb,
Pueden aparecer en muchos subambientes relacionados con
diamantes y corindón)
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, Características relacionadas con depósitos eólicos, aunque
Nb y gemas
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
Placeres en cordones paralelos a la costa asociados a la línea de
Sn
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.
En la desembocadura de ríos y fundamentalmente debido a la
DELTAICOS Ti, Zr, Fe y ReO
interacción con el medio marino pueden aparecer pequeñas
concentraciones.
Un medio sedimentario se caracteriza por:
Viscosidad y densidad del fluido.
Régimen del fluido.
192
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
193
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.
194
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
195
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.
196
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
197
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
Sedimentos profundos
50%
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,
198
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
199
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.
200
M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 km 2 se evalúan a
201
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
202
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
203
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
204
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tabla: 20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos
minerales
Asociación de menas
Pórfido cuprífero
Depósitos complejos de sulfuros
Elemento indicador
Cu, Mo
Zn, Cu, Ag, Au
Vetas de metales preciosos
Au, Ag
Depósitos del tipo ‘Skarn’
Uranio en areniscas
Uranio en vetas
Cuerpos ultramáficos de oro
Vetas de fluorita
Mo, Zn, Cu
U
U
Pt, Cr, Ni
F
Elemento explorador
Zn, Au, Re, Ag, As, F
Hg, As, S (en forma de SO4), Sb,
Se, Cd, Ba, F, Bi
As, Sb, Te, Mn, Hg, I, F, Bi, Co,
Se, Tl
B, Au, Ag, Fe, Be
Se, Mo, V, Rn, He, Cu, Pb
Cu, Bi, As, Co, Mo, Ni, Pb, F
Cu, Co, Pd
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.
205
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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).
206
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
207
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval

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).
208
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
209
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
210
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 K 2O 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.
211
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
212
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
Factor de
grade en 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.
213
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
214
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 Au, Ag, Hg, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn y Método muy común, sobre
atómica
otros
todo adecuado para el
análisis
de
soluciones
acuosas
Colorimetría
As, W, Mo, Ti
Fluorometría
U
Espectrometría de emisión
70 elementos
ICP =
plasma
Inductively
coupled 50 elementos, por ej. Ba, Mn, B
RFX
=
Análisis
fluorescencia de rayos x
Análisis
por
mediante
neutrónico (NAA)
de Elementos subordinarios menores, Adecuado para análisis
óxidos
completos de rocas
activación Au
bombardeo
Microsonda
Varios elementos
Espectrómetro de masa
U, Th y otros elementos
Fire assaying
Au, Ag, Pt
No destructivo
Útil
para
detectar
cantidades pequeñas, para
determinar la composición
de minerales
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
215
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
216
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
217
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
218
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 granitometasedimentos (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
219
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
220
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
Tabla: 24. Muestra la distribución última mineralización
Tipo de ganga
Zona
Tipo de mena
Elementos de
valor
económico
Ultima mineralización
Cerca de la superficie
chalc, cc
7
Pirita, hematita, jamesonita de Fe, Sb
antimonio
flu, chalc
6
Tetraedrita, Pirargirita, siderita,
pirita (marcasita)
cz, flu, dol
5b
Argentita, galenita, esfalerita
Ag, Pb, Zn
cz, cl, hem, flu, 5a
bar
Pechblenda, niquelina, saflorita, U, Ni, Co, Bi
cobaltina (bismutina)
cz, cl, hem, flu
Calcopirita,
wolframita
arsenopirita, pirita
4
Profundidad
Zonas de diques meso- y
epitermales,
generalmente
perpendiculares a lomos
de granitos
esfalerita, Sn, Cu, W, As
(scheelita),
cz, fsp, mc, tur, 3
cl
Calcopirita
(estannita), Sn, Cu, W, As
wolframita
(scheelita),
arsenopirita, casiterita
cz, fsp, mc, tur
2
Wolframita
arsenopirita,
casiterita
cz, fsp, mc, tur
1
Casiterita, especularita
cz, fsp, mc, tur
ii
Arsenopirita,
wolframita,
molibdenita
cz, tur
i
Arsenopirita,
wolframita, Sn, W, As
casiterita, molibdenita
(scheelita), Sn, Cu,, W, As
molibdenita?,
Sn, W, As
Zonas
de
diques
hipotermales, a menudo
paralelas a lomos y
diques de granitos, alta
profundidad
estannita, Sn, W, As
casiterita,
Diques frecuentes en el
techo de los granitos
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
221
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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 Ag 2S,
Galenita PbS, Tetraedrita Cu 12Sb4S13, 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
222
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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
223
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
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.
224
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
BIBLIOGRAFÍA
Inndustrial Minerals geology and Worls Deposits. Peter W. Harben androbert l. Bates 1990.
Yacimientos Minerales C.F. Park R.A. Mac Diarmid. 1981. The Geology of Ore Deposits. John M.
Guilbert y Charles F. Park IR Industrial Minerals Geology and Worlds Deposits. Peter W. Harben
and Robert L. Bates 1990.
Yacimientos Minerales C.F. Park R.A. Mac Diarmid. 1981. The Geology of Ore Deposits. John M.
Guilbert y Charles F. Park Jr. 1986 Geología de Yacimientos Minerales. V.I. Smirnov. 1976 (1982).
Atlas of Economic Minerals Deposits. ColinJ. Dixon 1979
Yacimientos Minerales de Rendimiento Económico Alan M. Bateman 1975
Mineral Deposits and Global Tectonic Settinggs A.H.G. Mitchell y M.S. Garson 1981 Ore Deposits
Models Edited by Roberts and PA Sheahan 1990.
Los Sulfuros Masivos Volcánicos su Metalogenia y Clasificación. Takeo Sato 1977.
Prospección de Yacimientos Minerales A. B. Kazhdan. 1982. Editorial MIR Moscú.
r. 1986 Geología de Yacimientos Minerales. V.I. Smirnov. 1976 (1982).
Atlas of Economic mineral deposits. colinj. dixon 1979
Yacimientos minerales de rendimiento economico. alan m. bateman 1975
Mineral Deposits and Global Tectonic Settings a.h.g. Mitchell y M.S. Garson 1981 Ore Deposits
Models Edited by Roberts and pa Sheahan 1990.
Los sulfuros masivos volcanogenicos su metalogenia y clasificacion. Takeo sato 1977.
Prospección de Yacimientos Minerales a. b. Kkazhdan. 1982. editorial Mir Moscú.
Jensen M.L y Bateman Economic Mineral Deposits 1981.Edit John Wiiley & Sons Meter C.W. 1987
exploration and mining Geology second edition John Wiiley & Sons the Geology of Deposits; 1986.
J:M. Guilbert & Carles F. Park Jr.
"Rol Fisiológico de los nutrientes en la vida de las plantas" Ing. M. Sc. Germán E. Matos (La PazBolivia) 1998.
"Introducción a la Ecología" Paúl A. Colinvaux Editorial Limusa, S.A. de C.V. México (1995)
Azcárate Marín, J. E. (1972) Metodología y técnicas para la prospección y valoración de placeres
aluviales con casiterita. I.N.I. Empresa Nacional de Investigaciones Mineras, S.A. Madrid, 204p.
Fort González, R. (1985) Prospección de placeres estanníferos en las áreas de Fuentes de Añoro
y Golpejas (provincia de Salamanca) Tesis Doctoral Universidad Complutense. Madrid, 493p.
Macdonald, E. K. (1983) Alluvial mining the geology, technology and economics of placer. Ed.
Chapman and Hall. New York, 508p.
Vaquero Nabázal, C. (1977) Prospección y estudio mineralométrico de yacimientos detríticos.
Aplicación del método en el Batolito de Los Pedroches. INI
Empresa Nacional Adaro de Investigación Mineras. Trabajos de Tesis doctoral, nº 6, Madrid, 215p.
Enciclopedia interactiva Encarta 2000-2001 de Microsoft.
225
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
226
Autor: M en C. Luis Ortiz y Sandoval
BIBLIOGRAFÍA
McKinstry, H.E., 1948, Mining Geology: Englewood Cliffs, NJ, Prentice Hall, 680 p.
Peters, William C ., 1978, Exploration and Mining Geology: John Wiley & Sons Inc., 696 p.
Guilbert, John M. and Park Jr., Charles F ., 1986, The Geology of Ore Deposits: W.H. Freeman and
Company, 985 p.
Evan, Anthony M., 1993, Third Edition, Ore Geology and Industrial Minerals-An Introduction: Blackwell
Scientific Publications Inc., 389 p.
Eckstrand, O.R., 1984, Canadian Mineral Deposit Types: A Geological Synopsis, Geological Survey of
Canada, Economic Geology Report 36: Canadian Government Publishing Centre, 86 p.
Roberts, R.G. and Sheahan, P.A., 1988, Ore Deposit Models, Geoscience Canada, Reprint Series 3:
Geological Association of Canada, 194 p.
Inndustrial Minerals geology and Worls Deposits. Peter W. Harben androbert l. Bates 1990.
Yacimientos Minerales C.F. Park R.A. Mac Diarmid. 1981. The Geology of Ore Deposits. John M.
Guilbert y Charles F. Park IR Industrial Minerals Geology and Worlds Deposits. Peter W. Harben and
Robert L. Bates 1990.
Yacimientos Minerales C.F. Park R.A. Mac Diarmid. 1981. The Geology of Ore Deposits. John M.
Guilbert y Charles F. Park Jr. 1986 Geología de Yacimientos Minerales. V.I. Smirnov. 1976 (1982).
Atlas of Economic Minerals Deposits. ColinJ. Dixon 1979
Yacimientos Minerales de Rendimiento Económico Alan M. Bateman 1975
Mineral Deposits and Global Tectonic Settinggs A.H.G. Mitchell y M.S. Garson 1981 Ore Deposits
Models Edited by Roberts and PA Sheahan 1990.
Los Sulfuros Masivos Volcánicos su Metalogenia y Clasificación. Takeo Sato 1977.
Prospección de Yacimientos Minerales A. B. Kazhdan. 1982. Editorial MIR Moscú. r. 1986 Geología
de Yacimientos Minerales. V.I. Smirnov. 1976 (1982).
Atlas of Economic mineral deposits. colinj. dixon 1979
Yacimientos minerales de rendimiento economico. alan m. bateman 1975
Mineral Deposits and Global Tectonic Settings a.h.g. Mitchell y M.S. Garson 1981 Ore Deposits
Models Edited by Roberts and pa Sheahan 1990.
Los sulfuros masivos volcanogenicos su metalogenia y clasificacion. Takeo sato 1977.
Prospección de Yacimientos Minerales a. b. Kkazhdan. 1982. editorial Mir Moscú.
Jensen M.L y Bateman Economic Mineral Deposits 1981
Edit John Wiiley & Sons Meter C.W. 1987 exploration and mining Geology second edition John Wiiley
& Sons the Geology of Deposits; 1986. J:M. Guilbert & Carles F. Park Jr.
"Rol Fisiológico de los nutrientes en la vida de las plantas" Ing. M. Sc. Germán E. Matos (La PazBolivia) 1998.
"Introducción a la Ecología" Paúl A. Colinvaux Editorial Limusa, S.A. de C.V. México (1995)
Azcárate Marín, J. E. (1972) Metodología y técnicas para la prospección y valoración de placeres
aluviales con casiterita. I.N.I. Empresa Nacional de Investigaciones Mineras, S.A. Madrid, 204p.
Fort González, R. (1985) Prospección de placeres estanníferos en las áreas de Fuentes de Añoro y
Golpejas (provincia de Salamanca) Tesis Doctoral Universidad Complutense. Madrid, 493p.
Macdonald, E. K. (1983) Alluvial mining the geology, technology and economics of placer. Ed.
Chapman and Hall. New York, 508p.
Vaquero Nabázal, C. (1977) Prospección y estudio mineralométrico de yacimientos detríticos.
Aplicación del método en el Batolito de Los Pedroches. INI
Empresa Nacional Adaro de Investigación Mineras. Trabajos de Tesis doctoral, nº 6, Madrid, 215p.
Enciclopedia interactiva Encarta 2000-2001 de Microsoft.
167
168