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

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

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

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

mesotermal.

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

hidrotermales son:

1. Disponibilidad de soluciones mineralizadoras susceptibles de disolver materia mineral.2. Presencia de aberturas en las rocas por las cuales puedan canalizarse las soluciones.

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

4. Reacción química cuyo resultado sea la deposición.

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

explotables.

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

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

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

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

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

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

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

clasificarse del modo siguiente.

4.1.3. Cavidades primitivas.

Espacios porosos Retículos cristalinos.

Vesículas o burbujas de aire



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Conductos de expulsión de lavas

Grietas de enfriamiento

Cavidades de brechas ígneas

Planos de estratificación

4.1.4. Cavidades provocadas

Fisuras, con fallas o sin ellas

Cavidades en zonas de cizallamiento

Cavidades debidas a plegamiento o alabeo

Crestas de pliegues

Grietas y roturas de anticlinales y sinclinales

Chimeneas volcánicas

Brechas tectónicas

Brechas de hundimiento Cuevas de solución

Aberturas de alteración de rocas

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

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

agua.

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

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

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

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

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

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

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

interconexión de los espacios porosos.Por consiguiente, las arcillas y esquistos húmedos son esencialmente impermeables. Las rocas de

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

interconectados.

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

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

produzcan substituciones o adiciones dentro del cristal.

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

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

adyacentes por menas minerales.



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

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

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

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

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

rocas ígneas.

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

Brechas volcánicas que forman conglomerados.

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

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

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

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



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contienen millones de toneladas de mineral, debieron de ser enormes cantidades de soluciones para

transportar esta sustancia.

4.2. Factores que afectan a la deposición.

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

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

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

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

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

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

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

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

descenso de temperatura hace disminuir la solubilidad y produce precipitación. Las solucioneshidrotermales 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 cuyomomento disminuirá la pérdida de calor.

Tabla 6. Se presentan algunos efectos de alteración.

Condiciones Roca Productos de alteración

Epitermal CalizaLavasIntrusivas ígneas

SilicificaciónAlunita, clorita, pirita, sericita,Minerales arcillosos.Clorita, epidota, calcita, cuarzo,sericita, minerales arcillosos..

Mesotermal

Caliza

Pizarras y lavas

Rocas ígneas silícicas

Rocas ígneas básicas

silicificado a jasperoide, dolomitas,siderita, silicificación, mineralesarcillosos, principalmentesericita y cuarzo, minerales arcillososserpentinizado, epidota y clorita

Hipotermal Rocas graníticas,esquistos, y lavas

Greisen, topacio, muscovita, turmalina,pírasenos y anfíbol



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

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

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

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

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

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

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

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

minerales.

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

substitución.

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

parecido a las fisuras.

Las intersecciones fisurales son emplazamientos particularmente favorables a la deposición de

mineral.

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

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

como para los de substitución.

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

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

minerales.



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

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

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

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

mineral esta dispuesto en capas sucesivas (denominado crustificación) depositándose una capa más

joven encima de una más vieja, en algunos depósitos pueden hallarse presentes ocho o diez minerales o

repetirse los mismos en una sola secuencia mineral.

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

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

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

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

La causa de estas secuencias minerales en los rellenos de cavidades se considera debida,generalmente, a disminución de la solubilidad de los minerales en solución, a consecuencia de un

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

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

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

deposita, de lo contrario no se produciría la sustitución. Él (HP) de las soluciones es un factor,

determinante ya que los distintos minerales pueden ser depositados en condiciones alcalinas o neutras.



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Tabla 7. CUADRO PARGENÉTICO DE LOS MINERALES

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

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

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



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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 soncaracterísticos 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 másabundantes en las rocas metamórficas y en rocas de los períodos geológicos más antiguos. Generalmente

están cerca de masas de rocas ígneas plutónicos, aunque algunos grandes yacimientos pueden no estar

ligados genéticamente con plutones particulares determinados.

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

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

300°C a partir de soluciones que probablemente tienen al menos una pequeña conexión con la

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

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

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

drusas y relleno de cavidades.

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

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

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

reemplazamiento pueden desarrollarse donde cortan a las rocas carbonatadas.



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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 origenhidrotermal formados a profundidades someras y a bajas temperaturas. La deposición tiene lugar

normalmente dentro de los 900m. De la superficie, en el rango de temperaturas de 50° y 200°C. La

mayoría están en forma de rellenos de filón, fisuras irregulares ramificadas, stockworks o chimeneas de

brecha. El reemplazamiento se conoce en muchas de las menas, pero son más frecuentes los rellenos de

espacios abiertos y algunos yacimientos son la forma dominante de emplazamiento. Las cavidades de

drusas, estructuras en peine, crustificaciones y el bandeado simétrico son generalmente observables. Las

fisuras tienen una conexión directa con la superficie permitiendo que los fluidos mineralizantes fluyan

con relativa facilidad, de hecho algunas termales y fumarolas son probablemente expresiones

superficiales de sistemas epitermales subyacentes. Las texturas coloformes son también características

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

Algunos yacimientos pueden estar directamente relacionados con cuerpos intrusivos de

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

Muchos yacimientos epitermales no tienen ninguna asociación observable con rocas intrusivas. La

mayoría de las menas están en áreas de vulcanismo terciario o cerca de ellas especialmente próximas a

los cuellos volcánicos y otras estructuras que comunican con los materiales de origen infrayacente.Puesto que estos yacimientos se forman cerca de la superficie, son más abundantes en rocas jóvenes,



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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 albitasecundarios; 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 yotros), los teluros de oro y plata (petzita, [(Ag, Au)2 Te ], Silvanita [(Au, Ag)Te2], Krenerita [(Au,

Ag)Te2], calaverita (AuTe2), hesita (Ag2Te) y otros), estibina, acantita, cinabrio y mercurio nativo y

electro (la aleación natural de oro y plata), fueron depositadas en condiciones epitermales. Otros

minerales de bonanza epitermales contienen teluros de oro y sulfuros, sulfosales y seleniuros de plata.

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

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

para reaccionar químicamente con las rocas circundantes. Estas fases terminales del sistema

hidrotermal canalizado se denominan fluidos Teletermales (del griego, tele: lejos). La zona teletermal es

in medio somero donde las temperaturas y las presiones son bajas donde las características de los

minerales son similares, tanto si se precipitaron de aguas meteóricas descendentes como fluidos

hidrotermales ascendentes diluidos por aguas subterráneas más frías.

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

hierro y galena pobre en plata, calcopirita, pirita, marcasita, calcosina, y cantidades menores de otrossulfuros. 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



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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 decorrelación 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 porMetamorfismo.

Depositación singenética dispersa, con concentración posterior por aguas subterráneas delujo artesiano.

Depositación singenética dispersa, con concentración posterior ascendentes.

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

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



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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 rápidoenfriamiento 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 porBuddinton (1935) como una adición necesaria a la clasificación de Lindgren.

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

mineralizasteis hacia la superficie, los minerales de alta y baja temperatura pueden ser bien

<<descargados>> juntos o bien distribuidos a lo largo de una zona determinada. La <<descarga>> tiene

lugar cuando los minerales que ordinariamente no se encuentran juntos son precipitados prácticamente

simultáneos.

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

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

Paragénesis normal de los minerales filonianos. Este tipo de yacimiento se conoce como solapados o

telescopiamiento, ya que cada zona se solapa con la siguiente. El solapamiento y la descarga caracterizan

a los yacimientos Xenotermales.

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

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

tipos y edades. Los yacimientos forman generalmente filones compuestos, desarrollados por reaperturasperiódicas de las fisuras y de posición de minerales de temperatura progresivamente más bajas.



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

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

reemplazamiento puesto que los sistemas son penetrantes y no hay tiempo suficiente para que tengan

lugar la mayor parte de las reacciones de reemplazamiento. Las rocas huéspedes están típicamente

fracturadas, rotas o cizalladas, y los minerales hidrotermales son generalmente de grano fino.

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

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

casiterita, wolframita, magnetita, especularita, sheelita, y molibdenita, aparecen como minerales

característicos de medios a baja temperatura, tales como sulfosales de plata. Además, cualquiera de los

minerales comunes de yacimientos mesotermales puede estar presentes en los conjuntos Xenotermales.

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

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

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

Estructuras que contienen mineralización

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

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

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

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

meteórica, la mayor parte son calientes, y diluidas y magmáticas. La precipitación de los minerales se

efectúa en virtud de los procesos efectuados por los cambios químicos, de temperatura, y presión de las

soluciones mineralizadoras.

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

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

depositados primeramente, hasta que el relleno se completa, y esto produce la crustificación, si la

cavidad es una fisura producirá un filón estratificado, si las capas rodean fragmentos de brecha, pueden

resultar minerales en forma de escarapela, si desde las paredes se proyectan cristales salientes, se forma

una estructura Padua.

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



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por que son el alojamiento de cristales hermosos y raros que adornan los museos de mineralogía. Los

depósitos y drusas permiten el estudio de la Paragénesis, la estratificación de las vetas pueden ser

simétrica o asimétricas. El relleno de cavidades implica dos procesos separados:

La forma de abertura.

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

independientes, separados por un intervalo de tiempo.

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

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

concentración de metales y productos minerales

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

Filones de fisura.

Yacimientos de zonas de cizallamiento.

Stockworks o criaderos en masa.

Crestas de repliegues.

Venas escalonadas.

Declives y planicies, grietas de plegamiento.

Yacimientos de relleno de brechas, volcánicos y de hundimiento tectónico. Rellenos de cavidades por soluciones, filones de cuevas, de galerías y de incisión

Rellenos de espacios porosos.

Rellenos de vesículas.

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

fisuras, dos de sus dimensiones son mayores que la tercera.

Formación. La formación de un filón de fisura implica:

La formación de la fisura misma.

Los procesos de formación del mineral.

Las fisuras pueden formarse en virtud de tensiones que actúen en la corteza terrestre, pueden o

no ir acompañadas por fallas, estas pueden ampliarse en el momento de la mineralización, por la fuerza

intrusiva de las soluciones mineralizantes que actúa desde abajo, la fuerza de cristalización de los

cristales al adquirir grosor puede separar como una cuña las paredes de una grieta y practicar una fisura

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

compacta o estratificada.



55

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

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

integrada por varias fisuras aproximadamente paralelas rellenas de mineral con vetas transversales que

en lazan.

Lenticulares, son gruesos lentejones en esquistos, se encuentran varios a la vez a modo de sarta de

salchicha, pero pueden estar sueltos formando lentejones escalonados.

Laminado, es un grupo de fracturas muy próximas entre, están delimitadas y paralelas cada una se

llena de minerales y queda separada por capas de roca estéril.

4.3.9. Características físicas. La mayoría de los filones de fisura son estrechos, y su longitud

oscila entre una decena de metros y algunos kilómetros, pocos son verticales la mayoría están

inclinados, con afloramiento en la superficie.

4.3.10. Yacimientos de cizalla. Las aberturas delgadas, hojosas, y conectadas entre sí de una

zona de cizalladura sirven de excelentes conductos para las soluciones mineralizantes, y se produce una

deposición en el interior de las venas y grietas en forma de granos finos o placas delgadas de minerales.

El espacio que quedo abierto es insuficiente para contener suficiente minerales no ferrosos para

constituir una mena, pero el oro con pirita forma depósitos explotables.

4.3.11. Reemplazamiento Metasomático. El reemplazamiento metasomático se denominageneralmente, 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. Losminerales substituyentes son acarreados en solución, y las substancias substituidas son alejadas también

en la solución.



56

4.3.12. Proceso de reemplazamiento. Si las soluciones mineralizantes se encuentran

minerales que son inestables en su presencia, se produce el reemplazamiento. El intercambio es

virtualmente simultáneo, y el cuerpo resultante puede ocupar el mismo volumen y puede conservar

idéntica estructura que el cuerpo original.

Si una pared de ladrillos se fuese quitando cada ladrillo uno a uno y se sustituyera por un ladrillo de

plata del mismo tamaño, el resultado seria una pared del mismo volumen y de la misma forma incluso

con el detalle del mosaico de los ladrillos.

4.3.13. Agentes del reemplazamiento. Los yacimientos de reemplazamiento son producidos

por soluciones líquidas o gaseosas y ambas predomina el agua. Las soluciones líquidas desempeñan elpapel más importante. La mayor parte de los yacimientos de reemplazamiento hipogénicos, se

consideran depositados a partir de soluciones alcalinas termales de procedencia ígnea; estas soluciones

pudieron haber salido de la cámara magmática en forma de líquidos alcalinos o de emanaciones

gaseosas ácidas, que ulteriormente se condensan en líquidos y generalmente se vuelven alcalinos por

reacción de las rocas por las cuales pasan las aguas calientes, que al principio son enteramente

magmáticas pueden haberse diluido y después de mezclarse con aguas meteóricas próximas a la

superficie. Las materias arrastradas proceden en gran parte del magma, pero alguna procede del hastial

disuelto.

La superficie fría o de las aguas artesianas producen también yacimientos de reemplazamiento,

tanto primarios como supergénicos por ejemplo: algunos depósitos de manganeso y muchos depósitos

de sulfato supergénico y las emanaciones gaseosa.

4.3.14. Yacimientos minerales resultantes. Los yacimientos minerales formados por

reemplazamiento pueden dividirse en: Yacimientos masivos compactos, de filón de reemplazamiento y

diseminados, los yacimientos de hierro, son los depósitos metálicos mayores y más ricos.

Los yacimientos masivos se caracterizan por su gran variabilidad de su tamaño y por su forma

extremadamente irregular, las masas situadas en caliza, generalmente se condensan y adelgazan forman

siluetas ondulantes.

En general, los yacimientos están formados en su mayor parte, de mineral introducido y de

minerales de ganga, y materia rocosa.

4.3.15. Yacimientos de filón de reemplazamiento. Están localizados a lo largo de delgadas

capas o fisuras cuyas paredes fueron reemplazadas por su forma parecen filones de fisura los anchosvarían a lo largo del mismo, el mineral puede ser masivo o diseminado.



57

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 lascondiciones 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, comola textura de las calizas oolíticas, los romboedros de dolomitas o los fenocristales del pórfido. Sin

embargo, comúnmente esta textura originaria queda destruida por completo.

4.3.19. Crestas de Repliegue. Si se dobla fuertemente un grueso montón de papel se forman

repliegues y aberturas entre las hojas del vértice del arco, dé manera análoga se forman receptáculos de

mineral a ser plegadas fuertemente capas alternas de rocas favorables o desfavorables, como cuarcita y

pizarra. Al rellenarse de mineral parecen la sección vertical de una silla de montar, y de ahí su nombre

inglés (Saddle).

4.3.20. Venas Escalonadas. Se da el nombre de venas escalonadas a fracturas transversales

cortas y espaciadas, con mayor o menor regularidad que se encuentran en los diques y se extienden en

forma aproximadamente paralela, de pared a pared del dique, estas aberturas pueden contener tal

cantidad de mineral que formen depósitos de importancia comercial, las fisuras pueden formar venas

individuales, aisladas.



58

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 pocaprofundidad y se cree que fueron disueltos por encima del nivel friático por aguas superficiales cargadas

de anhídrido carbónico.

Las cuevas de tamaños y formas diferentes son características de las regiones cársticas que han

experimentado prolongada erosión y que van acompañadas por hundimientos.

Las pequeñas cuevas pueden estar casi llenas de mineral, pero las cuevas grandes, solo contienen

generalmente costras periféricas de minerales en las cuales pueden figurar grandes y hermosos cristales.

4.3.24. Rellenos de espacios porosos. Los espacios porosos pueden contener minerales,además de petróleo, gas y agua, se encuentran minerales de cobre ocupando poros en las areniscas y en

las capas rojas Pérmicas otros elementos de importancia son el vanadio y uranio.

4.3.25. Rellenos vesiculares. La parte superior vesicular de la lava vesicular permeable puede

servir de conducto para las soluciones mineralizadoras. Se han encontrado en las vesículas existentes de

los basaltos rellenas de cobre y han dado a varios depósitos de importancia mundial y han sido

explotados hasta una profundidad de 2,750m.

4.3.26. Brechas Hidrotermales. Dentro de este yacimiento se a observado que existen dos tipos

de brechas hidrotermales asociados a ellos: Las brechas de colapso y brechas de intrusión y son buenos

receptáculos para la mineralización.

4.3.27. Brecha Hidrotermales de colapso. Se define como una roca brechada con un

desarrollo vertical más grande que sus dimensiones horizontales las características que presentan son

las siguientes:Se originan por gravedad y presentan una sección elíptica o circular.



59

Los contactos con la roca encajonante están bien marcados y se tiene presencia de fracturas

verticales.

Pueden o no alcanzar la superficie.

Se encuentran en grupos y ocasionalmente presentan una alineación bien definida y su tamaño

es variable y pueden alcanzar gran profundidad.

Los fragmentos de roca que constituyen tienen la misma composición que la roca encajonante.

Los fragmentos de la roca son normalmente angulosos, tabulares en ocasiones sé Presentan

bloques exfoliados dando formas arredondeadas. Los fragmentos tabulares son originados por

“descascaramiento” de las paredes de las chimeneas y por exfoliación del bloque redondo.

Generalmente el brechamiento va graduando hasta constituir un Stockwork.

Contienen gran cantidad de espacios vacíos como evidencia de la remoción de grandes

volúmenes de roca de roca original. Fluidos hidrotermales inyectados posteriormente dentro de la brecha, pueden formar canales

para una segunda época de mineralización.

Cuando están mineralizadas, el mineral de mena puede cubrir toda la brecha o formar una

pequeña parte de la estructura.

Generalmente la matriz no contiene polvo de roca. Las brechas de colapso mineralizadas,

presentan un tipo estructural con variedad de cambios, como chimeneas fracturadas y zonas de

Stockwork.

Existen muchas teorías que tratan de explicar el origen de este tipo de brechas solo se mencionaran

algunas.

4.3.28. Nortón (1973). Supone que en una intrusión en la cual una concentración alta en

volátiles en su parte superior que al reunirse originan una burbuja que va aumentando de tamaño

gradualmente hasta que la presión del vapor obliga la ruptura y el espacio desocupado entonces es

rellenado por fragmentos de la roca encajonante.

4.3.29. Locke (1926). Considera que la brecha se origina debido a una subsidencia causada por

la remoción de roca en la base de la chimenea. Esta es causada por una acción corrosiva de soluciones

tempranas, que dan paso a que se constituya un depósito mineral y reemplazamiento dentro de la

columna de fragmentos de roca.

4.3.30. Perry (1961). El supone que la presencia de un cuerpo intrusivo en el cual hay una serie

de pulsaciones que van dejando huecos en su techo, y locamente que esta acción favorece al colapso porhundimiento de la roca encajonante.



60

4.3.31. Brechas Hidrotermales de Intrusión. Sus estructuras están ampliamente desarrolladas

en muchos distritos mineros y están asociadas a depósitos de pórfidos cupríferos de algunas

características:

Se presentan como cuerpos irregulares, mantos, diques y raras veces chimeneas

La forma de los fragmentos varía de subangulosos a redondeados.

La matriz de estas brechas generalmente consiste de polvo de fragmentos pequeños

Es común la presencia de huecos o cavidades dentro de la brecha.

En ocasiones varían gradacionalmente a un fracturamiento en Stockwork. Los

fragmentos de la brecha han sido rotados, el desplazamiento ha sido muy pequeño.

La matriz de estas brechas puede o no estar mineralizadas, siempre que estas

estructuras se hayan formado antes o después de evento. La mayoría de los cuerpos se presentan a partir de una zona de alteración sericítica

por la acción de la presión de los fluidos. (Sillitoe, 1975).

4.3.32. Fracturamiento Hidráulico. Esta teoría explica que el tipo básico de brechas se debe a

desarrollos hidrotermales como brecha de ruptura, formada por el fracturamiento hidráulico causado

por pulsaciones magmáticas que proporcionan presión necesaria, para introducir soluciones

hidrotermales dentro de las rocas sobreyacentes a lo largo de fracturas incipientes. (Kenrs, 1964).

4.3.33. Brechación química. Esta teoría trata de explicar el origen de ciertas brechas y

esta relacionada con depósitos de mena. El brechamiento es considerado por esfuerzos generados

durante el asentamiento de los bloques que son acompañados por soluciones debilitantes de las rocas

subyacentes, debido al fracturamiento a lo largo de las fracturas incipientes.

4.3.34. Brechas de Hundimiento. En los métodos mineros de excavación en mina, se empieza a

excavar Al pie de un bloque de mineral; entonces, la roca que forma el techo empieza a hundirse, y este

hundimiento se va extendiendo, hasta que el bloque es una masa de fragmentos mineral angulosos y

confusos con considerable espacio abierto.

4.3.35. Depósitos de relleno de brechas. Los fragmentos de roca angulosos en las brechas dan

origen a numerosos huecos que permiten la entrada de las soluciones y la deposición de ulterior de

mineral, formando depósitos de relleno de brechas, las brechas pueden resultar por vulcanismo,

hundimiento o trituración.

4.3.36. Brechas volcánicas. Son aquellas que se han formado por una actividad volcánica

explosiva y da origen a depósitos de brecha estratificados y chimeneas de brechas o cráteres.

4.3.37. Depósitos de brecha tectónica. Las brechas producidas por plegamiento, falla,

intrusión, y otras fuerzas tectónicas han sido bautizadas con otros nombres: brechas de quebramiento,de conglomerado, craquelado, y desmenuzamiento.



61

4.3.38. Bolsadas o Bonanzas. Las denominaciones de bolsas, nidos o racimos o riñones se

emplean diversamente en diferentes lugares para designar concentraciones pequeñas e irregulares de

mineral. se refieren a concentraciones hipogénicas o supergénicas.

La palabra bonanza. Se usa para designar bolsada o racimo de mineral excepcionalmente rico, de

modo especial a lo que se refiere al oro y la plata y se refiere a ricas masas secundarias. Chimeneas o

tubos se emplean para designar bolsadas de mineral verticales o inclinadas, pueden encontrase en el

interior de los filones de fisura.

Forma y tamaño. Las bolsadas pueden ser irregulares, pero regularmente tienden hacer masas

alargadas, que extienden en posición regular.

Grupos:

Bolsadas de espacio abierto, debido a la existencia de espacio abierto. Bolsadas de intercesión, debido a intersecciones de vetas.

Bolsadas aprisionadas, debido al embalse de soluciones mineralizasteis.

Bolsadas determinadas por los jastiales debido al efecto sobre la precipitación.

Bolsadas determinadas por la estructura debido a influencias estructurales.

Bolsadas determinadas por la profundidad, debido al descenso de la temperatura y

presión.

Bolsadas de mineralización periódica, debido a sucesivos períodos de mineralización.

Bolsadas no clasificadas, debido a factores desconocidos.

4.4. YACIMIENTOS STOKWORS O CRIADEROS DE MASA

GEOLOGÍA DE LOS PÓRFIDOS CUPRIFERROS

4.4.1. Generalidades. Exploración de los depósitos minerales, conocidos como pórfidos

cupríferos se ha intensificado la exploración debido a la demanda que tiene el mercado del cobre a nivel

mundial. La mayor parte de reservas de cobre en el mundo se localizan en este tipo de yacimientos.

Una característica es que son yacimientos de baja ley y de alto tonelaje, las leyes son del orden del

menos del 1% y mínimas andan del orden del 0.55%.

Según Lowell y Guilbert (1970), son depósitos de cobre / molibdeno, presentes en forma diseminada

y en vetillas formando stockworks. La mineralización esta emplazada en varias rocas huéspedes que han

sido alteradas por soluciones hidrotermales más o menos dentro del patrón zonal concéntrico.

El depósito típico es de grandes dimensiones que varían desde cientos de metros hasta varios

kilómetros (Cananea, La Caridad, Bingham, Utah), la forma y dimensiones esta en función del tipo de

roca intrusiva, de la roca encajonante. Las rocas que forman la mayoría de los stocks mineralizados en

Norteamérica y Sonora México varían de granodiorítas a monzonitas de cuarzo, predominando

aparentemente las últimas.

El depósito contiene cantidades menores de molibdenita en los pórfidos de las regiones

continentales (E.U. y Sonora) de oro en los que están en los arcos insulares del Pacifico y las Antillas.



62

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 hundimientodonde se generan por fusión parcial los magmas calcoalcalinos que forman las andesitas de arco insular

o continentales y las intrusiones plutónicas cogenéticas. Se considera que la fusión parcial comienza a

operar a partir de los 100 Km de profundidad dentro de la corteza terrestre porque la placa fría produce

una variación en las isotermas del interior de la tierra. Sillitoe en (1972), propone que los metales que

van a llegar a los depósitos porfídicos fueron derivados desde el manto e incorporados a la corteza

oceánica en la unión de la placas divergentes y sugiere que la distribución espacial y temporal de los

depósitos porfídicos depende de los factores principales: el nivel de erosión de una serie o cadena

volcánico–intrusiva y el tiempo y de la disponibilidad de metales sobre una subducción subyacente.

El factor de erosión se propone para tratar de explicar la escasez de depósitos porfídicos en

cinturones orogénicos premesozoicos y la relativa abundancia de depósitos porfídicos expuestos, de

edad Cretácico Superior–Paleoceno, en orogenias postpaleozoicas. Provincias con alta concentración de

depósitos se interpreta como regiones debajo de las cuales la corteza oceánica anómalamente rica en

cobre fue consumida en las zonas de subducción o de Benioff (Sillitoe, 1972). Los depósitos porfídicos se

formaron durante una serie de pulsos imperceptibles relativamente cortos. Al parecer el

reemplazamiento de cobres porfídicos en cinturones lineales es independiente del control porlineamientos tectónicos y los depósitos porfídicos pueden ser formados sobre zonas de subducción

activas en periodos de convergencia de placas litosféricas.



63

La deficiencia de sedimentos a lo largo de la costa del pacifico con respecto a la del atlántico sugiere

un consumo de corteza oceánica en las zonas de subducción. El consumo y fusión parcial de la corteza

oceánica, conteniendo horizontes metalíferos en las capas exteriores de sedimentos sobreyacentes,

explican la procedencia y asociación de plutones calcoalcalinos y depósitos minerales relacionados.

Según Demant (1975), por debajo de la secuencia de las rocas ácidas que cubre la parte superior de la

Sierra Madre Occidental, se observan rocas andesíticas de Oligoceno, las cuales están afectadas por

numerosas intrusiones granodioriticas y gabroicas (50–90 millones de años).Explica la génesis del

magma, suponiendo que durante el Mioceno – Oligoceno existía en la margen del Pacifico de México, una

zona de subducción ligada a una placa actualmente desaparecida debajo del Continente americano, que

fue la Placa del Farallón. La compresión que existe en estas zonas se manifiesta al nivel del plano de

Benioff, pero en la superficie se lleva acabo fenómenos de distensión que favorecen la creación de un

graben y la ascensión del material magmático.Como se puede observar la tectónica de placas explica el magmatismo calcoalcalino con los

cinturones orogénicos, sin embargo las contribuciones relativas de manto contra la corteza, se

desarrollan magmas por fusión parcial a lo largo de las zonas de subducción y de posible contaminación

tardía por la corteza continental, durante el ascenso de los magmas.

Aún cuando esta teoría tiene bastante aceptación, existen algunos investigadores que expresan

ciertas dudas. Lowell (1974) argumenta que la asociación espacial de cinturones pórfidos con las

trincheras oceánicas y posibles zonas de subducción no son satisfactoriamente aplicables a la provincia

cuprífera del SW de E.U, por su distancia desde la margen continental y la evidencia fija inconclusa de sutrinchera 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.



64

(b)

Figuras 11. (a,b). Muestran el Origen de los Pórfidos Cupríferos por Tectónica de Placas

(Shilitoe, 1972)

Ambiente Tectónico y Tipo de actividad Geotermal



65

Fig.12. (A,B). Tipos principales de yacimientos epitermales de metales preciosos ydistribución espacial de los fenómenos de alteración. A: sulfato ácido, B: sericita-adularia.Muestra las nuevas teorías de los pórfidos cupríferos

Primero, los fluidos ricos en metal, fueron derivados de centros de propagación en el medio

oceánico.

Segundo, los metales fueron concentrados en la corteza oceánica.

Tercero, fue subducida sobre la placa continental y fundida.

Cuarto, el metal fue concentrado por diferenciación del plutón y depositado en la parte

superior como un depósito porfídico.

Por lo cual Lowell (1974) considera más simple y más lógico derivar el metal desde un origen en la

base de la corteza terrestre o sobre el manto a partir de un plutón migrado hacia arriba a lo largo de una

zona de debilidad de la corteza.

4.4.3. Rocas Intrusivas Mineralizadas. La composición de las rocas ígneas intrusivas

asociadas con los depósitos de pórfidos cupríferos son generalmente granodiorítas y monzoníticas de

cuarzo en los depósitos americanos y diorita de cuarzo se presentan en los arcos insulares en él

(Pacífico). Generalmente las rocas son de textura porfídica, algunas ocasiones se observa la textura

fanerítica. El tipo de intrusión más común en los depósitos de cobre porfídico. Stringham (1966) llama

intrusión pasiva, caracterizada por un emplazamiento que no ocasiona grandes perturbaciones, en las

rocas encajonantes.



66

4.4.4. Rocas Encajonantes. Las rocas encajonantes están relacionadas con los pórfidos

cupríferos pero no son determinantes solamente en las calizas, estas pueden ser de cualquier tipo,

ígneas, sedimentarias o metamórficas.

La edad de estas rocas varía desde precámbricas hasta terciarias. Sin embargo los tipos de roca

encajonante más comúnmente asociados a los pórfidos cupríferos son: derrames andesíticos, rocas

piroclásticas, lahares, rocas volcanoclasticas, riolitas traquitas y dacitas.

4.4.5. Estructura. La forma y dimensiones de los cuerpos intrusivos en los cuales se localizan los

pórfidos cupríferos son muy variables. Dependen de factores, tales como combinaciones de efectos de

orden interno del tipo de la intrusión en sí y del orden externo, influenciado por las propiedades físicas

y químicas de la roca encajonante.

Sin embargo las estructuras pre-intrusión, son las que controlan el emplazamiento de las rocas

intrusivas, siendo comunes los alargamientos siguiendo la orientación principal de las estructuras.

Una las principales características es su fracturamiento en forma de enrejado, donde se presenta una

intensa alteración hidrotermal acompañada de mineralización que rellena a las fisuras de un mineral

hipogénico. Dentro de estas estructuras se presentan masas porfídicas, diques, pegmatitas, aplitas,

brechas.

4.4.6. Principales Alteraciones de los Pórfidos Cupríferos. La alteración hidrotermal es

definida como la relación que tienen las rocas encajonantes que rodean a los depósitos de origen

hidrotermal con fluidos calientes que pasan a través de ellas, con los cuales puede estar asociada la

mena. En esta reacción el agua, la sílice, y el bióxido de carbono, están presentes en exceso, si las rocas

encajonantes son inestables en presencia de fluidos calientes y estos sufrieran cambios físicos y

químicos hasta encontrar un nuevo equilibrio para estas condiciones, formándose nuevos grupos de

minerales, debido a la presión y temperatura y composición de fluidos de alteración. La alteración

hidrotermal es una de las principales características de los pórfidos cupríferos. Según el modelo de

alteración propuesto por Lowell y Guilber (1970), en un pórfido cuprífero idealizado se reconocen las

siguientes zonas de alteración, dispuestas en forma concéntrica y son las siguientes:

El modelo de LOWELL & GUILBERT (1970) muestra los tipos de diferentes alteraciones

hidrotermales de la roca de caja y las simetrías en el sector alterado. Además el modelo contempla con la

ubicación de las mineralizaciones de sulfuros más importantes. Las zonas alteradas se diferencian por su

contenido en minerales secundarios. (Que pueden ser iguales o diferentes de los minerales de origen

primario). Entonces para determinar en terreno y sección transparente la zona de alteración hay que



67

diferenciar al primero entre minerales primarios y secundarios y después se analiza la Paragénesis de

minerales secundarios.

Generalmente LOWELL & GUILBERT diferencian cuatro zonas de alteraciones hidrotermales:

Alteraciones, Potásica, Fílica, Argílica, Propilítica y Sericítica. La secuencia de alteración desde el

núcleo a la periferia varía desde el orden antes mencionado. Los minerales característicos son: Clorita,

epidota, calcita, y pirita. El 90 % de la mineralización se presenta en vetillas y hay poca diseminación, es

común la presencia de venas verticales con pirita, galena, esfalerita, calcopirita.

La biotita es remplazada a lo largo del crucero por clorita y calcita, la epidota y la calcita son comunes

reemplazando a las plagioclasas.

Los grupos mineralógicos más comunes de este tipo son las siguientes:

Clorita –calcita-colinita

Clorita-calcita –talco

Clorita- epidota-calcita

Clorita-epidota

Como las alteraciones propilíticas y argilítica tienen en común caolinita, montmorillonita, sericita y

clorita, en ocasiones es muy difícil distinguirlas.

a). Zona Potásica (ingl.: potassic zone): La zona más a dentro de la alteración.

Las ortoclasas, plagioclasas y minerales máficos primarios se cambian por procesos hidrotermales a

ortoclasa (kfeld) y biotita, ortoclasa (kfeld) y clorita, o tal vez a Ortoclasa y biotita y clorita (chl) algunas

veces con sericita, anhidrita, cuarzo (qz) en stockwork. El núcleo de este zona puede ser pobre en mena.

Conclusión:

kfeld+bio

kfeld+chl

kfeld+bio+chl+/-ser

+/-anh

+/-qz (en stockwerk)

En esta zona el contenido de sulfuros es bajo. La relación de pirita – calcopirita es de 1:2, se tiene

0.3% de cobre casi totalmente como calcopirita, pero aumenta a0.5% y 1% en los alrededores de la

zona, en donde la relación de calcopirita es 1:1. La calcopirita esta diseminada comúnmente. La pirita

por lo general forma stockworks, la magnetita es rara o esta ausente y el molibdeno se encuentran envetillas.



68

b) Zona filítica (inglés: phyllic zone) Es el límite entre la zona potásica y la zona filítica no es

bien definida. Se trata de una zona de transición entre 2 hasta 30 metros. Biotita primaria y los

feldespatos se descomponen a sericita y rutilo. Además se conoce la paragénesis de cuarzo-sericita-pirita

con poca clorita (chl), Illita, rutilo y pirofilita (pyfi). Carbonatos y anhidrita son muy escasos en esta

zona.

Conclusión:

q+ser+py

ser,

+/-rut

+/-chl

+/-Illita

+/-pyfi

c) Zona Argílica: (inglés argillig zone): Zona no siempre bien desarrollada. Principalmente

corresponde a la formación de minerales arcillosos, como el caolín, montmorillonita y pirita en vetillas

pequeñas. Los feldespatos alcalinos no muestran fuertes alteraciones, biotita primaria se cambió

parcialmente a clorita. Los minerales son. Q+/-ser + py.

En la Zona Fílica y Argílica, dentro de estas zonas el contenido de cobre varía de 0.1 a 0.55%,

con una relación de pirita–calcopirita de 10:1, presentándose estos dos sulfuros principalmente en

vetillas. Es común encontrar zonas con contenido de pirita de 6 a 25% en peso. Generalmente la pirita

ocurre en vetillas.

d) Zona propilítica: (inglés: propylitic zone): La zona más afuera del sistema sin contacto

definido a la roca de caja. Las alteraciones se disminuyen paulatinamente hasta que desaparecen

completamente. Las características de esta zona son los minerales clorita, pirita, calcita y epidota. Las

plagioclasas no siempre muestran alteraciones, biotita y hornblenda se cambiaron parcialmente o total a

clorita y carbonatos. Los minerales son. Cl-Epi-Carb-adularia-alb.

La alteración Supergénica es de mucha importancia para determinar las zonas de sulfuros

secundarios. Basándose en el análisis de las limonitas presentes en los capotes de lixiviación de los

pórfidos cupríferos con alto contenido de pirita. Estos casquetes o capotes pueden ser hematíticos,

jarosíticos y goethíticos o una combinación de los tres. Todo depende del tipo de alteración hidrotermal,

la mineralogía de los sulfuros hipogénicos, la permeabilidad de la roca, el fracturamiento y brechamientode la misma.



69

La mineralización se encuentra comúnmente en vetas y consiste de plata, oro y calcopirita, con

algo de galena y esfalerita. La pirita se presenta en forma del 2 al 6% en peso de roca, aunque es común

la presencia de pirita diseminada.

Zonas de alteración hidrotermal en un pórfido cuprífero idealizado (Lowel Guilbert, 1970)

Abreviaturas

Adul - Adularía Alb - Albita Anh - AnhidritaBi - BismutoCaol- KaolínCarb - Carbonatos

Cl - Clorita

(a)

Abreviaturas

Cp - Calcopirita

Esf - EsfaleritaGal - GalenaMag - MagnetitaMb - MolibdenitaPi - Pirita Ag - Plata Au - Oro

(b)

(c)Figuras 13(a,b,c). Diagramas según Lowell & Guilbert



70

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 valoreconómico. Aunque también pueden sobreyacer a cuerpos mineralizados de enriquecimiento

secundario. Es importante reconocer los diferentes tipos de limonita, mediante análisis, se puede

determinar el tipo de mineralización existente en zonas de enriquecimiento.

4.4.10. Mineralización Primaria. Los minerales primarios o hipogénicos son aquellos que se

formaron a profundidad por procesos relacionados con la actividad hidrotermal que produjo la

alteración de las rocas mineralizadas simultáneamente.

Aquellos que se caracterizan a los pórfidos cupríferos son: Calcopirita, bornita, y molibdenita,

asociados con cantidades variables de pirita y /o pirrotita.

Están controlados estructuralmente por fracturas y / o brechas, sin embrago, son comunes las

diseminaciones singenéticas de pirita, calcopirita, bornita, y raramente molibdenita en las rocas

porfídicas y diseminaciones epigenéticas de todo tipo de sulfuros que reemplacen a los minerales de las

rocas plutónicas y rocas encajonantes volcánico-sedimentarias.

La zonación especial y temporal de los sulfuros es común. Las zonas con alto contenido de molibdeno

ocupan el núcleo del depósito, la bornita, la calcopirita decrecen a partir de el. Los halos de pirita que

contienen arriba del 20% de sulfuros en volumen comúnmente ocupan la periferia del núcleo central deldepósito. 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.



71

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 deminerales 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 molecularentre las sustancia remplazarte y la reemplazada.

La permeabilidad de las rocas encajonantes es esencial para permitir la penetración de las

soluciones más debajo de la zona de oxidación. Esta zona debe estar libre de participantes, como roca

silícea o carbonatada que fijan los minerales contenidos en las soluciones enriquecidas.

Los sulfuros expuestos a la atmósfera o a la disolución en o cerca de la superficie son oxidados,

formándose ácido sulfúrico y sulfatos de cobre y fierro. Si los iones de carbonatos o silicatos, se

encuentran disponibles el cobre puede ser fijado como malaquita, azurita, crisocola, y otros minerales

oxidados.

La profundidad a la cual se extiende la mineralización Supergénica varía en los distintos depósitos,

pero la máxima conocida se extiende a más de 600 m.

4.4.13. Exploración. Los estudios de exploración pueden iniciarse por fotogeología, geoquímica

de suelos, aguas vegetación, métodos geofísicos como la gravimetría, Magnetometría

a). Geología. La exploración geológica de los depósitos de tipo pórfido cuprífero tienevariantes. 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,



72

auxiliada por métodos geoquímicos e interpretar los resultados de los métodos geofísicos, muchos de los

cuerpos mineralizados están enmascarados y cubiertos por aluvión y derrames volcánicos. También

debe tomarse en cuenta sus características estructurales y distribución de la mineralización y alteración

de los mismos.

b). Características estructurales. Un Stockwork es una red entrelazada de pequeñas venas

que atraviesa una masa rocosa., cada una de estas pequeñas venas pocas veces rebasa la anchura de

unos centímetros y algunos decímetros y la longitud de unos cuantos metros, y la distancia que la separa

ente sí oscila entre unos cuantos centímetros y algunos decímetros. Las porciones comprendidas entre

estas venas pueden estar parcialmente impregnadas de minerales. Se beneficia toda la masa de la roca.

Las pequeñas venas consisten en bolsas rellenas que presentan estructura Padua, crustificación y drusas.

Los stockwork dan minerales estaño, oro, plata, cobre, molibdeno, cobalto, plomo, zinc, mercurio, y

asbesto.

Las pequeñas venas de un stockwork se forman por:

a. Craquelado por enfriamiento de las partes superiores y marginales de las rocas intrusivas.

c) Fisuras irregulares producidas por fuerzas de tensión o torsión, por ejemplo un movimiento de

falla hacia bajo a lo largo de una fisura curva produce un craquelado donde el techo se desplaza sobre el

muro

d) Geofísica. Los métodos más utilizados son de Aéreo Magnetometría, Magnetometría terrestre,

gravimetría y los diferentes métodos eléctricos como la polarización inducida.

f) Geoquímica. Los programas de exploración geoquímica de rocas y suelos normalmente son

emprendidos durante las primeras etapas de exploración, es la localización de cuerpos mineralizados,

mediante el muestreo de sedimentos de arroyos y analizados por el método de plasma y detectar los

elementos indicadores o trazas, el levantamiento puede llevarse acabo a nivel regional y de detalle o

semidetalles



73

Fig. 14. Que muestra la integración de los diferentes métodos utilizados en la exploración de

yacimientos minerales



74

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 demineral 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 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 desodio, dando ácido clorhídrico, con el hierro produce cloruro férrico, que es un poderosos

oxidante.



75

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 sit u 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.

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:



76

Tabla.8. Solubilidad y Solución

Sulfatoscomunes

Carbonatoscomunes

Sulfuroscomunes

(Precipitados).

SO4 Mn CO3 k2 SMnSO4 Zn CO3 Na2 SZnSO4 Mg CO3 Cu Sfe

(SO4)3 Al2 CO3 Mn ScoSO4 Fe CO3 Fe SinSO4 Cu CO3 Mg SCd

SO4 Na2 CO3 Zn S3 Sb2 SO4 K2 CO3 Ba SPb

SO4 Ag2 CO3 Ca ScuSO4 Ca S3As2 SO4 Pb Sag2

S3Bi

SHg

El ácido sulfúrico diluido, son atacadas la pirrotina, calcopirita, bornita, blenda y

galena; la pirita, y los compuestos de plata sólo resultan ligeramente atacados, no son

atacados los minerales como la covelita, calcosina y molibdenita sin embargo el sulfato

férrico disuelve con facilidad a la mayoría de ellos.

Los carbonatos son de baja solubilidad y los sulfatos muy solubles, siendo excepciones

los sulfatos de plomo y de bario, (ver tabla del comportamiento ante la oxidación de losminerales 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.

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.



77

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) estructurasdejadas por tatraedrita.



78

Figura 16. Tipos de estructuras principales de mineralización diferentes estilosy 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.



79

Tabla. 9. COLORES QUE SIRVEN COMÚNMENTE PARA DIAGNOSTICAR EL YACIMIENTO EL AFLORAMIENTO DE METÁLES COMUNES.

Mineral o metal Colores de afloramiento Compuestos oxidadosSulfuros de hierro Amarillos, pardos, castaños,

rojos.Goethita, oligisto, limonita,Sulfatos.

Manganeso Negro Óxidos de manganeso.Alcochado.

Cobre Verdes, azules Carbonatos, silicatos, sulfatos,óxidos, nativos.

Cobalto Negro, rosa brillante Óxidos, flor de cobalto.Níquel Verde Flor de níquel (annabergita),

garnierita.Molibdenita Amarillos brillantes Wulfenita, molibdenita.Plata Verdoso, céreo Cloruros, nativa.

Arsénico Anaranjado, amarillos Óxidos.Bismuto Amarillo pálido Bismutita.Cadmio Amarillo pálido Óxido de cadmio.

5.5. Limonita. Posnsjak y Merwin demostraron que no existe ninguna especie llamada

(limonita). Los únicos miembros de la serie de óxidos de hierro hidratado son: el oligisto,

óxido férrico, y el monohidrato Fe2 O3.H2 O que existe en las dos formas goethita y

lepidocrosita.

5.6. Limonita indígena y transportada. En los afloramientos, el hierro de sulfuros

puede:

Fijarse como óxido en lugar del sulfuro precedente, formando limonita indígena que

procede de los sulfuros ocupa los vacíos dejados por ellos, su estructura.

Ser disuelto, transportado y precipitado en otra parte, formando limonita

transportada indígena se deposita en estado férrico insoluble y la transportada lo es

en el estado ferroso soluble; Posnjak y Merwin han demostrado que la oxidación del

hierro ferroso a férrico se retrasada por el ácido sulfúrico libre y acelerada por el

cobre.

5.7. Migración del hierro. La naturaleza de la ganga afecta a la emigración de hierro,

el cuarzo, que es una ganga inerte, no ejerce ningún efecto precipitador sobre el hierro en

solución, pero el carbonato lo es: Locke divide las gangas coberteras en cuatro clases:

o inerte (cuarzo y barita)

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).



80

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, conla 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.

Al parecer, los colores de la limonita proceden de la composición mineral, lainfluencia 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,



81

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 eloxígeno 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.

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 opizarras impermeables, las rocas verdes, plegables, así como las rocas ígneas básicas

caolinizadas, no favorecen la oxidación; los carbonatos se vuelven porosos a la



82

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.

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 oxidadosque para los no oxidados, por que muchos se expiden directamente a las fundiciones.



83

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.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 enriquecimientosupergénico de los yacimientos.

Fig.18. Muestra las soluciones Epitermales de baja y alta sulfuración



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85

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 laformación, encima de la roca intacta, de un suelo, cuyo espesor es función del tipo de agente de

alteración, de la duración del fenómeno, de la naturaleza del material y de la posibilidad de

aportación de los productos.

El transporte se realiza generalmente mediante el agua, en primer lugar en los arroyos,

después en los ríos y finalmente en el mar (corrientes y oleaje), pero puede deberse también al

viento, a los glaciares, a la gravedad e incluso a los organismos. Ello conduce en general a una

clasificación del material en base a las dimensiones, al peso específico o bien a la composición

química.En el transporte mediante el agua conviene distinguir el material que simplemente es rodado

del que es transportado en suspensión o directamente en solución.

El tercer estadio del ciclo de erosión viene representado por el depósito y es el más

importante ya que confiere al sedimento las características de textura definitiva.

En base al ambiente de depósito, los sedimentos se distinguen en Continentales y Marinos.

Los primeros pueden ser subáereos, y subacuáticos

Los subacuáticos se distinguen en fluviales, formados principalmente por cascajos y arena

bastante trabajada, Lacustre basándose en arenas, limos y arcillas, Lagunares constituidos sobre

todo de limos y arcillas con intercalación ocasional de evaporitas, es decir sales precipitadas a

partir de soluciones sobresaturadas y deltáhicos, formados por materiales diversos bien

seleccionados según un orden de tamaño.

Los sedimentos marinos están formados por una mezcla de material detrítico de tamaño más

o menos grande, frecuentemente recompuesto a partir de sedimentos continentales

preexistentes junto a minerales derivados de la precipitación química o bioquímica de las sales

presentes en el agua de mar y por residuos de la actividad orgánica presente en la columna deagua (esqueletos, conchas, etc.)



86

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 laformación de caparazones; después de la muerte de los organismos, derivan en masas

estratificadas a veces de gran extensión.

A partir de una cierta profundidad, el carbonato de calcio se disuelve, razón por la cual los

depósitos abisales están formados, casi exclusivamente de sílice procedente en gran parte del

acumulo de restos de organismos o a la precipitación de soluciones cálidas de origen volcánico

que contienen también manganeso y hierro (cherts). Los depósitos fosfatados y ferrosos

muestran en cambio un origen primordialmente continental: los primeros derivan del acumulo

de esqueletos de vertebrados o de excrementos y los segundos de la fijación bacteriana del hierro

en solución en el agua de los pantanos.

Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas, procedentes, como su

nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente marinas en cuencas

cerradas, con precipitación de sales (en especial cloruros y sulfatos de elementos alcalinos que

en las aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación permanecen en solución.

El estado final del proceso de sedimentación está constituido por la Litificación, es decir la

transformación del sedimento suelto en roca coherente por eliminación de los vacíosintergranulares; 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,



87

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 ysólidos disueltos para la formación de sedimentos clásticos y no clásticos. Bajo condiciones

favorables de transporte, clasificación, y deposición, algunos minerales de mena llegan a ser lo

suficientemente concentrados para constituir yacimientos económicos. Estas menas

sedimentarias se clasifican generalmente como precipitados químicos y acumulaciones

mecánicas, de acuerdo a su composición química y mineralógica. Si se derivaron químicamente

como mecánicamente las menas sedimentarias son: Yacimientos singenéticos.

Ciertos yacimientos han sido precipitados como sedimentos primarios de aguas

superficiales por procesos químicos y bioquímicos. Las menas de este tipo incluyen óxidos,silicatos y carbonatos de hierro y manganeso, como la formación del hierro bandeado del lago

superior.

Los constituyentes de los depósitos de carbonato sedimentario, como las calizas, dolomitas,

y magnetita industrial, se derivan de las aguas de mar o salinas, las cuales se enriquecieron con la

meteorización de rocas así mismo, los constituyentes de los numerosos tipos de depósitos.

La solución de los constituyentes de los depósitos sedimentarios de importancia económica

se realiza en parte durante la meteorización, como ocurre con el hierro, manganeso, fosfatos,

cobre y algunos otros metales. Los principales disolventes son el agua carbonatada, el ácido

húmico y demás ácidos orgánicos

Las aguas carbónicas son disolventes muy activos del hierro y manganeso y fósforo;

cuando el hierro está presente en estado ferroso su solubilidad no ofrece ninguna dificultad, pues

dicha forma es inestable.

Depositación

6.1.2. A partir de soluciones bicarbonatadas. El hierro y el manganeso pueden

depositarse a partir de soluciones de bicarbonato de hierro por:



88

1. pérdida de anhídrido carbónico.

2. oxidación e hidrólisis.

3. plantas.

4. bacterias.

5. substitución de conchas del fondo del mar, en el caso del hierro, formado por oligisto (fósil)

6. Reacción con sílice y arcilla coloidales del fondo del mar, produciendo un gel que absorbe

potasio del agua y forma glauconita, o reacciones parecidas que forman chamosita.

El fosfato de calcio se precipita a partir de las soluciones en presencia de Carbonato de calcio.

6.1.3. A partir de soluciones sulfatadas. Los minerales de hierro y manganeso pueden

ser precipitados a partir de soluciones sulfatadas por:

1. reacción con carbonato de calcio.

2. oxidación e hidrólisis.

3. reacción del hierro con silicatos, produciéndose greenalita.

6.1.4. A partir de soluciones orgánicas. La precipitación del hierro y el manganeso, a

partir de soluciones, tiene lugar por:

1. oxidación del carbonato ferroso y manganeso a óxidos férrico y mangánico.

2. bacterias.

3. acción de las plantas.

4. hidrólisis.

5. reacción con álcalis.

6. Los electrólitos del agua del mar actúan sobre hidrósolos de óxido férrico estabilizados por

coloides orgánicos, y dan un gel de óxido férrico hidratado.

6.1.5 Deposición por bacterias y catalítica. Harrar , ha demostrado categóricamente

que las bacterias tienen un papel preponderante en la deposición del hierro, divide las bacterias

que intervienen en ello en tres grupos principales:

1. Las que precipitan hidróxido férrico a partir de soluciones bicarbonatadas ferrosas, tales

como la Spirophylum ferrugineum y la Gallionella ferrugeneum, que se desarrollan mejor en

ausencia de materia orgánica y en presencia de dióxido de Carbono.

2. Las que depositan hidróxido férrico a partir de soluciones orgánicas o inorgánica de hierro,

como la Leptothtrix ochracea y Cladothrix dichotoma, estas necesitan materia orgánica.



89

3. Las que atacan las sales orgánicas de hierro empleando el radical orgánico como alimento y

produciendo el óxido férrico, Moore y Maynard demostraron que él hidróxido férrico es

precipitado por bacterias del suelo de aguas naturales.

El fósforo es precipitado por bacterias, pero la mayor parte es eliminado probablemente de la

solución por vertebrados o moluscos, y la deposición se produce mejor en condiciones

reductoras y en aguas poco profundas.

Las bacterias intervienen eficazmente también en la deposición de azufre a partir de sulfatos y

anhídrido sulfuroso.

6.1.6. Productos de la deposición. El hierro es precipitado comúnmente en forma de:

carbonato ferroso (siderita)

óxido férrico hidratado, goethita (limonita).

óxido férrico (oligisto).

sales férricas básicas menores.

6.1.7. Pantanos y lagos. En pantanos pequeños y lagos pantanosos, los depósitos son

pequeños y localizados. El hierro se deposita en forma de hidróxido de carbonato en ausencia de

materia orgánica se oxida fácilmente en óxidos férricos.

6.1.8. Marisma. En regiones de aguas salobres y marismas, aguázales marinos, el hierro

se deposita en presencia de plantas y la precipitación tiene lugar a partir del bicarbonato ferroso

o soluciones orgánicas, principalmente mediante la pérdida de anhídrido carbónico; la

vegetación en descomposición inhibe la oxidación del hierro y se deposita en forma de carbonato

férrico (siderita).

6.2. El Ciclo del carbonato. La solución, transporte y deposición de carbonato cálcico y

magnésico da origen a depósitos comerciales de calizas, dolomitas y magnetitas.

Las calizas son de origen marino o de agua dulce, el magnesio puede sustituir en parte al

calcio, dando calizas dolomíticas, se hallan presentes impurezas de sílice, arcillas, o arena, así

como cantidades de fosfato, hierro, manganeso y materia carbonatada, el calcio se libera por

meteorización de las rocas y es transportado por las cuencas sedimentarias principalmente por

bicarbonato, en parte como carbonato y abundante como sulfato.

El carbonato de calcio es depositado por medios inorgánicos, orgánicos y mecánicos. El

anhídrido carbónico desempeña un papel predominante en los procesos inorgánicos, porque la

solución del carbonato cálcico en el agua depende de él. Si se pierde el carbonato se precipita,

como en las estalactitas de las cavernas. El volumen de anhídrido carbónico en el mar depende

de la temperatura del agua y de la cantidad existente en el aire, que está en equilibrio con el agua.

La deposición orgánica se produce por algas, bacterias, corales, foraminíferos y conchas

mayores (coquina). La caliza puede formarse mecánicamente mediante la deposición de materiadesmenuzada de conchas y arena de coral, que se cementan formando una caliza compacta.



90

La Marga, es una caliza pura, friable e incoherente, se deposita en los lagos a partir de carbonato

de calcio suministrado por las corrientes de agua o los manantiales, en los lagos glaciales; porque

los glaciales que produjeron los lagos proporcionaron caliza desmenuzada aportaron agua fría

rica en anhídrido carbónico y con carbonato de cálcico en solución. Sin embargo, la mayor parte

de la marga es depositada por plantas acuáticas.

La Greda, caliza terrosa blanca, se deposita principalmente en aguas poco profundas, y esta

formada por un precipitado químico de carbonato cálcico y diminutas conchas foraminíferos y

otros organismos.

La Dolomita consiste en el doble carbonato de calcio y magnesio, aproximadamente (54% CaCO3

y 46% MgCO3), pero en las calizas dolomíticas la proporción de MgCO3 es inferior que la

dolomita, una parte del magnesio puede ser sustituido por hierro o manganeso. Muchas

dolomitas no son sedimentarias, sino sustituciones epigenéticas de calizasLa Magnecita, es carbonato de magnesio y es importante es un importante mineral industrial. La

variedad sedimentaria se encuentra asociada a la sal y yeso, o pizarras o calizas, y está formada

por deposición de carbonato de magnesio junto, con algo de carbonato de calcio a partir de las

aguas concentradas de lagos salinos; la deposición es provocada por precipitación química con

deshidratación subsiguiente, y el magnesio fue transportado en forma de sulfato de magnesio por

aguas superficiales subterráneas y que reaccionó con carbonato de sodio hasta dar

hidromagnesita insoluble que se acumulo en forma de precipitado relativamente puro, y el

sulfato de sodio que permaneció en solución junto con otras sales.CLASE USOS

CALIZAS de construcción Edificios y estructuras

Calizas cemento Cementos hidráulicos

Calizas silisias Cales hidráulicas

Calizas silicoaluminosas Cementos naturales

Calizas Fundentes, fertilizante, productos químicos

Rocas calcáreas Cal viva

Greda Cementos, polvos clariones, fertilizante

Marga Cemento fertilizante

Caliza litográfica Grabados finos

Dolomítica Cementos refractarios

Magnesita Cemento refractarios, químico

Tabla. 10. Lista de variedades de carbonatos sedimentarios de interés económico.



91

Fig. 19. Se muestra algún tipo de rocas sedimentarias



92

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 sonreducidos 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 deazufre tiene que ser extraordinariamente grande, para que se pueda registrar la acumulación de

capas de azufre puro.

Se cree que el yeso que lleva asociado fue depositado durante el período de elevada por

evaporación que eliminaron temporalmente las bacterias reductoras del sulfato y la deposición

de azufre. El sulfhídrico volcánico que se oxida y pasa por azufre, es considerado por ( Kato),

como el origen de las capas de azufre existente en el lago de Kozuke. ( Sagui), considera que fue

alimentado por manantiales calientes procedentes del basalto subyacente, en las cuencas de

azufre de Sicilia.

6.3.1. Nutrientes En la definición de los nutrientes según su cantidad necesaria para el

crecimiento normal y desarrollo de las plantas, se estableció la clasificación de los mismos en:

Macro nutrientes: nitrógeno, fósforo y potasio.

Nutrientes secundarios: calcio, magnesio y azufreMicro nutriente: cobre, cinc, molibdeno, hierro, manganeso, boro y cloro.



93

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).



94

Fig. 20. Ilustración del azufre

El H2S que regresa a la atmósfera se oxida espontáneamente es acarreado por la lluvia. Los

sulfuros presentes en combustibles fósiles y rocas sedimentarias son oxidados finalmente a ser

empleados como combustible por el hombre, debido a movimientos de la corteza terrestre, y a la

intemperización, respectivamente.

La mineralización del azufre ocurre en las capas superiores del suelo, el sulfato liberado del

humus es fijado en pequeñas escala por el coloide del suelo, la fuerza de absorción con la cual son

fijadas los aniones crecen en la siguiente escala:

CL? –NO3? – SO4? –PO4? –SiO3 –OH?

El sulfato es ligado correspondientemente mucho más débilmente que el fosfato del cual

pequeñas cantidades es suficiente para reemplazar el SO4 a través de las raíces. El sulfato es laforma soluble del tratamiento del azufre en la planta donde es reducido para integrar

compuestos orgánicos. La reabsorción del SO4, depende del catión acompañante y crece en el

sentido siguiente.

Ca < Mg. < Na < NH < K

En cantidades limitadas el azufre puede absorberse, este proceso puede ser inhibido por el

cloro, por las partes epigeas de la planta.

Entre el azufre orgánico y el mineral, no existe una concreta relación en la planta; la

concentración de ( S ) mineral, depende en forma predominante de la concentración del azufre in



95

situ, por la cual pueden darse notables variaciones. En cambio el azufre de las proteínas depende

del nitrógeno, su concentración es aproximadamente 15 veces menos que el nitrógeno, que se

encuentra en la atmósfera, donde se concentra debido a los procesos naturales de

descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y fundición de metales.

Fig. 21. Ilustración del ciclo del azufre

El azufre es absorbido por las plantas en su forma sulfatado, SO4, es decir en forma aniónicaperteneciente a las distintas sales: sulfatos de calcio, sodio, potasio, etc. (SO4 Ca, SO4 Na2)

El azufre no solo ingresa a la planta a través del sistema radicular sino también por lashojas en forma de gas de SO2, que se encuentra en la atmósfera, a donde se concentra debido a los

procesos naturales de descomposición de la materia orgánica, combustión de carburantes y

fundición de metales. 6.3.2. Funciones. El azufre en el interior de las células tiene características de poca

movilidad. Cumple fisiológicamente algunas funciones importantes, además de constituir

distintas sustancias vitales, son las siguientes:

Forma parte constituyente de las proteínas (cistina, cisteína, metionina).

Forma parte de las vitaminas (biotina).

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 constituciónde estas macromoléculas además de formar parte de los aminoácidos (compuestos moleculares

http://www.monografias.com/trabajos11/teosis/teosis.shtml



http://www.monografias.com/trabajos10/gase/gase.shtml



http://www.monografias.com/trabajos/atm/atm.shtml


http://www.monografias.com/trabajos14/administ-procesos/administ-procesos.shtml#PROCE


http://www.monografias.com/trabajos14/impacto-ambiental/impacto-ambiental.shtml



http://monografias.com/trabajos10/coma/coma.shtml











96

imprescindibles para la formación de los péptidos, que se unen a su vez para la formación de las

proteínas).

Algunas especies como las crucíferas, y entre ellas las liliáceas, adsorben una gran cantidad

de sulfatos, produciendo en su contenido celular gran cantidad de sulfuro de alilo que ocasiona el

olor característico de algunos vegetales como la cebolla.

El contenido de azufre en las oleaginosas, y especialmente de aquellos frutos con alto

contenido de aceite como la mostaza, es notablemente elevado. El azufre actúa sobre el contenido

de azúcar de los frutos, a pesar de que el contenido de almidón también puede estimarse; sin

embargo no puede hablarse de una elevación del contenido del almidón por la fertilización el

azufre.El azufre es un componente insustituible de algunas grasas (mostaza y ajo), y también

forma parte de las vitaminas (tiamina y biotina). Este elemento contribuye en la formación de la

clorofila, a un desarrollo más acelerado del sistema radicular y de las bacterias nodulares, que

asimilan el nitrógeno atmosférico, que viven en simbiosis las leguminosas. Parte del azufre se

encuentran en las plantas en forma oxidada de compuestos inorgánicos.

Las gramíneas y las papas requieren entre 10-15 Kg/Ha. Las coles 40-70 Kg/Ha.

6.3.3. Deficiencias del Azufre: Se presentan principalmente en los suelos y plantas

6.3.3.1 En el suelo: La deficiencia de azufre se observa en suelos pobres en materiaorgánica, 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.



97

6.3.3.4. Conclusiones. Todos los nutrientes ya sean macro o microelementos son

necesarios para un correcto balance para la nutrición de la planta.

La ausencia de un macro o micro elemento, provocaría un des balance no solo en el sistema

fisiológico de la planta sino también en el sistema del suelo y medio ambiente.

6.4. Ciclo de la Arcilla. El ciclo de la arcilla difiere de los ciclos sedimentarios en que los

constituyentes de arcilla no son transportados en solución, sino en suspensión, y que la

deposición de los mismos se efectúa por procesos mecánicos. Las arcillas sedimentarias pueden

dividirse en marítimas, estuarios, lacustres, pantanosas, y fluviales.

El término arcilla se usa habitualmente con diferentes significados:

Desde el punto de vista mineralógico, engloba a un grupo de minerales (minerales de la

arcilla), filosilicatos en su mayor parte, cuyas propiedades fisico-químicas dependen de

su estructura y de su tamaño de grano, muy fino (inferior a 2 mm).

Desde el punto de vista petrológico la arcilla es una roca sedimentaria, en la mayor parte

de los casos de origen detrítico, con características bien definidas. Para un

sedimentólogo, arcilla es un término granulométrico, que abarca los sedimentos con un

tamaño de grano inferior a 2 mm.

Para un ceramista una arcilla es un material natural que cuando se mezcla con agua en la

cantidad adecuada se convierte en una pasta plástica. Desde el punto de vista económico

las arcillas son un grupo de minerales industriales con diferentes características

mineralógicas y genéticas y con distintas propiedades tecnológicas y aplicaciones.

Por tanto, el término arcilla no sólo tiene connotaciones mineralógicas, sino también de

tamaño de partícula, en este sentido se consideran arcillas todas las fracciones con un tamaño de

grano inferior a 2mm. Según esto todos los filosilicatos pueden considerarse verdaderas arcillas

si se encuentran dentro de dicho rango de tamaños, incluso minerales no pertenecientes al grupo

de los filosilicatos (cuarzo, feldespatos, etc.) pueden ser considerados partículas arcillosas

cuando están incluidos en un sedimento arcilloso y sus tamaños no superan los 2 mm.

Las arcillas son constituyentes esenciales de los suelos y sedimentos debido a que son, en su

mayor parte, productos finales de la meteorización de los silicatos que, formados a mayores

presiones y temperaturas, en el medio exógeno se hidrolizan



98

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.

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 rocasobtenían 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 delanterior. El lugar dónde una capa de carbón o cualquier otra roca aflora en la

superficie de la tierra es conocido como 'afloramiento'. Cuando se había

excavado un afloramiento con mucho carbón fue posible hacer una búsqueda en otro

afloramiento y se dieron cuenta que había varias capas descansando una sobre la otra, separando

las capas de otros tipos de rocas.

Se notó por las excavaciones de estos carbones continuaban más allá

de las extracciones, cuando no había mas carbón que pudiera trabajarse

seguramente en los afloramientos o bordes de los crestones, se excavaron



99

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 hast a 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 duródurante aproximadamente 75 millones de años.

Dentro de este espesor puede haber encima de cien capas o crestones de carbón, pero

muchos de ellos los espesores son demasiado delgados entre 2.5cm a 60cm de espesor por lo

cual son demasiados delgados para ser explotados. La mayoría de las capas de los carbones de

medida de espesor laborable entre 60cm y 3.m, pero hay capas entre 7m y 9m., en Escocia hay

uno de 30m de espesor, pero sólo se encuentra en una área muy pequeña. En Australia hay una

capa de 240m espesor y otros aproximadamente 60 m espesor.

6.5.2. La formación de Carbón. Se encuentran a menudo impresiones de

hojas y tallos de plantas en el techo de la costura de un carbón; es decir, en las rocas

que quedan inmediatamente sobre la costura de vez en cuando un tronco de árbol,

se encuentra en esta posición, en el suelo o simplemente debajo de la costura, como

serpentín oscuro se ve qué las señales demuestran ser los restos de raíces del árbol.

Cuando una rebanada delgada de carbón se examina bajo el microscopio se ve que

contiene fragmentos de plantas. Cuando un químico analiza un trozo de carbón

encuentra a que tipo de madera alterada corresponde.

Estos hechos no dejan ninguna duda que carbón fue hecho de material de la planta,

pero para entender cómo el carbón fue formado, las capas de hace más de 200 millones de años,

primero estudiaremos algunas cosas que están pasando en nuestros días, en algunas partes del

mundo hay una densidad de selvas, pantanos, el mejor conocido de es el Pantano Triste en

América. Ésta es una área baja, sólo unos pies sobre el nivel del mar, cubriendo una área de

aproximadamente 1,500 sq. millas en los Estados de Virginia y Carolina del Norte.



100

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 seformaron las costuras hace 250 millones de años. El área donde la Gran

Bretaña e Irlanda ahora la posición de un inmenso estuario poco profundo

o laguna. La tierra montañosa coloco hacia el norte a parte de media de

Escocia, hacia el oeste de Irlanda, y hacia el sur de Inglaterra cerca del

litoral, de estas colinas fluyeron los grandes ríos dentro del estuario. El

área entera fue hundida lentamente, la arena, barro y arcilla depositados por los ríos en el fondo

del estuario guardaron la profundidad de agua

Sin embargo había de vez en cuando una pausa en el hundimiento la arena y barro casi

llenó al estuario poco profundo y cambio de dirección dentro del gran pantano. En este pantano

árboles y helechos gigantes empezaron a crecer por el calor y el clima húmedo de esos días,

ellos a corto plazo formaron los bosques densos pronto como el mostrado en la figura arriba deesta página. La condición de pantano de los bosques duró durante muchos años cuando ellos se



101

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 seendurecieron, de ser arena cambió a la roca arenisca dura y la arcilla al esquisto.

Cuando los árboles fueron enterrados las capas de los carbones, fueron afectadas por

diferentes capas de rocas (llamándolos estratos o capas). La ilustración muestra que las rocas

fueron depositas subyaciendo a los carbones.

6.5.3. Tipos de Carbón. La turba está incluida bajo este título porque, cuando

nosotros hemos visto, es la primera fase en la formación de carbón (si no se entierra

profundamente, nunca se hará carbón). El tipo de turba normalmente excavado para

el combustible consiste en las cañas en parte podridas y musgos que crecen en los

pantanos. La turba se hunde a menudo llamado musgo, se encuentra en muchas otras

partes del mundo. Turba

En primera fase de alteración de la turba los carbones presentan un color castaño y su

característica es desmenuzable, y puede verse a menudo como un compuesto de material leñoso

podrido.



102

Otro nombre dado a este carbón es lignito; pero algunos lignitos son negros.

Hay carbón castaño en horizontes muy delgados, pero en cantidades muy grandes ocurren en

varios otros países. Los mantos en Australia, tienen un color castaño.

Lignito

Los tipos mas comunes de carbón son usados en las casas y fábricas son

conocidos como carbón bituminoso. Siempre es de color negro y esta hecho de

bandas o capas las cuales cambian de apariencia brillosa y vítrea al despuntar este

cubierto hollín. Este tipo de carbón generalmente se rompe fácilmente en bloques

rectangulares a lo largo de planos de fácil fraccionamiento (clivage) el minero le

llama cuña del carbón. La dirección de la cuña ayuda al minero en su labor de

conseguir en una mina de carbón. Bituminoso

La antracita es carbón que muestra una gran extensión y su importanciaes 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 unavela.

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 rocasfundidas puedan ser forzadas a salir violentamente a la superficie.



103

Los efectos de los movimientos de la tierra son muy importantes

para el minero y debemos estudiar algunos de ellos por consiguiente;

Los efectos más simples están inclinados, las capas de los carbones y los

ángulos de las rocas muy inclinados a veces son verticales, sabemos que

estos se encontraban horizontalmente cuando fueron formados.

El ángulo de inclinación descendente de la cuesta de las rocas se llama buzamiento aunque el

minero prefiere a menudo pensar en la cuesta ascendente que él llama 'el levantamiento'. La

dirección a los ángulos rectos al buzamiento se llama descubrimiento. Una línea en esta dirección

siempre es horizontal porque no es afectado por el buzamiento.

A menudo los estratos simplemente no se inclinan pero también están torcidos o plegados.

como se muestra en las ilustraciones, un ascendente o el arco-pliegue se llama anticlinal y un

descendente o el pliegue del comedero se llama sinclinal.

El cambio en la curvatura de inclinación los estratos pueden romperse. Estos rompimientos

se llaman fallas. Los mineros que se encuentran trabajando sobre una capa de pronto esta

cortada o perdida es producto de una falla y del otro flanco el bloque puede quedar a un nivel

más alto o más bajo como muestra en la ilustración. El desplazamiento o diferencia en el nivel se

llama el tiro y puede ser sólo unas pulgadas o tanto como los centenares de metros. Si el estrato

se encuentra a un nivel más alto que el minero lo llama una falla del alto, y si un más bajo nivel,

una falla del bajo.

Las rocas en cierran la ruptura del plano de la falla generalmente se aplasta y se

rompe y las superficies se pulen a menudo favorablemente porque un lado se ha

resbalado bajo la presión enorme encima del otro. Las cuales pulen la superficieson llamadas espejo de falla.



104

El ángulo entre la falla plana y la vertical se llama inclinación conocida como un la falla

normal, el buzamiento o cuesta de la falla plana es decir, está más cerca de la vertical que del

horizontal. La cresta también esta siempre hacia el bajo. La falla normal por consiguiente

siempre requiere de un espacio entre las dos fallas en el borde de las costuras y otras capas.

Un fracturamiento grande en los estratos no es a menudo una sola falla

pero si varias fallas paralelas todas en la misma dirección. Esto da lugar a un

gran desplazamiento, como se muestra en la ilustración.

Otro tipo es conocido como una falla inversa, es causada por los estratos

en un lado que es empujada por encima de aquéllos en el otro lado. Como

resultado, el buzamiento o inclinación de la falla están más cercanas al plano

horizontal en una falla normal y hay repetición de los estratos, por ejemplo,si un agujero estuviera hacia abajo de la superficie y atravesara algunas de

las camas dos veces.

Una falla esta formada por dos fracturamientos en los estratos permiten

que las rocas entre sí caen por debajo de su posición original; un ejemplo típico se muestra en la

figura.

Otras alteraciones de los estratos afectan los filones de los carbones y complican el trabajo

del minero. Como se muestra previamente, los horizontes varían de espesor del lugar a lugar,

pero ocasionalmente los cambios son rápidos. Los horizontes se adelgazan de repente, el lugar estomado por arena y grava, pero si el minero socava a través de túneles alcanza el filón costura de

nuevo. Esto es un es un deslave causado por un arroyo o río que corta a través de la costura poco

después fue formado.

Ocasionalmente el filón está afallado porque la roca subyacente formó un crestón de carbón en

el pantano. Esto es conocido como un rollo o el lomo de caballo.

En algunos yacimientos, han sido afectados por diques y al solidificarse ellos han formado las

paredes muy duras. A veces, en lugar de cortar por los estratos, las rocas fundidas quedan

comprimidas entre los estratos, mientras caminando de repente de un nivelado a otro. De esta

forma a estos se les llaman umbrales, algunos yacimientos quedan expuestos.



105

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 añosdesde se formaron

RecientePleistoceno 1Plioceno y Mioceno 1 to 25Oligoceno y Eoceno 25 to 60Cretacico 60 to 120Juracico 120 to 145Triacico 145 to 170Permico 170 to 210

Carbonifero 210 to285Devonico 285 to 325Siluruco 325 to 350Ordovicico 350 to 410Cambrico 410 to 500Pre-Cambrico over 500

Tabla 11. Periodos

6.5.6 ¿Qué es carbón? El carbón es una compleja mezcla de sustancias que se han ido

integrando como un mineral a lo largo de millones de años. Estrictamente hablando, el carbón seclasifica 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,



106

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, ocarentes 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. Amedida que transcurre el proceso de transformación del carbón, se pierden cantidades de

hidrógeno (H), oxígeno (O) y material volátil (MV). Como consecuencia, el contenido de carbón

va aumentando, así como su valor calorífico y, por tanto, su rango o grado de evolución que va

desde la turba hasta la antracita, lo cual se describirá más adelante.

6.5.8. Análisis del carbón. Es de esperarse que en ciertas zonas de la corteza terrestre

hayan existido diferentes condiciones que dieron origen a los diversos tipos de carbón que se

conocen. Dada esta diversidad y su innegable importancia comercial, se hace necesario clasificar,

de alguna manera, la calidad del carbón.

El análisis de un carbón es el estudio que se realiza para determinar las características

megascópicas, microscópicas y fisicoquímicas de éste. Las características megascópicas indican

la presencia y forma de las bandas típicas de este mineral y son útiles durante la fase de

exploración. Dentro de la caracterización microscópica, se presenta la petrografía, o análisis de

macérales, que son los componentes orgánicos que forman parte del carbón, como

análogamente, los minerales forman parte de las rocas. Los macérales se estudian con unmicroscopio - 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



107

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) * 100100 – (H + 1.08A + 055S

MV = 100 - CF

CF = BTU = (Btu - 50S) * 100

100 – (1.08A + 055S)

BTU = Btu * 100

Fórmulas de aproximación:

CF = Cf * 100100 – (H+ 1.1A + 01s)

MV = 100 - CF

Donde:

CF = porciento de carbón fijo, seco, libre de materia mineral

Cf = porciento de carbón fijo, base como se recibe

MV = porciento de materia volátil, seca, libre de materia mineral

mv = materia volátil, base como se recibe

BTU = poder calorífico, en BTUllb, húmedo, libre de materia mineral

Btu = poder calorífico, en BTUllb, base como se recibe

H = porciento de humedad, base como se recibe

A = porciento de cenizas, base como se recibe

S = porciento de azufre

A manera de ejemplo, se determina con las fórmulas de Parr, el rango del carbón de Río

Escondido, Coahuila Los siguientes datos se tomaron de la tabla.

H = 7.77%



108

mv = 32.03% A

= 41.74% Cf =

24.46%

Btu = 4 265.55 caVg = 7 671.85 BTUllb

S = 0.90%

Sustituyendo en .las ecuaciones (i), (ii) Y (iii) -de la página A-2'lr- se obtienen los siguientes

resultados:

CF = 52.14%

MV = 47.86%

BTU = 14 013.3 BTUllb

Refiriéndose a la tabla las características de este carbón lo ubican en la clase biturninosa,grupo alto volátil A.

El análisis fisicoquímico de un carbón describe su composición analítica, además de sus

características físicas. Existen dos métodos químicos tradicionales de análisis, denominados

próximo o inmediato y último o elemental. El análisis próximo consta de la determinación de la

humedad total, -la materia volátil, el carbón fijo y la ceniza.

El análisis último consiste en la determinación de las proporciones de los principales

elementos químicos contenidos en el carbón: carbono (C), hidrógeno (H), azufre (S), nitrógeno(N) y oxígeno (O). Este último se estima generalmente por diferencia.

Se incluye generalmente en el análisis del carbón la determinación del contenido de azufre

en sus variedades orgánico, pirítico y sulfatos.

Adicionalmente a los análisis mencionados, se pueden mencionar pruebas físicas en la

caracterización del carbón, que incluyan propiedades como grado o cantidad de contaminantes

presentes, tamaño, dureza, densidad, etcétera.

6.5.9. Características fisicoquímicas del carbón metalúrgico. En la tabla se presentan las

características promedio del carbón metalúrgico de la cuenca de Sabinas del Estado de Coahuila,

que -conforme' a las normas ASTM- está clasificado como bituminoso medio volátil.



109

TABLA 12. CARACTERISTICAS FISICOQUIMICAS DEL CARBÓN DE SABINAS, COAHUILA

ANALISIS PRIMARIO (base como se recibe) % PESO

Humedad TotalMateria VolátilCenizaCarbón fijoPoder calorífico superior

6.98

17.69

42.54

34.81

4,101.60 caVg

ANALISIS ELEMENTAL (base seca)

HidrógenoCarbonoNitrógenoOxígenoAzufreCloroCeniza

2.98

45.07

0.586.711.390.04

43.23

ANALISIS MINERAL DE CENIZA (Base seca)

Fierro Fe203 Calcio CaO

Magnesio MgOSodio Na2OPotasio K2OSílice SiO2 Aluminio Al2O3 Titanio TiO2 Fósforo P2O3 Azufre SO3 OtrosTIPO DE CENIZA

5.40

3.77

0.85

0.230.88

61.31

24.10

0.99

*n.d.

*n.d.

Bituminosa

.OTRAS DETERMINACIONES y CONCEPTOS COMPLEMENTARIOS

Índice de expansión libreÍndice de molienda (HGI)Temperatura de fusión de cenizas (deformación inicial)

2.00

50.801,2420 C

(atm. red.)



110

TABLA 13. CARACTERISTICAS DE LOS MANTOS DE CARBÓN EN LOS

DIFERENTES

AMBIENTES DE DEPÓSITO

PARAMETRO DELTAICO PLANICIETERDELTAICA

LAGUNAR LACUSTRE

Geometría

Espesor

Frecuencia

Calidad

Ceniza

Poder calorífico

Plantas

Sedimento

Tabular,

lateralmente

Discontinuo

Tres metros +

Dos a cuatro

Capas

Alta

De poca media

Alto

ierba-arbusto

arenosos

Tabular,

lateralmente

discontinuo

Tres metros +

Varias capas

Alta

De poca media

Alto

Hierba-arbusto

Lodoso

Cuerpo

discontinuo

Menos de un

metroNumerosas

Baja

Alta

Bajo

antano-salino

Medio

Alongado

Discontinuo

Menos de tres

metrosPocas

Media

Media

Medio

Boscoso

medio

Ambiente clásicamente continental

El uso de los datos. Con base en la formación recabada, procesada e interpretada en dos

puntos anteriores, es posible conocer o evaluar:

La formación geológica del yacimiento

Su factibilidad económica de explotación

El posible plan de minado

6.5.10. Geología aplicada en la exploración del carbón. La información geológica

básica obtenida consistirá de los siguientes datos: geología general, estratigrafía, pliegues y fallas

del depósito; y continuidad lateral de los mantos de carbón y rocas que lo rodean.

Esta información será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito

Será necesaria para efectuar estudios del ambiente del depósito, petrografía del carbón,

geoquímica, hidrología, geomecánica de las rocas y palinología. Estos métodos de estudio serán



111

necesarios para la interpretación en diferentes aspectos de los mantos de carbón.

6.5.11. Ambiente de depósito. Los mantos de carbón se originan en ambientes

deltáhicos cercanos a la costa, o ambientes lagunares en regiones continentales. Los factores

favorables a la formación del carbón son: clima templado a subtropical, aguas pantanosas,

sepultamiento de materia orgánica, régimen químico reductor.

Una sección pulida de carbón puede ser útil para determinar la reflectividad, esta propiedad

aumenta con el contenido de carbón fijo, señalando su rango. Este método es rápido y tiene

ventaja de poder llevarse a cabo en muestras intemperizadas. Partiendo del concepto de

“Microlitotipos” se pueden interpretar las zonas de vegetación que prevalecieron durante la

formación del yacimiento de carbón.

Actualmente, existen organizaciones japonesas que colectan gran variedad de datos sobre

carbón en todo el mundo, con el propósito de utilizar esta información para resolver los

requerimientos de mezclas con fines industriales; paralelamente muchas compañías productoras

de carbón de otros países, durante la exploración, recurren a este banco de datos petrográficos

con el objeto de conocer las calidades de carbón que poseen, de una forma rápida y económica.

6.6. Geomecánica de las Rocas. El desarrollo de las investigaciones geomecánicas entradirectamente 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 superficiepotenciométrica del acuífero al piso, con el objeto de efectuar trabajos de minería. Para tener

esta información es necesario programar diferentes puntos de perforación. Las siguientes



112

propiedades deberán evaluarse: conductividad y transmisibilidad hidráulica, geometría del

acuífero y recarga del acuífero.

Los depósitos originados en ambientes lagunares pantanosos-continentales normalmente

alojan mantos delgados de carbón. En este caso las rocas forman predominantemente acuíferos

pobres, pues el techo y el piso de los mantos de carbón están hechos de areniscas finas, arcillas,

limo-arcillas y Iodos orgánicos cuyas propiedades hidrológicas impermeables son uniformes

horizontal y verticalmente. La tendencia actual es el uso de un modelo digital de acuífero

mediante la simulación a diferentes tasas de bombeo en varios puntos del sistema o red de pozos.

6.9. Palinología. Es el estudio de elementos orgánicos como polen, esporas o microfósiles

que se encuentran en rocas que alojan el carbón; algunos de estos fósiles se utilizan comoindicadores de edades o ambiente de depósito del manto de carbón. En el núcleo de las

perforaciones efectuadas se detectan las palinofacies, es decir, un grupo de palinomorfos en una

porción del sedimento, representando condiciones de ambientes locales y la típica palinoflora

regional.

6.10. Exploración geofísica. Este método es útil en la identificación de mantos de carbón en

el subsuelo, trazado de estratos persistentes, localización de fallas, zonas de erosión, cuerpos de

arena y plegamientos (fig. D.l.l). Estos levantamientos son más valiosos cuando los estratos-carbón ya han sido localizados y son más económicos que otras formas de exploración. Los

métodos más comunes son el método sísmico, el método electromagnético y el método

magnetométrico.

6.10.1. Método Sísmico. Esta técnica se ha introducido en la exploración del carbón

hace algunos años y ha ganado gran aceptación. Se basa en un principio muy sencillo que consiste

en activar una fuente de energía que induce una señal sísmica en la tierra; las ondas sísmicas

viajan de su origen a la superficie del carbón reflejando o refractando parte de las ondas de

regreso a la superficie terrestre.

Su uso conduce a la adecuada determinación de espesores, extensión y geometría de una

unidad de estratos roca-carbón.

a) Técnica de reflexión se utiliza para localizar y caracterizar el modo de fallamiento. Esta

técnica es difícil de aplicar en áreas donde los estratos de roca están fuertemente inclinados.También conocida como de alta resolución “somera", esta técnica es aplicada en la explotación y

planeación minera para localizar y delinear discontinuidades del manto de carbón, canales de



113

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 delas 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 latierra se restringe debido a las características disipativas de los materiales. Las investigaciones

electromagnéticas en una área pueden ser realizadas por travesías o por envíos de sonido desde

un sitio hacia otro, planificando una cuadrícula de levantamiento.

El método es referido a un radar cuando la energía electromagnética es radiada por un

transmisor y las reflexiones producidas por las discontinuidades en el medio son tomadas por un

receptor. Este método es particularmente efectivo en algunos proyectos de exploración; ofrece

movilidad, producción y amplia cobertura debido a sus características indirectas. Las variaciones

en la resistividad de los materiales que sobreyacen al carbón crean modificaciones en los tiempos

de retorno de la onda electromagnética; así, cuando decrece la resistividad eléctrica la pene-

tración de las ondas-radar también decrece.

El carbón se puede detectar directamente mediante el contraste de resistividad que ofrece en

relación con los estratos que lo rodean, ya que la resistividad del carbón es considerablemente

alta comparada con la de las rocas en su entorno. De esta forma los métodos electromagnéticos yde resistividad responden al mismo contraste físico y pueden complementarse para una mayor

exactitud



114

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 esascondiciones 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.



115

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 definiciónprecisa entre el límite del carbón y las rocas. Se puede llevar a cabo durante la

perforación o en pozos cerrados y sin fluido de perforación.

b) Registro de densidad de alta resolución. Es semejante al de espaciamiento largo,

excepto que la fuente de energía se coloca más cerca del detector. El resultado es una excelente

definición de las capas con una exactitud de más o menos 1/2 pulgada. Los resultados obtenidos

son afectados por cavernas cuyas deflexiones o curvas de registro son casi iguales a las

producidas por el carbón. Se puede llevar a cabo durante las etapas de perforación o en pozos

cerrados y sin fluido de perforación. No se presentan dificultades para definir con exactitud el



116

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 suaplicación cuando el pozo ya está cerrado o sin fluido de perforación debido a que las lecturas

que se obtengan no serían confiables.

6.11. Métodos de registros litológicos del carbón. El método de registros geofísicos de

pozos proporciona información de estratos rocosos y carbón. Se puede llevar a cabo en pozos

activos (en proceso de perforación). Se basa en la introducción de una sonda cilíndrica hacia el

pozo, la cual envía información a la superficie en donde es registrada. Hay varios tipos de registro

que se utilizan en la exploración de carbón; éstos son: el registro de resistividad, el registro de

rayos gama, el registro de densidad de espaciamiento largo y el registro de conductividad

eléctrica, entre otros.

6.12. Exploración mediante perforación. Este método de exploración tiene como

objetivo fundamental la obtención de testigos o núcleos de roca mediante un equipo de

perforación formado básicamente de plataforma, grúa, unidad de energía y perforador, elevador

o montacarga, cabeza rotatoria y bomba.

Los técnicos perforistas seleccionan el tipo particular y la configuración del taladro de

diamante que mejor reúna las necesidades de operación. Las partículas de diamante (carburo detungsteno) 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



117

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 deuna mina.

El equipo de perforación usado para campos de petróleo ha podido ser adaptado para la

exploración de cuerpos de carbón a profundidades considerables Un ejemplo de esto lo

constituyen dos equipos de perforación petrolera, utilizados exitosamente en Inglaterra: el

Failing Strat 90 y el Gardner 300, cuya movilidad se facilitó al instalarlos en un tractor, que en

términos generales logró desplazarse bien, cubriendo una serie de perforaciones a lo largo de

1,000 a 1,200 m y recuperando aproximadamente 800 m de núcleo, pudiéndose obtener un diá-

metro 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 núcleoscortos 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



118

que desmontar toda la varilla de perforación por cada barril muestreado.

Tabla 14. Métodos De Perforación

4. Perforación por cable. Se utiliza una tubería interna de perforación permanece en el

pozo todo el tiempo excepto cuando se cambia la corona. El núcleo se recupera con un barril de

3 m de largo que fácilmente se reemplaza mediante la elevación o descenso del cable, el que

utiliza un montacargas para esta maniobra.

5. Comparación de Métodos de Perforación en Exploración. Los principales

parámetros que se determinan son: Espesor del carbón, calidad (contenido de cenizas) y

condiciones del piso y techo.

El espesor del carbón se determina con precisión mediante el registro de densidad de

alta resolución, sin embargo, las cavidades afectan su resolución.

La calidad del carbón es también determinada por el registro de la densidad, y es factible

conocer aproximadamente la proporción de ceniza midiendo la densidad. Las tres condiciones

que afectan estas mediciones son: el diámetro del pozo, la densidad del lodo y las cavidades.

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

TASA DE PRODUCIÓN COSTO RELATIVO CALIDADDE LA

MUESTRA

METODO MATERIALES EQUIPOINICIAL PERFORACION ACTUAL PORMETRO

MEDIOS ADUROS

DUROS AUY DUROS

1. PPerforación

d o/rotaria)convencional

Alta Alta

Baja Bajo Bajo Pobre anormal

Perforaciónr circulaciónr regresiva deramente

alta

n

Bajaderada

mente

o

Bajo Excelente

rforaciónr martillop percusión

Moderado Altaderado

Bajo Normal aBuena

Perforaciónn núcleo

convencional

Baja amoderada

Baja Bajo Alto BuenaExcelente

Perforación porr cable a Alta Baja Alto Alto Excelente



119

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 másabundantes de la ceniza del carbón), y que consiste en registrar las radiaciones que emite tal

compuesto, provocadas por un bombardeo de neutrones. Donde dichas radiaciones no se

registren, existirá la presencia de carbón. Las determinaciones del contenido de humedad, de

sulfuros y cloro también se prevé que mejoren en el futuro.

6.13. Resumen de la Metodología empleada. Todas las actividades que se han

mencionado se presentan a manera de cuadro sinóptico en la tabla de esta forma es posible

ubicar fácilmente las diferentes etapas de exploración y los objetivos que se persiguen en cada

una de ellas.6.14. Conclusiones y recomendaciones

1. En cada proyecto de exploración de carbón deben ser observadas las condiciones en que se

encuentra la información geológica existente, con objeto de escoger el método de estudio

adecuado que servirá para una mejor interpretación.

2. El estudio del ambiente de depósito es un aspecto definitivo en el conocimiento del

comportamiento de los mantos de carbón. La aplicación de la petrografía del carbón actualmente

tiene mucha aplicación; tiene la ventaja de ser rápida y poder llevarse a cabo en muestras

intemperizadas. Los estudios hidrológico y de mecánica de rocas son indispensables en el

programa de minado.

3. La exploración geofísica es un método indirecto que determina las características de los

mantos de carbón. Es recomendable aplicado para asegurar el éxito del método directo de

perforación, y así evitar incurrir en gastos infructuosos.

4. En la comparación relativa que se hace en la tabla los costos de perforación rotaria

convencional resultan más bajos que los costos de la nueva perforación hidráulica, por lo que se

recomienda solicitar la cotización de ambos antes de que se tome la decisión sobre la adquisiciónde un equipo.

5. En operaciones de exploración es recomendable la aplicación secuencial principalmente



120

de los registros de resistividad, los rayos gamma, densidad de espaciamiento largo y de

densidad de alta resolución. Se espera que mejoren las técnicas en la determinación de espesor

del carbón, contenido de cenizas, contenido de humedad, contenido de azufre y cloro, etcétera,

con objeto de conocer mejor las propiedades de un carbón en fase de exploración.

6.15. Explotación. Cuando las condiciones geológicas son apropiadas, los proyectos

modernos de minado de carbón deben ser planeados con fuertes inversiones económicas, con

operaciones de gran volumen, y tomando la mayor ventaja posible de los métodos mecanizados

de minado y tratamiento. La exploración geológica en tales proyectos normalmente precisa un

estudio técnico y de factibilidad económica que establece el diseño y el costo de las operaciones

mineras, así como también la tasa de interés financiero que se puede esperar de su

comercialización. La explotación del carbón representa una extensión de la exploración, inves-

tigándose con gran detalle en un área pequeña y poniendo particular atención en los aspectos deingeniería geológica del depósito.

Hay dos métodos básicos de extracción de carbón: el minado superficial, que involucra

excavación del terreno hasta el manto de carbón, y el minado subterráneo, en donde la excavación

del carbón se une a la superficie por medio de un tiro.

Los factores de importancia que deben observarse para planear una mina superficial son:

1) levantamientos topográficos y geológicos.

2) características del depósito de carbón mediante perforación.

3) determinación de la naturaleza del material que sobrecarga el cuerpo de carbón.4) selección sobre el terreno explorado, del lugar apropiado para instalar la mina, 5)

prevención de problemas por agua, pues es necesario abatir el nivel de ésta por debajo del piso

de excavación.

6) considerar el clima y sus variaciones en temporadas de lluvia e invierno, que puedan afectar

la producción y establecer la forma de transportación del carbón.

El minado superficial no será posible aplicado si uno o varios de estos factores son

negativos e implican obstáculos para la producción. La maquinaria que se utiliza para la

apertura de la mina y descapote es un equipo de excavación que consiste de excavadoras

giratorias, trascabos, dragas, cargadores frontales, retroexcavadoras y palas mecánicas; un

equipo de transporte que consiste de sistemas de bandas transportadoras, camiones de gran

capacidad y vagones; y un equipo de distribución del material estéril que consiste de camiones,

dragas y apiladores de desechos. Para la excavación del manto de carbón se utiliza un equipo de

excavación y transporte similar al utilizado en el descapote.

6.15.1. El minado subterráneo. No depende de las características topográficas del te-

rreno. En su planeación intervienen factores tales como: 1) calidad y estructura de las rocas quealojan el carbón, 2) características del carbón, 3) hidrología. Una mina subterránea se puede

desarrollar desde una profundidad de 100-200 m.



121

De este modo la decisión de si una mina debe ser superficial o subterránea dependerá de

un análisis riguroso de los estudios técnicos pre-mina que se lleven a cabo; asimismo, de la

comparación de los costos de operación en ambos casos; y, no específicamente de las

características del manto de carbón.

Dadas las condiciones en que se encuentra el carbón en el norte de México y en EEUU, se ha

adoptado la siguiente convención para definir su espesor o potencia:

TIPO ESPESOR

Mantos delgados 0.80< Ee < 1.35 m

Mantos delgados E> 0.80 m

Debe hacerse notar, según la información hasta ahora disponible, que un manto delgado o

grueso tiene rangos variables de espesor, de acuerdo a las condiciones de explotación de cada

país.

6.15.2. Minado superficial. Es el proceso de excavación de todo el material de la

superficie del terreno hacia adentro, incluyendo el manto de carbón. El minado superficial,

comparado con el minado subterráneo, tiene las siguientes ventajas: un mínimo de desarrollo

antes de iniciar la producción, mayor seguridad del personal que labora en la mina, se requiere

de maquinaria menos compleja para la producción de carbón y se recupera casi todo el carbónque se encuentra en su lugar original más fácilmente. Hay varias formas de operación minera

superficial que dependen del número y espesor de los mantos de carbón a explotar en relación

con su estructura y topografía. Esta variedad de técnicas se divide en dos métodos principales: El

minado por secciones (tiras) y el minado a cielo abierto.

6.15.3. Minado por secciones (tiras). Este método consiste en la excavación y mo-

vimiento del material que sobreyace al carbón (sobrecarga) utilizando el equipo de dragado. Este

material se coloca en una área inmediata adyacente a la frente de trabajo, sobre el afloramiento,

desarrollando dicha frente con el rumbo del estrato de carbón y aprovechando para extenderse

conforme el echado o inclinación del mismo. Las diversas operaciones con el equipo se

denominan "mixtos".

Si el material de sobrecarga o descapote (suelo o estrato rocoso sobre el carbón) es

consistente, se perforan barrenos y se utilizan explosivos para que sea quebrado. El material así

obtenido se mueve mediante una pala mecánica o una draga móvil de excavación hacia el"terrero" (acumulación de material de desecho o estéril). Conforme la frente avanza, el carbón se

mueve con una pala mecánica o trascabo utilizando una rampa o camino inclinado que lo



122

conduzca hacia el molino o quebradora de carbón. Una vez que la primera sección o tira de

carbón se ha terminado, continuará una segunda que aprovechará (como ya se indicó) el echado

o inclinación del estrato o estratos de carbón. Las siguientes secciones van profundizando la

excavación y la maquinaria también va aumentando de capacidad y alcance de movimiento.

A medida que la excavación se profundiza, aumenta la distancia de movimiento del material

de sobrecarga hacia el terrero. Para el caso, se utiliza una draga móvil y se aplica el método de

"banqueo", que consiste en excavar una sección angosta, colocándola a un lado de la frente de

trabajo. A continuación la draga móvil se coloca sobre este banco para excavar el resto de la

frente El costo de estas operaciones es mayor en comparación con el costo al iniciar las primeras

secciones o tiras porque los acarreos se realizan a mayores distancias.

6.15.4. Minado a cielo abierto. Consiste en el transporte del material excavado en la

frente hacia un lugar relativamente distante. Este método involucra una excavación más o menos

equidimensional, es decir, se lleva a cabo sobre una superficie de lados casi iguales. El minado a

cielo abierto es más apropiado cuando se tienen varios mantos.

Normalmente se desarrollan varios frentes o bancos, extrayéndose el carbón de cada uno de

ellos. El minado a cielo abierto comúnmente se extiende en el área de trabajo, distribuyéndose

los bancos concéntrica mente; el avance progresivo a través del área de depósito estará señaladopor 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 (verselección del equipo de minado).



123

Cuando se tienen que mover grandes volúmenes de carbón y material relativamente suave,

se utiliza una gran excavadora giratoria, la que se combina con un sistema de vagones o un

teleférico. Otro equipo que se utiliza para remover material suave es el autocargador móvil, del

mismo tipo que se usa en la construcción. Esta excavadora se dirige al área de excavación y

levanta una capa delgada del material transfiriéndolo a una "olla" (depósito en forma cilíndrica).

El material así excavado se conduce en la olla hasta su lugar de emplazamiento para ser vaciado.

6.15.5. Geología en las operaciones de minado superficial. Los estudios

geológicos de varios tipos continúan a medida que el carbón se extrae, con objeto de ayudar en la

resolución de problemas específicos, como interpretaciones de la continuidad del manto o

inestabilidad de la "pared alta" o de la pendiente de los terreros

6.15.6. Desarrollo de las operaciones en minas superficiales. El desarrollo de las

operaciones mineras depende de las condiciones geológico-topográficas que prevalezcan en elárea. 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 cubiertopor 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 superfi-

ciales también son afectadas por la necesidad de proporcionar drenaje de aguas del área de

trabajo. En estos casos se hace una excavación especial en el piso de la obra, para colectar y

extraer el agua; de otra forma, debido a que estas minas se extienden a lo largo del rumbo del

manto de carbón, el agua desciende por gravedad a los puntos bajos, de donde se bombeará

como sea requerido.

Una vez que se ha optado por un plan de minado, los datos geológicos sobre el manto de

carbón y su sobrecarga se usarán para elaborar un programa de producción que contenga por

día, mes y año, la cantidad y calidad de los materiales que se removerán durante las excavaciones

de minado.

6.15.7. Evaluación de la sección de trabajo. Es importante seleccionar el lugar de

afloramiento de carbón que se deberá explotar, pues aún cuando no se hayan detectado en losestudios 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



124

cambiarán a operaciones de multimantos de carbón, trayendo en consecuencia un aumento en el

costo de operación.

6.15.8. Estabilidad de pendientes de excavación. Durante el minado superficial, las

pendientes de excavación de terreros y bancos de tierra pueden ocasionar deslizamientos que

traen como consecuencia los siguientes problemas: cobertura de afloramientos de carbón,

destrucción de plantillas de barrenos y explosivos en el material de excavación y riesgo de

deterioro del equipo de perforación. Para protegerse de estos problemas de inestabilidad, será

necesario reducir pendientes de paredes de excavación y de terreros. La medida precautoria más

importante será la cartografía detallada de juntas y fallas, así como también los estudios de

distribución de estratos para delimitar la presencia de rocas que son desfavorables para dicha es-

tabilidad.

6.15.9. Selección del equipo de minado. El tipo de equipo que debe usar depende,en parte, de factores económicos e ingeniériles, pero también de factores geológicos del lugar.

Factores importantes son: inclinación de las rocas en relación con la topografía, espesores de

roca y carbón que tienen que minarse, etc., pero el factor más importante es el comportamiento

geomecánico de las unidades de roca. Las dragas se usan preferentemente para la remoción de

material en minas superficiales por secciones, en donde el material involucrado puede ser suave

o duro. La geometría o forma de la excavación, y el sistema de terreros que deberá usarse son

consideraciones vitales en la selección de dragas para las operaciones mineras. Cuando la

consistencia del estéril y el carbón son suaves y se debe mover un gran volumen a una distanciaconsiderable, es preferible utilizar excavadoras giratorias.

Un desarrollo importante lo constituye el minero para mantos delgados en minas

superficiales. Se trata de un equipo desarrollado en Holanda. La figura muestra sus partes y

dimensiones aproximadas. Este equipo se diseñó para extraer el carbón que no pudo

recuperarse durante la explotación superficial; es decir, carbón que forma el contorno del

yacimiento ya explotado. Puede penetrar con su brazo extractor hasta 70 m y a través de

censores puede detectar materiales diferentes al carbón (rocas o gas metano) y evitar su

extracción.

Esto permite una mayor recuperación en comparación con el minado normal. El principio

operativo de este equipo radica en una cabeza cortera alimentada directamente por energía

hidráulica. Su capacidad de producción para un manto delgado de carbón de 36" (1 m) es de

425 ton por turno. En 1984 las industrias Sturgill de EEUU comercializaron el minero para

mantos delgados (cuyo fabricante es la compañía Metec, Inc.), con un costo de 2 millones de

dólares. El equipo que opera en minas de Kentucky logró incrementar al doble la producción de

carbón y se ordenó una segunda máquina. Es natural que resulte más costoso minar un mantodelgado 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



125

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 suespesor.

Su acceso depende de la relación del cuerpo de carbón con la topografía del área. Cuando el

carbón aflora tal como en la ladera de una colina, será posible iniciar el minado directamente a

partir de un socavón. No teniendo este tipo de acceso, se deberá construir un tiro inclinando o

vertical para alcanzar el cuerpo de carbón. En el caso de ser un tiro inclinado, el personal y

materiales entrarán a la mina por un sistema de carros montados en una vía o telesillas, y el

carbón se extraerá también por carros o bandas. En tiros verticales, el personal, materiales y el

carbón entran o salen de la mina por medio de una caleza o cabina de transporte-elevador. Sedeberá 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 hacennecesarios grandes pilares, disminuyendo considerablemente el área de los salones y por lo tanto

el porcentaje de recuperación.



126

La segunda etapa en este proceso consiste en la extracción de los pilares; se lleva a cabo

cuando el acceso a otras partes de la mina ya no es necesario. En estas áreas el techo se deja

colapsar formando un área de escombros, abandonada. Esta etapa es más productiva que la

anterior. En ocasiones, cuando las operaciones mineras están bien diseñadas, se puede alcanzar

una alta productividad extrayendo simultáneamente pilares y haciendo túneles.

La extracción de carbón por el sistema de salones y pilares se puede llevar a cabo solamente

por los siguientes dos métodos: el método convencional, que consiste en perforar y tronar el

frente de avance, y el método de minado continuo, que consiste en rompimiento mecánico y

carga simultánea del carbón.

En el método convencional, la operación minera se lleva a cabo de dos formas, una en

condiciones de encontrarse mecanizada parcialmente la mina, es como sigue: se perfora una

plantilla de barrenos en el frente, para ser cargados con explosivos y después detonarlos; enseguida, 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 losexplosivos 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



127

El minado de pared larga se lleva a cabo por dos métodos básicos, que son : frente larga hacia

adelante y frente larga hacia atrás.

El minado de frente larga hacia adelante es una técnica desarrollada en EEUU apropiada para

el minado de mantos delgados, ya que el 65% de sus reservas de carbón bituminoso tiene entre

0.35 m y 1.0 m de espesor. Esta técnica utiliza un soporte permanente a lo largo de dos túneles

paralelos que rodean el escombro generado durante el avance de la frente. Estos dos túneles

se interceptan con la frente de pared larga, dando ventilación y acceso a las obras de extracción.

El soporte permanente puede ser la propia roca del techo de la mina o fuertes soportes de acero.

No son necesarios los pilares.

La frente larga hacia atrás involucra el desarrollo de dos túneles que interceptan los

extremos de la frente larga que se trabajará hacia atrás; en este caso sí se tienen pilares. Estas

obras dan acceso y ventilación durante el minado.Una vez que el equipo se instala la extracción se lleva a cabo hacia atrás hasta el área de

entrada, dejando que el techo (escombros) vaya colapsándose paulatinamente.

Cuando se encuentran dificultades (derrumbes, fallas o agua subterránea) para mantener

abiertos los túneles paralelos de ventilación en la técnica de frente de pared larga hacia atrás,

entonces se opta por desarrollar el método de frente larga hacia delante.

Si la certidumbre sobre el comportamiento y geometría del manto de carbón es confiable en

un alto porcentaje, entonces puede aplicarse el minado de frente larga hacia atrás; pero cuando

esta certidumbre es difícil de establecer, es más prudente decidir aplicar el minado de frentelarga hacia adelante, como ya se indicó.

La mecanización del minado de pared larga se basa en el uso de soportes hidráulicos de techo

que auto avanzan (ademes caminantes). Su diseño varía considerablemente, pero los tres tipos

principales son: soporte tipo cuña, soporte tipo escudo y soporte tipo cuña-escudo.

Los soportes tipo cuña consisten en 3 a 6 piernas hidráulicas juntas en una base rígida o

segmentada y una serie de vigas que sostienen el techo.

Los soportes tipo escudo-escudo son una combinación de los exteriores: La viga de techo

principal es sostenida por piernas hidráulicas en cada extremo, así como con soportes de tipo

cuña. Las piernas hidráulicas se diseñan para un determinado tipo de esfuerzo, de modo que la

resistencia de los estratos de roca junto con el espesor del manto señalará el equipo para cada

operación minera.

Adicionados al frente, los soportes del techo corren sobre una vía segmentada y flexible que

abarca el área de trabajo. Sobre esta vía se coloca la máquina cortadora de carbón, misma que

puede ser un cortador de tambor rotario o un trepanador y un cortador de tipo arado.

El cortador de tambor tiene una cabeza circular cuyo eje se encuentra perpendicular a lafrente. 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



128

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 capazde cortar mantos de carbón con un mínimo de espesor de 31” (79cm), dependiendo del diámetro

del brazo cortador. Se opera a control remoto y puede diagnosticar el corte a realizar.

La técnica de pared larga ofrece mucha productividad y se puede trabajar en minas subterráneas

de extenso desarrollo. No debe ser utilizada en áreas donde el minado del terreno no se permite

por razones ecológicas a causa de que puede provocar hundimientos del terreno en zonas

urbanas y de cultivo.

El extenso crecimiento en la mecanización de minas subterráneas ha traído como

consecuencia una variedad de sistemas de control remoto, principalmente en la excavación de lafrente, 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.



129

6.15.15. Minado hidráulico. Además de explosivos o cortadoras, se pueden usar flujos

de agua a alta presión para fragmentar el carbón en la frente de avance. El carbón que así se

obtiene se mezcla junto con el agua y es dirigido hacia canales, de donde es transportado por

tuberías para ser drenado y cargado por el sistema de acarreo final.

El minado hidráulico se utiliza para extraer carbón en secuencias de rocas cuyos estratos

tienen una fuerte inclinación. El carbón se fragmenta con los flujos de agua dirigidos hacia arriba

del cuerpo del carbón, de forma tal que el agua drena fácilmente de la frente de avance. Al utilizar

este sistema, normalmente el techo no se sostiene ya que prácticamente esto lo impide la fuerte

inclinación del manto de carbón.

6.15.16. Existen cuatro tipos de minado hidráulico, de acuerdo con la técnica que se

use para fragmentar el carbón:1. Cuando la excavación se efectúa por técnicas convencionales, utiliza un equipo hidráulico

para "transportar el carbón a la superficie. De esta forma el flujo de agua no fragmenta el carbón

directamente, pero sí contribuye a transportarlo. Este tipo de minado se usa en carbón duro e

impermeable como la antracita.

2. Cuando la excavación se efectúa por la combinación de una cortadora mecánica y un

equipo hidráulico: flujos de agua a alta presión, combinados con cortadoras mecánicas. Se utiliza

en mantos de carbón duro.

3. El tipo más conocido es cuando la excavación se hace con una cortadora hidráulica y seutiliza 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



130

y huesos y entonces se acumula formando depósitos. A su vez, éstos pueden experimentar, llegar

al mar, y allí el fósforo es depositado o acumulado por la vida marina, englobado en sedimentos y

devuelto a la tierra por elevación de los mismos y entonces puede empezar un nuevo ciclo.

Bateman. Dice que los fosfatos sedimentarios proceden de los minerales de roca portadora

de fósforo entre los que se encuentra el apatito, de la meteorización de la colofanita y dahlita en

rocas sedimentarias.

Los fosfatos son solubles en aguas carbónicas y en ausencia de carbonato de calcio permanecen

en solución, el fosfato en las calizas no es soluble. Una parte de ácido fosfórico en solución llega

hasta el mar donde es extraído por los organismos, una parte es redepositada en forma de

fosfatos secundarios, que pueden ser redisueltos y otra queda retenida en el suelo.

Las aguas pantanosas ricas en materia orgánica disuelven también los fosfatos y se cree que

algunos componentes de fósforo entran en solución formando coloides, el fósforo estransportado por las corrientes de agua en forma de ácido fosfórico y fosfato de calcio; Una parte

del mismo es transportado por aves y animales terrestres.

Condiciones especiales de deposición. Los depósitos de fosfato de importancia económica se

forman tan sólo en medios marítimos y en forma de fosforita. Los sedimentos se extienden desde

el Cámbrico hasta el pleistoceno y son de notable uniformidad en miles de kilómetros cuadrados

y están interestratificadas con otros sedimentos y se confunden gradualmente con los mismos,

las capas fosilíferas, y están interstratificadas con capas fosilíferas marinas y carácter eolíticos

demuestra un origen marítimo.A algunos depósitos de cobre se les atribuye un origen sedimentario singenético Es sabido

que el cobre tiene también un ciclo sedimentario, disuelto durante la oxidación se desplaza a

cuencas de agua dulce o salada; cada ostra absorbe 1.24 a 5.12 mg. Se ha precipitado en barros

marinos en forma de sulfuros y de cobre nativo, y ha sido descompuesto por microorganismos.

HIERRO

6.18. Ciclo del Hierro. El hierro disuelto durante la meteorización de las rocas, emigra

principalmente en solución hacia los lugares favorables a la deposición. El hierro puede

precipitar durante su transporte:

1. Si las soluciones atraviesan caliza, donde las reacciones químicas determinan la deposición

del carbonato ferroso o de óxidos férricos.

2. Si las soluciones se concentran en una cuenca cerrada sometida a evaporación.

3. Por contacto de materiales orgánicos.

4. Por disminución del anhídrido carbónico de las soluciones.

El hierro que llega a las cuencas carboníferas es depositado en forma de depósitos de sideritaimpura 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.



131

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 bienque 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 sertransportados juntos en compuestos químicos similares y se depositan en forma de óxidos y

carbonatos por medio de los mismos agentes, generalmente por separado.

El manganeso puede ser separado como constituyente menor de los minerales de hierro, o

puede depositarse separadamente en forma de depósitos sedimentarios de manganeso

relativamente libres de hierro. Sin embargo los grandes depósitos de manganeso sedimentario

son relativamente pocos pero muy importantes en comparación con los depósitos de manganeso

producidos por otros procesos y son mucho menores que los depósitos sedimentarios de hierro.

La deposición de mineral sedimentario de manganeso en forma de carbonato u óxidos puede

producirse tanto en agua dulce como en la salada, en lagos o pantanos o en el mar. Los minerales

bien conocidos son: la manganita (Mn2O3H2O), hausmanita (Mn3O3), el bióxido (MnO2) es la mena

principal de manganeso, no tiene contra partida con el hierro.

Las deposiciones marinas, principalmente en forma de bióxido, se formaron en condiciones

de agua de poca profundidad y en sedimentos del fondo del mar, donde se encuentra muy

difundido en forma de nódulos, de materia colorante y de revestimientos fósiles.

Carbonatos. El carbonato de manganeso sedimentario impuro está muy difundido, pero notiene importancia comercial.



132

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 propiedadesespeciales de los minerales de uranio y debido la radioactividad puede detectarse

instrumentalmente a distancia. Las técnicas más ampliamente usadas incluyen cintilómetros y

contadores Geiger, Espectrómetros, detectores de gas radon aunque la prospección también se

ha basado en minerales fluorescentes, características estratigráficas, biogeoquímicas y

geobotánicas. Teniendo en cuenta esto último, algunas especies de Astragalus (conocida como

oveja venenosa o hierba venenosa) crecen solamente donde hay selenio en el suelo en el

Colorado el selenio esta asociado con las menas de uranio–vanadio. Los yacimientos conocidos

de uranio-vanadio de interés económico son más abundantes en el conglomerado de Shinarump,en la formación Chinle en la arenisca de entrada, en la caliza de Toldito y en la formación

Morrison. La mayoría de estas formaciones son parecidas y están constituidas por areniscas,

limonitas, conglomerados y calizas impuras continentales.

Las formaciones con mineral son generalmente horizontales o próximas a la horizontalidad,

aunque a veces están deformadas por pliegues monoclinales y anticlinales moderadamente

apretados y por fallas de ángulos altos.



133

Fig. 23. Distribución y zonificación de los yacimientos de uranio.

Los controles locales de la deposición mineral están normalmente relacionados con la

permeabilidad y con los movimientos de las aguas subterráneas y los controles litológicos son

más notables, las menas pueden encontrarse a lo largo de valles en una vieja superficie de

erosión, dentro de arenas de canal o areniscas interdigitales con argilitas y lutitas. Wright, 1955,

Miller, 1955. Las materias que contienen abundante materia carbonosa pueden estar

selectivamente enriquecidas de uranio y vanadio.

YACIMIENTOS TIPO CARLIN

6.21. Depósitos Tipo Carlin. Los yacimientos estratoligados de Cu corresponden a cuerpos

subhorizontales tipo manto o a cuerpos de brecha y veta con mineralización importante desulfuros 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 consisteen bornita, calcosina y calcopirita, asociada con pirita, hematita y/o magnetita. La alteraciónhidrotermal es en general de carácter débil, siendo en muchos casos, indistinguible de lasasociaciones de metamorfismo regional de la roca huésped.



134

En algunos casos se puede observar albitización, alteración sericítica o argílica débil y

propilitización, pero la alteración hidrotermal no es un aspecto de gran notoriedad. Presencia de

granates ha sido también reportada.

6.21.2. Génesis. Ruiz et al. (1971), Camus (1980) y Espinosa (1981) sugieren un

modelo Volcano exhalativo para los depósitos de cobre mantiformes, pero no presentan

evidencias categóricas de singenetismo.

Sato (1984) presenta un modelo epigenético que satisface en mucha mayor medida las

características de estos depósitos, y resume lo siguiente:

i) La mineralización ocurre preferentemente en zonas de mayor permeabilidad.

ii) La ubicación de la mineralización está en muchos casos controlados por fallas y/o

intrusivos subvolcánicos.iii) No se observa en general el desarrollo de alteración hidrotermal notorio, pero la roca

huésped está claramente alterada por procesos de metamorfismo.

iv) La mena se caracteriza por sulfuros de razón azufre/cobre bajas.

v) Calcita es el mineral de ganga más común.

vi) 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 equilibrioentre 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



135

Fig. 25. Depósitos tipo Carlin Modelo Genético Vista general

Fig. 26. Modelo esquemático de un yacimiento epitermal del tipo Carlin

Los yacimientos tipo Carlin asocian principalmente a facies carbonatadas, en sistemasestructuralmente extensionales. Así como los yacimientos tipo sulfato ácido son fácilmente



136

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 elnombre 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.



137

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 tambiénocurren en alaucógenos (rift abortados) y puntos triples.

En ambiente cratónico estos depósitos ocurren en zonas de relieve positivo, limitado

lateralmente por cuencas lutíticas, muy comúnmente por sobre basamento granitoide muy

fracturado. Algunos modelos sugieren que fracturas y/o fallas sirven de canales de flujo para que

mineralización llegue a agua de mar, donde eventualmente precipitará en forma química (sin-

sedimentario).



138

Otros autores sugieren que la mineralización ocurre por metasomatismo de baja temperatura

en roca ya litificada (caso Mississippi Valley). La forma, tamaño y distribución de estos depósitos

varía enormemente, observándose una serie de situaciones posibles

Fig. 28 Yacimiento tipo Mississippi Valley

En cuanto a leyes, valores promedio típicos van entre 3 y 10% Pb + Zn combinado, con clavos

de hasta 50%. Los tonelajes varían desde pocas decenas de miles de toneladas hasta 20 Mt, pero

en varios cuerpos cercanos (ej. Mina Navan, Irlanda Central, varios cuerpos, ninguno mayor a 20

Mt, pero suman 62 Mt con 12% Pb + Zn).

YACIMIENTOS EVAPORITICOS

6.23. Evaporación. Otro tipo, de sedimento químico está formado por las Evaporitas,

procedentes, como su nombre lo indica, de la evaporación de aguas saladas preferentemente

marinas en cuencas cerradas, con precipitación de sales en especial cloruros y sulfatos de

elementos alcalinos) que en las aguas normales y en climas que no favorecen la evaporación

permanecen en solución.

La evaporación es de gran importancia en la formación de yacimientos minerales no

metálicos, las aguas subterráneas fueron arrastradas a regiones áridas, donde se evaporaron y

dejaron minerales valiosos que estaban en solución, ante el implacable sol del desierto lagos



139

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 salesmenos solubles son las primeras en precipitar y las más solubles son las últimas.

El agua de mar contiene 3.5 % de sales en la precipitación se producen sales diferentes sea de

noche o de día. Agua, ClNa, Cl2Mg, SO4Mg, SO4Ca, BrNa, ClK, SO4K2, FeO3 Br2Mg.

El agua del océano contiene también oro, plata, cobre, manganeso, aluminio, níquel, cobalto,

yodo, flúor, fósforo, arsénico, litio, rubidio, cesio, bario, y estroncio.

6.23.1. Depositación del Sulfato Cálcico (yeso). El sulfato cálcico puede depositarse

en forma de yeso o de anhidrita dependiendo de la temperatura y salinidad de la solución, el yeso

se deposita a partir de soluciones de sulfato cálcico saturadas por debajo de los 42° y la anhidrita

por encima de dicha temperatura.

Productos resultantes. La deposición de sulfato cálcico da origen:

Capas de yeso o anhidrita relativamente puros, de un espesor de decenas de centímetros,

hasta decenas de metros, la anhidrita tiene poco empleo porque el yeso absorbe el agua y se

hincha.

Capas de yeso con impurezas de anhidrita

Alabastro, que es una variedad más blanda y ligera de yeso

Gipsita, que es una mezcla con impurezas. Las capas están interestratificadas con calizas y

pizarras, y comúnmente asociadas con sal.

6.24. Depósitos de sal:

Sales que se forman por la evaporación. Principalmente existen dos ambientes de formar

grandes estratos de sal. En el ambiente marino por evaporación de los sales del agua del mar, o



140

en la tierra firme por evaporación de lagunas solubles. Hoy se puede observar en los Andes el

fenómeno de precipitación de sales en los salares.

6.24.1. Tipos de Formación.

1. Por evaporación del agua del mar (Teoría de Barreras). En varios partes del

mundo se conoce grandes depósitos de sal. Los espesores totales llegan hacia 1000

metros, principalmente de la época Pérmica pero también de terciario. La explicación de

la formación de estos grandes depósitos llega a la teoría (modificada) de las barreras. Se

piensan en un sector marino, relativamente cerrado y por la evaporación de agua las

cantidades de sales se aumentan. Con mayor evaporación las sales se precipitan de

acuerdo de su capacidad de solubilidad. El problema solamente es, que una columna de

1000m de agua del mar produce solo 15 metros de halita, pero los depósitos muestran

espesores muchos mayores.

Figuras 29. Formación de depósitos de la sal

Por eso modificaron el modelo, que la barrera no se cerró completamente. La evaporación es

el único "afluente" de este sector semicerrada. Entonces siempre ingresó agua del mar con sales

al sector. Así se aumentó la cantidad de sales en el sector que al final llegó al punto de la

saturación y se precipitó.

6.24.2. Los salares de la cordillera. La acumulación de aguas en cuencas cerradas

de la cordillera en regiones áridas, donde la evaporación es mayor como las precipitaciones las

sales lavadas por los taludes de volcanes llegan al salar o a una laguna. Por falta de un afluentenormal, la única salida es la evaporación.



141

Las sales tienen quedarse en la laguna y poco a poco se aumenta la saturación, hasta se

precipitan las sales.

Fig. 30. Formación de la sal

6.24.3. Domos de sal. En total se acumularon en algunos sectores más de 1000 m dedepósitos 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.



142

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 presiónmáxima del metamorfismo.

Las zonas metamórficas se distinguen en base de un mineral determinado o de un grupo de

minerales. Por ejemplo la zona de granate se caracteriza por la apariencia de granate y la zona de

sillimanita se caracteriza por la apariencia de sillimanita, de las zonas metamórficas desarrolladas

alrededor del plutón Fanad, Irlandia.

El concepto de las facies metamórficas fue introducido por ESKOLA, Pentii (geólogo de

Finlandia) en 1920. Las facies metamórficas se distinguen a través de grupos de minerales, que se

observan en rocas de composición basáltica.

Las zonas y facies metamórficas se determinan a través de la identificación de los grupos de

minerales formados simultáneamente. La composición de algunos minerales metamórficos, que se

pueden analizar por una microsonda, y la textura pueden indicar las condiciones de temperatura y

presión características para el grado metamórfico, por ejemplo la apariencia simultánea deortopiroxeno y granate indica condiciones de Temperatura y presión elevadas.



143

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 lapresión litostática, que se debe al peso de las rocas superiores o a la carga sobreyacente o del esfuerzo

elástico (estrés) por ejemplo catáclasis o es decir rotura mecánica de una roca por metamorfismo

dinámico, que se produce localmente en zonas de fallas. El metamorfismo por soterramiento (o

hundimiento) resulta de una carga sobreyacente en un ambiente relativamente estático.

3. El metamorfismo termo-dinámico se basa en efectos térmicos y de presión. En general los

efectos de presión se constituyen de la presión litostática y del esfuerzo elástico. Generalmente el

metamorfismo termo-dinámico ocurre en cinturones orogénicos a lo largo de los bordes de placas

convergentes.

7.3. Clasificación que se basa en la posición geológica.

Se distinguen 4 tipos generales

A. El metamorfismo de contacto. Ocurre en la vecindad de una roca ígnea intrusiva y

resulta de efectos térmicos y de vez en cuando metasomáticos del magma caliente.

En el caso clásico un cuerpo ígneo incluye una serie sedimentaria o ya metamórfica

produciendo una aureola de contacto. La distancia y el gradiente de la temperatura

(variación de la temperatura con respecto a la distancia de la fuente calorífera =

cuerpo ígneo) dependen

1. De la dimensión del cuerpo intrusivo

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.



144

El metamorfismo de contacto es caracterizado por una distribución de los grupos de minerales

formados simultáneamente en forma concéntrica con respecto al cuerpo intrusivo y por un aumento

de la intensidad de recristalización y del grado metamórfico dirigido hacia al cuerpo intrusivo. Al

cristalizar el magma acumula los componentes volátiles. La última fase de cristalización a menudo es

acompañada por la separación de una fase rica en componentes volátiles, que puede salir del cuerpo

intrusivo e infiltrar las rocas encajantes a lo largo de fracturas o a lo largo de los bordes de granos. Por

ejemplo en el caso de infiltración y metasomatismo de una roca encajante de caliza se produce un

'skarn', que es caracterizado por una mineralogía de silicatos de calcio formada por la introducción de

componentes como SiO2, Al2O3 y H2O al cuerpo intrusivo a la caliza. Metamorfismo de contacto ocurre

en varios ambientes tectónicos, en ambientes orogénicos y anorogénicos, en el interior de una placa

tectónica o en los bordes de placas tectónicas. Las aureolas de contacto bien desarrolladas se forman

en ambientes anorogénicos o en el interior de placas tectónicas, donde batolitos graníticos intruyenrocas 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

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



145

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 dechoques por un impacto de meteoritos. En la superficie terrestre se observan los efectos del

metamorfismo de ondas de choque alrededor de los cráteres de impacto. En la superficie lunar el

metamorfismo de ondas de choque es un fenómeno más común. En parte el metamorfismo de ondas

de choque produce formas de cuarzo de alta presión como coesita y stishovita y estructuras de

deformación típicas como 'shatter cones' o es decir fracturas cónicas en las rocas.

D. La catáclasis ('high strain metamorphism') es caracterizado por la deformación de la roca sin

influencia grande de efectos térmicos. Catáclasis se produce, cuando los esfuerzos deformadores

sobrepasan la capacidad de la roca de deformarse plásticamente. Los parámetros más importantes de

la catáclasis son el esfuerzo elástico (=deviatoric stress), la deformación (train rate') y la temperatura.

La denominación común para una roca cataclástica es la milonita. La catáclasis se produce en las zonas

de fallas y de cizallamiento en el nivel superior de la corteza terrestre, que se sitúan principalmente en

las zonas orogénicas y en los bordes de placas tectónicas.

Se distinguen tres tipos del metamorfismo regional

1. el metamorfismo por soterramiento

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.

http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap01a.htm#%20Impacto


http://www.geovirtual.cl/geologiageneral/ggcap02d.htm#2.7.1%20Modificaci%C3%B3nes









146

3. El metamorfismo orogénico o metamorfismo regional. Es típico para los cinturones

orogénicos y es muy común en los arcos oceánicos y en los continentes. Se sitúa en los bordes de

placas tectónicas convergentes como en el borde entre una placa oceánica y un arco oceánico, en el

borde entre placas oceánica y continental o en el borde entre dos placas continentales. Los factores

importantes del metamorfismo regional son las perturbaciones tectónicas, las variaciones de presión y

los esfuerzos elásticos ('deviatoric stress'). Debido a los varios tipos de bordes de placas tectónicas

convergentes las características del metamorfismo correspondiente difieren de un cinturón orogénico

al otro.

Según la clasificación, que se basa en la posición de las placas tectónicas se distinguen:

El interior de las placas tectónicas, donde pueden ocurrir los metamorfismos de contacto, de

soterramiento y regional.

Los bordes de placas divergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos de los lomos

oceánicos y de contacto.

Los bordes de placas caracterizados por un movimiento transformante, donde pueden ocurrir

la catáclasis y posiblemente el metamorfismo de los lomos oceánicos.

Los bordes de placas convergentes, donde pueden ocurrir los metamorfismos orogénicos,

dinamo-térmico, regionales, de contacto regional y la catáclasis.

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 lanaturaleza.

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



147

sufren recombinaciones de minerales, los cambios de textura son pronunciados y se producen texturas

esquistosas o gnéisicas, en minerales frágiles y no es rara una estructura fluidal.

El resultado es que los minerales pueden presentar aspectos de franjas, o embadurnaduras,

entre minerales de color diferente. La textura y estructura originales pueden quedar tan obscurecidas

que sea imposible determinar a qué clase pertenecían los depósitos originales, entonces se clasifican

con el nombre de metamórficos.

7.6. Formación de los minerales por metamorfismo. Como resultado del metamorfismo

regional se originan diversos tipos de depósitos minerales no metálicos. Los materiales originarios son

los constituyentes de la roca que han sufrido una recristalización o recombinación o ambas cosas a la

vez, en pocas ocasiones se han añadido anhídrido carbónico o agua, pero no se introducen nuevosconstituyentes 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.



148

3. Fibra de masa, compuesta de una masa agregada de fibras entrelazadas, sin orientación

determinada y radiadas.

En los depósitos situados en caliza magnésica, las fibras cruzadas en bandas discontinuas de

serpentinas, se extienden en el interior de las capas de caliza, paralelas a la estratificación

Las venillas de crisotilo son discontinuas y están escalonadas dentro de una faja de serpentina.

Este tipo de asbesto es muy duro, y el hecho de que esté libre de magnetita incluida hace que sea muy

buscado como aislante eléctrico.

Variedades de anfíbol. Las más importantes son la crisodalita, y la amosita son de calidad inferior

al crisotilo.

ORIGEN

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 laserpentina, 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.



149

La amosita es químicamente diferente de las rocas que lo encierran y su presencia en la aureola

de contacto del Complejo Bushveld sugiere aportaciones a partir del complejo además del

metamorfismo estático.

GRAFITO

7.8. Formación del Grafito. El grafito o plumbagita es una forma de carbóno que se presenta en

dos variedades; cristalina, consiste en copos delgados de un negro casi puro, y amorfa, negro,

grasiento y tizna el papel; e ahí el nombre de grafito (escribir). Es discutible que la materia de la

pizarra grafítica, que da un (grafito amorfo), sea realmente grafito o carbono amorfo. El grafito

verdadero da ácido granítico cuando se le trata con ácido nítrico, el carbono amorfo no lo da.

7.8.1. Localización. El grafito se encuentra principalmente en rocas metamórficasproducidas 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.

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.



150

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 yconfinadas en gran parte al precámbrico. La mejor calidad del talco procede de las calizas dolomíticas

metamorfósicas y esta asociado a tremolita, actinolita y minerales relacionados con estas, los

depósitos son generalmente lenticulares y llega a tener una anchura de 40 m. La pirofilita se halla

principalmente en una toba ácida.

7.9.2. Origen. El talco es un producto de alteración de los minerales magnésicos primarios

o secundarios de las rocas, es el resultado de suave metamorfismo hidrotermal, ayudado quizá por su

metamorfismo dinámico simple pero nunca por meteorización. Es raro en los yacimientos metálicos.

Es seudomórfico de tremolita, actinolita, esteatita, díópsido, olivino, serpentina, clorita, anfíbol,

epidota y mica. Lindgren afirma que pudo haber sido formado a partir de cualquier anfíbol o piroxeno

magnésico activado por CO2 y H2O según la siguiente reacción.

4 SiO3Mg + H2O = Si4O12H2Mg3 +CO3Mg

Se origina en:

a. calizas regionales metamorfoseadas

b. rocas ígneas ultrabásicas alteradas

C. zonas metamórficas de contacto adyacente a rocas ígneas básicas.



151

El talco siempre es el último en la secuencia mineral y se forma en parte de otros minerales que

a su vez representan productos de alteración de minerales primitivos. Cuando está presente en

serpentina no se formó como resultado de la serpentinización, sino por procesos posteriores no

relacionados con el proceso por medio del cual la serpentina fue substituida por el talco.

7.10. GRUPO DE LA SILLIMANITA: ANDALUCITA, CIANITA Y SILLIMANITA. Estos cuatro

interesantes minerales: andalucita, cianita, sillimanita, y durmotierita resisten temperaturas elevadas,

se transforman en mullita, son buscados como refractarios de alto grado y se emplean para fines

cerámicos similares. Los tres primeros tienen idéntica composición (Si O2. Al2 O3), pero difieren de su

cristalización en cuanto a la sillimanita y andalucita son rómbicos y la cianita es triclínica. La

durmortierita es un borosilicato básico de aluminio (rómbico) A temperaturas elevadas (1,100° C a

1,650° C), estos minerales se transforman en mullita (2 SiO2. 3 Al2 O3), y sílice vítrea, que se supone

cristobalita. Esta materia rara en la naturaleza, permanece estable hasta los 1,810° C, por lo tanto esresistente al calor, constituye un buen aislante para altas temperatura, y es particularmente resistente

al calor.



152

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 nivelesestratigráficos. 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 adepósitos de sulfuros masivos en los fondos oceánicos.



153

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 derocas alteradas (cuarzo, seriecita, siderita, cloritoide) con Stockwork de sulfuros.

El origen de estos depósitos es volcánico exhalativo, es decir se han formado por

emanaciones de fluidos hidrotermales asociadas a volcanismo submarino y se trata de

depósitos singenéticos formados al mismo tiempo que la actividad volcánica submarina a la

que se asocian. El conocimiento de la génesis de estos depósitos metalíferos se ha

incrementado significativamente desde el descubrimiento en 1970 de las fuentes termales

submarinas en las dorsales oceánicas conocidas en inglés como chimeneas ("black smokers")

fumadores negros, debido al color oscuro que adquieren las emanaciones en el agua marina

debido a la precipitación microscópica de sulfuros producida por el contacto entre el fluido

hidrotermal a temperaturas de 250º a 380ºC y el agua fría del mar. Estas fuentes termales se

asocian a sistemas hidrotermales oceánicos que involucran la circulación de aguas marinas

dentro de las secuencias volcánicas de los fondos oceánicos y su emisión como fluidos

hidrotermales en fallas o fracturas sobre todo a lo largo de escarpes relacionados a la tectónica

extensional en las dorsales hemi-oceánicas donde se genera corteza oceánica.

El depósito se forma por la acumulación de los sulfuros en el fondo marino, mismos que

normalmente constituyen >60% del depósito, esto ocurre por:

1. Precipitación en el fondo marino2. Reemplazo metasomático desde abajo por los fluidos hidrotermales ascendentes



154

3. Formación y colapso de chimeneas por las que se emiten los fluidos

Fig.35. Acumulación de sulfuros en el fondo oceánico por exhalaciones hidrotermalesinvolucrando 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, sobretodo cuando se explotan distritos en que existen numerosos cuerpos mineralizados formando

grupos compactos. Depósitos importantes de sulfuros masivos ocurren en Canadá, Tasmania,

España, Portugal y Japón.

En Chile no existen depósitos de sulfuros masivos de relevancia económica, aunque han sido

descritos mantos con pirita, pirrotina, calcopirita y blenda intercalados en esquistos verdes

paleozoicos en Tirúa, Casa de Piedra, Hueñalihuen, Trovolhue, Pirén y Corral en la Cordillera de

la Costa de Valdivia (Alfaro y Collao, 2000) y cuerpos de sulfuros masivos cupríferos en

esquistos y metabasaltos de la región costera de la XII Región (depósitos La Serena y Cutter

Cove; Vivallo, 2000).

La mineralogía de los depósitos de tipo sulfuro masivo volcanogénicos es simple y

corresponde a una mezcla de sulfuros metálicos dominados por pirita y/o pirrotina con

cantidades variables de calcopirita, esfalerita y galena. Dependiendo del tipo de depósito la

bornita y calcosina pueden ser constituyentes importantes y pueden estar presentescantidades 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



155

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 depositandepósitos de sulfuros en los fondos oceánicos.

Las texturas varían con el grado de recristalización. Las texturas originales parecen ser

de bandeamientos coloformes de los sulfuros con desarrollo de pirita framboidal, posiblemente

reflejando la depositación a partir de coloides. Sin embargo, es común la recristalización por la

circulación subsecuente de los fluidos calientes y/o por metamorfismo posterior, lo que

destruye el bandeamiento coloforme y produce menas granulares. Esto puede resultar parte

rica en calcopirita raramente está bandeada. Ocasionalmente se presentan inclusiones

angulosas de rocas volcánicas y estructuras de sedimentos blandos (deslizamientos, marcas de

carga; "slumps", "load casts"). Es relativamente frecuente la brechación hidrotermal en la

porción inferior de los depósitos originando brechas mineralizadas, asimismo los

deslizamientos subacuáticos pueden originar menas brechadas

La alteración hidrotermal normalmente se restringe a las rocas subyacentes, siendo la

sericitización y cloritización los tipos más comunes (Fig. 35). La alteración tiene una forma

general de chimenea y hacia su porción central contiene el stockwork con calcopirita. El

diámetro de la chimenea alterada aumenta hacia arriba (en forma de cono invertido) y su

porción más ancha coincide con la mena masiva.



156

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 variostipos en la literatura dependiendo del marco tectónico y las rocas volcánicas asociadas a saber:

8.1. A continuación se mencionan algunos tipos de yacimientos VMS en el mundo.

Tipo Chipre ("Cyprus"): Cu (±Zn) ±Au, asociados a basaltos toleíticos de conjuntos

ofiolíticos (generación de corteza oceánica). Formados en fondos oceánicos profundos con

volcanismo basáltico. Los ejemplos típicos se presentan en la isla de Chipre en el mar

Mediterráneo.

Tipo Besshi. Cu-Zn±Au±Ag, asociados a rocas sedimentarias con aporte terrígeno,

grauvacas y turbiditas asociadas con basaltos de intraplaca. Formados en cuencas

sedimentarias marinas profundas con volcanismo basáltico.

Tipo Kuroko. Cu-Zn-Pb±Au±Ag, asociados a volcanismo bimodal con lavas toleíticas y

lavas y piroclastos calco-alcalinos. Formados en cuencas marinas someras con volcanismo

explosivo con formación de calderas en sectores de ante-arco. Los ejemplos típicos se

encuentran en Japón formados en una cuenca marginal.



157

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 decirculación de fluido a 250ºC, continúa la depositación de esfalerita, galena, etc.

Etapa 3. Influjo de soluciones ricas en Cu a 300ºC, produciendo el reemplazo de la porción

inferior (mena amarilla) y redepositación de minerales reemplazados más arriba.

Etapa 4. Circulación de fluidos calientes sub-saturados en Cu disolución de calcopirita y

reemplazo por pirita en la base del depósito.

Etapa 5. Depositación de exhalitas de chert-hematita en torno al depósito (esto también

ocurre en las etapas previas), mucho SiO2 se deposita en el Stockwork subyacente.

Etapa 6. Preservación por cubierta de lavas o sedimentos. Los depósitos que quedan

expuestos a la acción marina se oxidan y se destruyen por acción de meteorización submarina

transformándose en capas de "ocre" constituidas por cuarzo, goethita, illita, jarosita. Solo si los

depósitos son cubiertos se evita la meteorización submarina y los depósitos puedenpreservarse.



158

Cabe recordar que los depósitos de sulfuros masivos se forman en fondos marinos (Fig. 35),

de modo que su incorporación a áreas continentales, donde ellos se explotan, se produce por

fenómenos tectónicos, principalmente por acreción o colisión continental. Esto significa que los

depósitos generalmente presentan una notable deformación tectónica incluyendo pliegues y

fallas. En las últimas décadas se han reconocido varios de estos

Depósitos recientes en las dorsales oceánicas, pero a la fecha no existe explotación de los

depósitos submarinos holocenos, debido a los costos involucrados y los posibles efectos en el

medioambiente marino.

Stage = etapa

Fig.38. Etapas en la formación de depósitos de sulfuros masivos (explicación detalladaenel 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



159

de 260º-350ºC en los niveles superiores; en los depósitos de tipo Kuroko de Japón las etapas

tempranas indican 200º-300ºC y en la culminación de 250º-350ºC.

Los fluidos son de baja salinidad mayormente 2-4% en peso de NaCl; en Chipre son de 2,7-

4% en peso y en los Kuroko de 3-5% en peso. Los efluentes actuales de los fondos marinos son

de salinidad cercana a la del agua de mar, pero puede ser superior o inferior (~2-10% en peso).

Los efluentes de fluidos a alta temperatura en profundidades abisales están sometidos a

presiones de >400 atmósferas (presión del agua del mar) de modo que el fluido no hierve al ser

emitido. Sin embargo, en algunos depósitos más someros puede producirse ebullición de los

fluidos al acercarse al fondo marino y ellos pueden presentar alteración argílica avanzada (Ej.

Sillitoe et al., 1996).

Los estudios de isótopos de oxígeno e hidrógeno indican que estos sistemas hidrotermalesinvolucran 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



160

CAPÍTULO 9

YACIMIENTOS DE TIPO PLACER

Por: José Antonio Cornejo Ramírez

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 ydensidades: Tamaño fluido dinámico equivalente

Factor de forma y corrección de concentración

Desgaste por rozamiento y fragmentación de los minerales durante el transporte.

Capacidad de migración de un mineral

Distribución de placeres en medios sedimentarios

El medio coluvial

El medio fluvial

El medio glaciar

El medio costero

El medio eólico

Paleoplaceres o Placeres fósiles

9.1. Introducción y generalidades. Lomonosov fue uno de los primeros científicos que

reconoció que los placeres resultan de la fracturación, meteorización y transporte de yacimientos

primarios, y que se concentran a lo largo de los sistemas aluviales.

En países en vía de desarrollo, con gastos de explotación bajos, y precios de 11 $/gramo de

oro, un placer aurífero con leyes de 1/gramo/Tm puede ser rentable. Tratando volúmenes del

orden de 5.000-10.000 m3/día, al mismo precio y costo de explotación, leyes de 0,2 g/m3 pueden

ser rentables en yacimientos con un volumen de mineral explotable del orden de decenas de

millones de metros cúbicos. El tamaño de los granos de oro decidirá el sistema de concentración

(mecánico, amalgamación o cianuración). Una importante parte de la producción mineral de oro

se obtiene de placeres actuales o fósiles.

En el pasado, gran parte de la producción mundial de platino se obtenía a partir de placeres enColombia y en los Urales, actualmente es un subproducto de la minería del níquel.

La mitad del mercado mundial de casiterita procede de Malasia y se obtiene a partir de

placeres costeros. Más del 96% del 100% de la producción mundial de titanio se obtiene a partir

del rutilo de las playas australianas, la ilmenita, otro mineral típico de placeres, constituye un

recurso submarginal de la obtención del titanio. Muchas gemas, como los diamantes, los

crisoberilos (alejandrina y cimofana), el berilo (esmeraldas), el corindón (rubí y zafiro), el

topacio, el circón, se recuperan a partir de placeres. El niobio y el tántalo se obtienen a partir de

placeres de columbita-tantalita, con contenidos del orden de 2 a 6 gramos/tonelada.



161

Existen innumerables citas de placeres auríferos en España: el río Sil, el río Orbigo (León), los

ríos Darro y Genil (Granada). Se ha citado platino en placeres en ríos próximos a los macizos

ultrabásicos de Ronda y Ojen, placeres de ilmenita en la sierra de Gata (Salamanca), y placeres

playeros de ilmenita en Mazagón y Lepe (Huelva), Cabo de Gata (Almería), Arteijo (La Coruña). El

48% del 100% de las reservas españolas de casiterita se encuentran en placeres, ubicados en

Orense, Salamanca (El Cubito), Cáceres (El Trasquilón), Pedroches. Placeres de monacita han

sido citados en arenas circoníferas de la Ría de Vigo y de las playas de Laxe (La Coruña).

Las ventajas económicas de los placeres, a igualdad de contenido en sustancias útiles y de

volumen de mena, se basan en los puntos siguientes:

No exigen preparaciones costosas para su explotación, tratamiento y concentración.

Permiten explotaciones a cielo abierto con impactos ambientales bajos y

rehabilitación natural de la explotación en tiempos relativamente cortos.Las labores de machaqueo, trituración y concentración de la minería metálica, son

innecesarias en la concentración de minerales a partir de placeres, ya que el grado de

“liberación” del mineral útil es total por la misma naturaleza del proceso genético, y métodos

sencillos pueden ser aptos para la explotación.

El grado de mecanización de la explotación es de la flexibilidad absoluta, lo que permite

trabajar a diferentes ritmos, sin que el inmovilizado de capital haga sentir su peso sobre la

rentabilidad de la explotación. El costo de arranque y transporte es bajo por la misma naturaleza

de los depósitos.

Tabla 15. Propiedades características de los minerales comunes en placeres

Mineral Dureza Densidadrelativa

Sistemacristalino

Tamaño demalla(mm)

Apatito 5 3,17-3,23 Hex 0,15Casiterita 6-7 6,8-7,1 Tetrag 0,15-0,006Cromita 5-6 4,3-4,6 Cúbico 0,29-0,10Columbita 9 5,15-5,25 Rómbico Variable

Corindón 9 3,95-4,15 Hex. 1,2-0,50Diamante 10 3,50-3,53 Cúbico VariableGranate (var) 6,5-7,5 3,42-4,27 Cúbico 1,2-0,15Oro 2,5-3,0 19,3 Cúbico 3,3-0,07Hornblenda 5-6 Monoc. 3,0-3,3 0,25-0,07Hiperstena 5-6 3,4-3,5 Rómbico 0,25-0,07Ilmenita 5-6 4,5-5,0 Hex. 0,29-0,10Cianita 4-7 3,56-3,68 Tri. 0,29Leucoxeno Variable 3,5-4,5 Amorfo 1,2-0,07Magnetita 5,5-6,5 5,17-5,18 Cúbico 1,2-0,15

Monacita 5,0-5,5 4,6-5,4 Monoc. 0,5-0,10Olivino 6,5-7,0 3,27-3,37 Rómbico 0,25Osmiridio 6-7 19-21 Hex. VariableRutilo 6,0-6,7 4,18-4,25 Tetrag 1,2-0,07



162

Esfena 5,0-5,5 3,54 Monoc VariableEspinela (var) 7,5-4,6 3,6-4,6 Cúbico 1,2-0,15Estaurolita 7,0-7,5 3,65-3,67 Rómbico 0,50-0,15Tantalita 6,0-6,5 7,9-8,0 Rómbico VariableTurmalina 7,0-7,5 2,98-3,20 Hex. 0,25-0,10

Wolframita 5,0-5,5 7,10-7,90 Monoc. VariableXenotima 4,0-5,0 4,59 Tetrag. 0,50-0,10Circón 7,5 4,20-4,86 Tetrag. 1,2-0,07

En definitiva reúnen condiciones de explotación flexibles, tipo “small mining”, que no exigen

ni altas inversiones, ni alta tecnología, muy adecuadas a países en vías de desarrollo.

El modelo genético de los placeres es un modelo sedimentario convencional, con la existencia

de un área fuente, donde existen, más o menos diseminados, los minerales que tienen interés

económico, la acción de mecanismos de transporte (agua, hielo, aire, gravedad) moviliza estosminerales útiles, que han sido previamente liberados en las rocas del área fuente por acciones

climáticas y biológicas. La acción del transporte provoca: un efecto de desgaste que hace que sólo

los minerales de mayor dureza superficial pueden resistir su acción, un efecto de acción química,

responsable de la alteración o disolución de los minerales inestables y un efecto de selección en

función de la densidad, forma y propiedades de superficie, responsable de la concentración de los

minerales útiles.

Tabla 16. Procedencia Mineral Económico y Paragénesis mineral

Procedencia Mineral económico Paragénesis mineralRocas ultramáficas ymáficas incluyendopiroxenitas ynoritas.

Platinoides Olivino, enstatita,plagioclasascálcicas, cromita, magnetitastitaníferas, ilmenita, espinela,augita,...

Granitoides, greissen ypegmatitas asociadas

Casiterita, monacita, circón,rutilo y oro

Wolframita, feldespatopotásico, cuarzo,topacio,berilo, espodumena,petalita,turmalina, tantalita,columbita,monacita, fluorita

y esfena.Basaltos

Magnetita e ilmenitaPiroboles, plagioclasascálcicas y apatito.

Sienitas nefelíticas y rocasperalcalinas

Zircón, tierras raras,minerales de uranio y torio,Ilmenita, magnetita, fluorita,piroboles, feldespatos y

Aureolas demetamorfismo decontacto

Sheelita, rutilo, circón ygemas

Diópsido, grosularia,wollastonita, calcita,plagioclasa cálcica y epidota

Kimberlitas Diamantes Ilmenita, magnetita, piropo,piroxenos, cianita, esfena y

apatito.Metamorfismo regionalde alto grado

Oro, rutilo, circón y gemas Cianita, piroboles, cuarzo,sillimanita, almandino,feldespatos y apatito.



163

Ofiolitas Platinoides, cromita ymagnetita

Granates cromíferos,piroxenos y olivino.

Carbonatitas Rutilo, ilmenita, magnetita,tierras raras, minerales deuranio, zirconio, torio y niobio

Feldespato potásico, calcita,piroboles, granates y apatito.

9.2. Procesos sobre el área de origen.

Placeres fluviales. La acción combinada del clima y el relieve sobre las rocas del área de

origen va a determinar el tipo de hipergénesis (weathering). La respuesta o intensidad del

proceso hipergénico va a depender de la naturaleza de las rocas presentes en el área de origen,

del clima, del relieve, de la posición del nivel freático regional y de la vegetación, que a su vez está

condicionada y condiciona los otros parámetros. La medida de la intensidad del proceso se

expresa en términos de denudación 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.



164

Por último, la baja solubilidad de fosfatos y wolframatos es la responsable de la estabilidad de

apatitos y sobre todo de la monacita, así como la wolframita y la sheelita (ver la siguiente tabla)

Tabla 17. Resistencia a la alteración química de los minerales pesados

Escasa Baja Alta Muy alta

Pirrotina Wolframita Almandino Hematites

Blenda Scheelita Magnetita Limonita

Calcopirita Apatito Columbita Topacio

Cinabrio Grosularia Pirita Ortita

Esfena Turmalina Brookita Olivino

Sillimanita Diópsido Distena Anatasa

Aegerina Actinolita Baritina LeucoxenoAugita 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 ladenudación 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.



165

El relieve es función en gran parte de la intensidad y actividad de los procesos endógenos, y

en cuanto favorece la denudación mecánica, es un factor negativo en cuanto a la génesis de

placeres eluviales.

Fig 40. Muestra la actividad de los procesos endógenos

Los procesos de hipergénesis (weathering) pueden liberar los minerales diseminados en las

rocas y dar lugar a placeres eluviales. En la génesis de este tipo de placeres no influyen los

procesos de migración y selección fluido dinámica.

Los placeres eluviales tienen un carácter previo para cualquier otro tipo de placer, es decir,

cualquier depósito placer pasa por dicha etapa, si bien en ella se encuentran minerales no

transportables, que no aparecerán en otros tipos de placeres. Un ejemplo interesante de

minerales no aptos para ser movilizados lo constituyen las esmeraldas, que son muy frágiles

debido a defectos e imperfecciones.

Básicamente un placer eluvial es un yacimiento generado por alteración, sin erosión

posterior, de un yacimiento primario diseminado, que presenta, respecto al yacimiento primario,la ventaja de tener los minerales útiles liberados, es decir como granos puros, y que es fácilmente

extraíble sin la utilización de explosivos. Las menas primarias alterables no sólo no se pueden

beneficiar, sino que el proceso hipergénico representa la misma destrucción del yacimiento.

Un grado de liberación elevado, permite la obtención de concentrados de alta calidad, sin los

costos de molienda y preparación que conllevaría la utilización del yacimiento primario.

9.3. Movilización-Deposición-Erosión-Sedimentación. Los minerales liberados en los

procesos de “weathering” van a ser movilizados por los agentes de la dinámica externa (agua y

en menor proporción hielo y viento), para luego depositarse en puntos más o menos alejados del

área de origen. Se analiza el modelo de erosión-sedimentación para formas esféricas, donde sólo



166

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 otrofactor 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 decapacidad de migración, aplicable a algunos minerales que se encuentran en placeres.

Tabla 18. Capacidad de migración de los minerales pesados

ALTA MEDIA BAJACinabrio Magnetita EspinelaWolframita Apatito IlmenitaPirita Esfena HematitesScheelita Almandino LeucoxenoOlivino Estaurolita TopacioAugita Anatasa RutiloHiperstena Monacita TurmalinaBaritina Distena PlatinoGrossularia Casiterita ZircónFluorita Andalucita CorindónHornblenda Oro DiamanteDiópsido LimonitaColumbitaActinolitaEpidota

Los medios de sedimentación que transporten materiales muy heterométricos tenderán adestruir a los minerales frágiles y a concentrar diferencialmente los maleables.



167

9.4. Distribución de placeres en medios sedimentarios . La mayoría de las clasificaciones

genéticas de placeres pretenden establecerse en base a modelos geográficos, lo cual puede ser

útil en términos académicos, pero puede no ser de utilidad como criterio de prospección, y esto

es así porque un mismo modelo geográfico puede contener infinidad de situaciones dinámicas

que se van sucediendo en el tiempo, e incluso que en un tiempo dado coexisten.

En la tabla podemos ver los diferentes tipos de medios geográficos en los que se pueden

formar placeres, con expresión de la naturaleza mineralógica de los mismos y sus principales

características distintivas.

Tabla 19. Medios de sedimentación en ambiente continental y de transición

a).- Medios continentales:

ELUVIALES Au, Pt, Sn, WO3,Ta, Nb y gemas

Alteración «in situ» de minerales hábiles y lixiviados deiones y coloides. Todos los minerales que se concentran

deben ser químicamente estables.

COLUVIALES

Au, Pt, Sn, WO3, Ta, Nb y

gemas

Movimientos gravitacionales de material alterado y

selección en función del tamaño y densidad en medio

viscoso.

FLUVIALES Au, Pt, Sn (Ta, Nb,

diamantes y corindón)

Pueden aparecer en muchos subambientes relacionados

con sistemas fluviales y a distancias de pocos Km. del área

fuente. Con el aumento de la distancia desde el área fuente

se produce un enrarecimiento por desgaste mecánico y/o

disolución química

DESIERTOS Au, Pt, Sn, WO3,

Ta, Nb y gemas

Características relacionadas con depósitos eólicos, aunque

puntualmente pueden aparecer concentraciones locales

ligadas a torrentes efímeros.

GLACIARES Au (raros) Depósitos glaciares mal clasificados y sin estratificación.

La acción del medio marino y/o el medio costero en la

plataforma de ablación del glaciar pueden dar lugar a

concentraciones locales.

b).-Medios de transición:

PLAYAS i, Zr, Fe, ReO, Au, Pt y

Sn

Placeres en cordones paralelos a la costa asociados a la

línea de rompiente. Pueden conservarse fósiles en

situaciones transgresivas



168

EÓLICOS Ti, Zr, Fe y ReO Dunas costeras procedentes de la erosión de depósitos de

playa, su granulometría es sensiblemente inferior.

DELTAICOS Ti, Zr, Fe y ReOEn la desembocadura de ríos y fundamentalmente debido

a la interacción con el medio marino pueden aparecerpequeñas concentraciones.

Un medio sedimentario se caracteriza por:

Viscosidad y densidad del fluido.

Régimen del fluido.

Morfología del medio de transporte: desarrollo según una dirección principal del

movimiento (longitudinales), desarrollo según la dirección perpendicular del movimiento

(transversales) y sin desarrollo preferente (en masa).

En función del campo de fuerzas que actúan: sólo el campo gravitatorio

(gravitacionales), si además existe otra dirección (unidireccionales), si existen dos

direcciones (bidireccionales), armónicos en el caso de movimientos armónicos.

9.4.1. El medio coluvial. Este medio se caracteriza por un transporte gravitacional, en

régimen laminar y donde los elementos minerales pueden adquirir una mínima selección por

densidades como consecuencia del flujo laminar. La fricción y la trituración no pueden

aparecer dada la alta viscosidad del medio en general. No puede llamarse placeres coluviales

a algunas concentraciones residuales que aparecen sobre vertientes, en climas áridos y de

escasa cobertera vegetal, donde la acción de las aguas de lluvia provoca la eliminación de los

materiales ligeros y alterados, dejando pequeños depósitos residuales de minerales densos.

La mineralogía de estos placeres está en relación directa con los eluviales correspondientes.

En regiones con periglaciarismo importante los fenómenos de solofluxión de la época de

deshielo pueden ser de interés en cuanto a posibles mecanismos de concentración de

minerales densos.

9.4.2. El medio fluvial. En un medio unidireccional con desarrollo longitudinal. Los tipos

de sistemas fluviales vienen definidos en función de dos parámetros: 1) la pendiente topográfica

sobre la que se desarrolla el sistema; y 2) la descarga máxima que en un momento determinado

llega al sistema fluvial, como consecuencia de la alimentación a través de la cuenca receptora. La



169

pendiente es un factor relacionado con el relieve, y su génesis y la descarga máxima son unos

factores muy relacionados con la climatología.

Los abanicos aluviales suelen funcionar como un medio episódico, con coladas de barro o

detritos, de bajo carácter selectivo, lo que se refleja en una dilución en los minerales de interés

económico; los largos períodos de no funcionamiento de estos sistemas permiten el encajamiento

de una red de canales, que pueden concentrar minerales pesados, que serán fosilizados por la

siguiente colada.

Son muy típicas, en Paleoplaceres aluviales, las estructuras de erosión y relleno, y más

concretamente, que la zona más profunda de las mismas pueda contener minerales de interés

económico.En los sistemas de tipo anastomosado y meandriforme la concentración de minerales densos

se realiza a través del flujo del canal, y por tanto su fuerza de cizalla, está relacionada con la

pendiente, con la forma del canal y con el régimen del agua en el canal.

En definitiva, todas las situaciones en las que se produce una variación de la velocidad del

canal presentan unas potenciales condiciones de concentración.

Así las variaciones en el medio hidráulico como la pendiente, la rugosidad del fondo, son otros

tantos factores que pueden determinar la concentración de minerales.

Los depósitos de llanura de inundación suelen estar empobrecidos en minerales, no así los

cauces, donde se puede observar, sobre todo en las barras laterales, una disposición que permite

la concentración de minerales densos.

Fig. 41. Muestra los causes, barras laterales y llanuras de inundación.



170

Este dispositivo es el responsable de una repartición de los minerales pesados en la parte más

baja de las sucesivas posiciones del canal que migra (channel lag), y dentro de las lámina s de

estratificación cruzada longitudinal siempre se concentran hacia la parte inferior.

Fig. 42. Muestra los materiales de llanura de inundación

La proporción relativa de materiales de llanura de inundación y de materiales de canal varía

bastante de unos sistemas fluviales a otros.

En general los sistemas anastomosados, mucho más activos, pueden ser más favorables, en

principio, a la formación de placeres que los sistemas meandriformes, que además suelen ser

más distales respecto al área de origen y por tanto enrarecidos en minerales útiles.



171

Fig. 43. Muestra los placeres en sistemas meandriformes.

9.4.3. El medio glaciar. Su característica típica es la escasez indiferencia de todos los

materiales, lo que hace que a este medio se le pueda considerar más como un sistema primario

de trituración de materiales, que como un sistema generador de concentraciones. En la zona deablación del glaciar pueden darse las condiciones de un área de origen con abundancia de

materiales sueltos, que pueden constituir el punto de partida para la génesis de placeres

fluviales.

9.4.4. El medio costero. En el costero juegan dos movimientos oscilatorios, uno con un

período de 24 horas, que representa una variación del nivel del mar incluso de algunos metros,

son las mareas, y otro con período entre 300 seg.-0.1 seg. Que constituye el oleaje.

A efectos de la formación de placeres, las mareas tienen una importancia pequeña, salvo

porque desplazan la actividad del oleaje, y cuando queda descubierta una amplia zona

intermareal, los canales intermareales funcionan de una manera análoga a la descrita para los

placeres fluviales.

Cuando la profundidad del agua en la zona costera es superior a la mitad de la longitud de

onda de las olas, estamos en lo que, en términos sedimentológicos, se denomina aguas profundas,

el efecto de las olas sobre los materiales del fondo es despreciable en este caso. En profundidades

comprendidas entre la longitud de la de onda y un veinteavo de dicha magnitud, estamos en lo

que se denominan aguas someras, las ondas se reflejan sobre el fondo y se produce un aumento

de encrespamiento. Este encrespamiento determina, precisamente en el punto de profundidad

igual a un veinteavo de la longitud de onda, la ubicación del denominado punto de “rompiente”.

El tamaño, y como consecuencia las densidades más altas se alcanzan en esta faja paralela a la

costa.

La ubicación del rompiente varía con la longitud de onda del oleaje, con la marca, con la

morfología y los accidentes costeros. Por la tanto, en función de estas características, varía la

posición de la zona de máxima posibilidad de concentración de minerales densos.La circulación de las aguas, en las proximidades de la costa, determina un efecto de corriente

de resaca, que puede tener un efecto empobrecedor de concentraciones en los puntos donde se

ubica.

La cresta del oleaje puede ser paralela a la costa o bien formar un cierto ángulo, cuando ocurre

esto se generan unas corrientes longitudinales costeras.

Estas corrientes longitudinales costeras pueden generar barras arenosas que rectifican la

morfología costera y pueden acumular minerales pesados de interés económico.



172

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, sudistribución, etc. van a depender, además de criterios sedimentológicos, de otros que podríamos

clasificar de paleosedimentalógicos. En primer lugar, después de que se produce la concentración

dinámica de un mineral denso, por lo tanto, en general de una granulometría más fina que la de

otros granos del depósito detrítico, se produce una migración interna dentro del depósito que

hace que estos minerales migren desde su situación dispersa hacia el fondo impermeable más

próximo (bed rock) en la vertical. Este proceso se ve favorecido por la continua vibración del

sedimento por efecto del medio dinámico. En los placeres subrecientes las condiciones de

depósito y su grado de conservación y compactación son semejantes a los actuales. Así se señalan

depósitos fluviales con concentraciones de minerales útiles, actualmente fosilizados por

depósitos playeros en costas en hundimiento relativo con respecto al nivel del mar. En la tabla se

señala la distribución actual de sedimentos en los medios actuales.

9.5. Distribución de los sedimentos en medios actuales:

Sedimentos profundos marinos:

Abisales 53%

Batiales 20%

Sedimentos de plataforma abierta 8%

Sedimentos de plataformas rígidas 4%



173

Sedimentos de deltas 7%

Sedimentos de mareas epicontinentales 5%

Sedimentos fluviales 2%

Sedimentos playeros <1%

Posibilidad de conservación:

Sedimentos continentales

Cursos altos y medios de ríos 0-10%

Curso inferior de ríos 50%

Grandes lagos 40%

Pequeños lagos 20%

Sedimentos eólicos y campos de dunas 5%

Loess 5%

Sedimentos de medios de transición:

Deltas de grandes ríos 80%

Deltas de pequeños ríos 25%

Lagoons y bahías 50%

Sedimentos marinos:

Sedimentos de plataforma 50%Sedimentos profundos 90%

Poniéndose de manifiesto que los medios que son generadores potenciales de placeres

representan, en el mejor de los casos, un 10% del total de los sedimentos que se están formando,

y este 10% tiene que coincidir con zonas donde exista un área fuerte que contenga dichos

elementos, la intersección de estos conjuntos hace que la probabilidad de encontrar un placer

baje extraordinariamente con respecto a ese 10% inicial.

Pero además, en las series antiguas, nos encontramos con que las posibilidades de

conservación de los sedimentos, una vez formados, es relativamente baja para este tipo de

depósitos, de lo cual se concluye que muchos de los placeres generados en épocas geológicas han

sido destruidos por la acción de la erosión condicionada por el relieve y el clima.

Por si esto fuera poco, como proceso destructor de placeres, los procesos postsedimentarios

pueden ser capaces de alterar químicamente los minerales útiles, pero sobre todo van a

cementar los materiales, perdiéndose las características ideales de liberación que constituían una

de las propiedades de interés económico de los placeres.



174

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 lasminas y con leyes de U3O8 de 280g de U3O8/Tm. Se han establecido las áreas de origen para los

diferentes minerales pesados presentes en los depósitos. El oro se piensa que procede de la

alteración de rocas ultramáficas, donde se encuentran asociados con pirita y arsenopirita

(Barberton Mountainland), con tamaños entre 0,005-0,05 mm. La uraninita y los circones

proceden de las rocas granitoideas del basamento pre-Witwatersrand.

El carácter policlínico de las zonas con placeres se pone de manifiesto en la figura en la cual se

puede ver como a partir de un yacimiento primario (granitoideos mineralizados con casiterita)

se forman unos depósitos preterciarios que pueden contener mineralizaciones.Los eluviales y algunos aluviales situados sobre estos materiales preterciarios dan lugar a

concentraciones. Valles sumergidos (downed valleys) de sistemas fluviales cuaternarios dan

lugar a otras concentraciones y por último, en sedimentos recientes también se encuentran

concentraciones.

A modo de epílogo de esta resumida teoría sobre la génesis y distribución de placeres, sería

necesario puntualizar cómo este tipo de depósitos minerales participa de una conjunción de

circunstancias genéticas derivadas de la existencia de yacimientos primarios y de condiciones de

alteración y sedimentológicas que liberan y concentran los minerales útiles primarios, como si de

una planta de concentración se tratara, y que la distribución de tamaños de estos minerales útiles

presenta unas características semejantes a las del conjunto de sedimentos con la matización de

forma y densidad correspondiente al mineral, lo cual permite mejorarla prospección y sobre todo

las leyes de explotación a costos realmente bajos.

Los placeres, y más concretamente los placeres actuales, pueden constituir un tipo de minería

de bajas inversiones unitarias, de alta flexibilidad e incluso de trabajo estacional para países en

vías de desarrollo.



175

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 análisishidroquímicos y en la espectrografía en los Estados Unidos y en Canadá se desarrollaron

métodos más económicos y más efectivos de prospección geoquímica. A partir de 1950 los

métodos geoquímicos fueron aplicados en otros países del mundo.

Los estudios geoquímicos de los suelos (hoy día el método más avanzado) y de la

vegetación iniciaron en la década de 1930 a 1940, en las medias de 1950 se podían emplear

los estudios geoquímicos de drenaje en una forma rutinaria. Además entre 1950 y 1960 se

realizaron muestreos sistemáticos de rocas alteradas y frescas y a partir de 1960 se

introdujeron varios métodos de prospección geoquímica para rocas, especialmente en la

Unión Soviética antigua. Las mediciones de gases de suelos y atmosféricos todavía están en

desarrollo.

10.3. Reconocimiento general. Por medio de una cantidad pequeña de muestras o es decir

mediante un muestreo lo menos costoso como posible se quiere localizar sectores favorables

en un área extendida y reconocida en grandes rasgos. Las áreas de 10 a 1000 km2 se evalúan

a 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



176

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 anomalíassituadas 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 mineralizadosubyacente 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.

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



177

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 áreasfavorables.

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 y2. 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 cuentalos datos geológicos y geofísicos.



178

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. Laselección 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.

Tabla: 20. Elementos indicadores y exploradores de algunos tipos de depósitos

minerales

Asociación de menas Elemento indicador Elemento explorador

Pórfido cuprífero Cu, Mo Zn, Au, Re, Ag, As, FDepósitos complejos desulfuros

Zn, Cu, Ag, Au Hg, As, S (en forma deSO4), Sb, Se, Cd, Ba, F, Bi

Vetas de metales preciosos Au, Ag As, Sb, Te, Mn, Hg, I, F, Bi,Co, Se, Tl

Depósitos del tipo ‘Skarn’ Mo, Zn, Cu B, Au, Ag, Fe, BeUranio en areniscas U Se, Mo, V, Rn, He, Cu, PbUranio en vetas U Cu, Bi, As, Co, Mo, Ni, Pb, FCuerpos ultramáficos deoro

Pt, Cr, Ni Cu, Co, Pd

Vetas de fluorita F Y, Zn, Rb, Hg, BaProporciones 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 elfondo geoquímico. Para ser detectada una anomalía tiene que desviar claramente de este

fondo.



179

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 yla asociación geológica.

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 dedesagüe = 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 losiones involucrados, la movilidad de los elementos participantes, los sistemas de fracturas, la

permeabilidad y la reactividad de las rocas.



180

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). 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 delixiviación.



181

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.

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 estáncaracterizadas 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 unsuelo. 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,



182

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).

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 confundirfácilmente 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 depósitomineral 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, lossedimentos activos de corrientes de agua y los sedimentos, que funcionan como filtros para el

agua (seepage sediments en inglés).



183

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 lossedimentos 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 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 refierea la abundancia normal de un elemento en los materiales terrestres no mineralizados.

Considerando dos diferentes tipos de materiales terrestres la abundancia normal de un



184

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.

Tabla.21. Abundancia normal de los elementos químicos en rocas de la corteza

terrestre (de ROSE et al., 1979)

Elemento Símbolo Abundanciaen ppm

Elemento Símbolo Abundanciaen ppm

Bromo Br 1,8 Mercurio Hg 0,02

Cadmio Cd 0,1 Molibdeno Mo 1,5Calcio Ca 33000 Niobio Nb 20Carbono C 230 Níquel Ni 75Cerio Ce 81 Oro Au 0,003Cesio Cs 3 Oxígeno O 473000Cinc Zn 2 Paladio Pd 0,01Circonio Zr 150 Plata Ag 0,05Cloro Cl 130 Platino Pt 0,0005Cobalto Co 25 Plomo Pb 10Cobre Cu 50 Potasio K 25000Cromo Cr 100 Renio Re 0,0006Escandio Sc 13 Rubidio Rb 150

Estaño Sn 80 Selenio Se 0,1Estroncio Sr 300 Silicio Si 291000Flúor F 600 Sodio Na 25000Fósforo P 900 Talio Tl 0,45



185

Galio Ga 26 Tantalio Ta 2Germanio Ge 2 Telurio Te 0,002Hafnio Hf 3 Titanio Ti 4400Hierro Fe 46500 Torio Th 10Indio In 0,1 Uranio U 2,5Lantano La 25 Vanadio V 150

Litio Li 30 Volframio W 1Magnesio Mg 17000 Yodo I 0,15Manganeso Mn 1000

En base de la abundancia normal de los elementos en la corteza terrestre se puede

calcular el factor de enriquecimiento o es decir el factor, con que se debe multiplicar la

abundancia normal de un elemento en la corteza terrestre para obtener una concentración

económicamente explotable.

El cuttoff grado para un elemento designa la concentración mínima de la mineralización,

que todavía se puede explotar económicamente.Con el cuttoff grade variándose por la situación económica mundial o por otros factores

variaría el factor de enriquecimiento asimismo. En la tabla siguiente se da a conocer la

abundancia normal en la corteza terrestre, los cutoff grades y factores de enriquecimiento

para algunos elementos (de PETERS, 1980). La abundancia normal de algunos elementos

difiere ligeramente de los valores dados en la tabla anterior por el uso de otra base de datos y

por su carácter variable (intervalos, rangos).

Tabla. 22. Factores de enriquecimiento de algunos elementos (de PETERS, 1980)

Metal Abundanciaen la

cortezaterrestre en

%

Cutoff gradeen %

Factor deenriquecimiento

Hg 0,0000089 0,2 22500Pb 0,0013 4 3100Sn 0,00017 0,5 2900W 0,00011 0,2 1800Au 0,00000035 0,0003 900

Mo 0,00013 0,1 800U 0,00017 0,1 600Zn 0,0094 3 300Cu 0,0063 0,3 50Ni 0,0089 0,3 35Fe 5,8 30 5Al 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.



186

El valor umbral designa la concentración de un elemento indicador sobre que una

muestra se puede considerar anómala. En el caso más sencillo el valor umbral coincide

con el límite superior de los valores del fondo, los valores mayores son anomalías, los

valores menores pertenecen al fondo.

En casos más complejos se puede definir dos o tres valores umbrales. A veces las

anomalías relacionadas con un depósito mineral superponen un fondo caracterizado por un

valor umbral elevado (en comparación a los valores umbrales comunes). Este fondo forma un

relieve geoquímico definido por un valor inferior correspondiente al fondo regional y por un

valor umbral regional, que lo separa de un nivel superior de valores elevados generado por

una mineralización o dispersión extendida. De este nivel superior parten las anomalías más

estrechamente relacionadas con el depósito mineral, las cuales están definidas por un valor

umbral local. El reconocimiento de los valores umbrales regional y local puede ser deimportancia 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 estálimitado por un valor umbral de 5 ppm molibdeno (Mo), el valor umbral del fondo local es 10ppm 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.



187

Por el relieve geoquímico se expresa la intensidad de la anomalía geoquímica con

respecto al fondo geoquímico local proporcionando las intensidades de la anomalía y del

fondo geoquímico local.

Método geoquímico de exploración

10.11. Métodos analíticos y sus aplicaciones. El método más común para realizar un

estudio de reconocimiento es el análisis de sedimentos de ríos, los métodos comunes para

una investigación detallada son el análisis de suelos y el análisis de rocas. En casos especiales

se analizan vapor, vegetación y agua.

La tabla 23. Siguiente compila los métodos principales (tipos de muestras

geoquímicas) de la prospección geoquímica y sus aplicaciones.

Método Elementos Aplicación y otrosEspectrometría deabsorción atómica

Au, Ag, Hg, Mo, Cu, Pb, Zn, Sn yotros

Método muy común,sobre todo adecuadopara el análisis desoluciones acuosas

Colorimetría As, W, Mo, TiFluorometría UEspectrometría deemisión

70 elementos

ICP = Inductively coupledplasma

50 elementos, por ej. Ba, Mn,B

RFX = Análisis defluorescencia de rayos x

Elementos subordinariosmenores, óxidos

Adecuado para análisiscompletos de rocas

Análisis por activaciónmediante bombardeoneutrónico (NAA)

Au No destructivo

Microsonda Varios elementos Útil para detectarcantidades pequeñas,para determinar lacomposición deminerales

Espectrómetro de masa U, Th y otros elementosFire assaying Au, Ag, Pt Prueba del fuego

Algunos de los métodos analíticos se basan en la emisión atómica (fotometría de

llama, ICP) o en la absorción atómica (espectrometría de absorción atómica). En ambos

fenómenos se introducirá brevemente en lo siguiente.

Espectro de emisión: se produce cuando un electrón de un átomo un elemento pasa

de un nivel energético alto (capa lejana con respecto al núcleo del átomo) a un estado

energético menor (capa cerca del núcleo atómico). Durante este proceso una cierta cantidadde energía es liberada o emitida en forma de una radiación, que se calcula de la manera

siguiente: E = (h ´ c)/l à l = (h ´ c)/E, donde h = 6,6 ´ 10 -34 Watt ´ s2 = constante de Planck



188

(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 laconcentración del elemento específico están relacionadas linealmente. A través de

calibración se obtiene la concentración del elemento en la muestra.

Las partes más importantes de un espectrómetro de absorción atómica son una fuente

luminosa, la unidad de absorción como la llama de acetylen, en que la muestra es atomizada o

ionizada, un monocromador normalmente una rejilla, un detector (usualmente un

photomultiplier), un amplificador y una unidad para grabar los resultados. La atomización de

la muestra también se puede llevar a cabo en un tubo de grafito calentado, lo que para varios

elementos mejora el limite de detección.

10.11.2. Espectrometría de emisión. Se basa en la emisión de fotones, que

ocurre cuando un electrón en un estado excitado de alta energía regresa a su estado

fundamental menos energético. Durante este proceso cada elemento emite un espectro de

líneas con longitudes de onda características siendo en la mayoría de los elementos en el

rango de la luz visible. La intensidad de la radiación resultante es proporcional a la

concentración del elemento.

Un método de emisión es la fotometría de llama. La transmisión de los electrones de unestado excitado a su estado fundamental se logra calentando la muestra a temperaturas

suficientemente altas. La mayoría de los elementos está caracterizada por una temperatura



189

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 de8000K.

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. Otrasventajas del método ICP son la determinación simultánea de varios elementos y su

susceptibilidad baja con respecto a interferencias químicas. Una desventaja es su menor

reproducibilidad en comparación con la espectrometría por absorción.

10.11.3. Colorimetría. La colorimetría se basa en la formación de compuestos coloridos en

solución debido a la reacción química de un elemento con un reactivo químico específico. Si

la intensidad del color es proporcional a la concentración del compuesto, se obtiene una

estimación cuantitativa del elemento. La intensidad del color se mide a través de la absorción

de luz de un intervalo estrecho de longitudes de onda. Como la mayoría de los reactivos

caloríficos reaccionan con varios elementos se debe excluir la interferencia de otros

elementos por ejemplo por separación. Comúnmente el complejo colorido es extraído de la

solución acuosa y transferido hacia un solvente orgánico de tal manera concentrándolo y

separándolo de numerosas interferencias.

Las ventajas de la colorimetría son su sencillez, sus bajos costos y el equipamiento

portatil. Además la realización de la colorimetría no exige profesionales de alta experiencia.

Las desventajas son la sensibilidad de muchos reactivos respecto a interferencias y respectoa condiciones químicas aberrantes y el hecho, que con un análisis solamente se puede

determinar un elemento.



190

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 relacionesgeoquímicas entre roca, suelo, agua y plantas en detalle. Con este conocimiento la

exploración geobotánica formó una parte de ‘remote sensing’ (fotos infrarrojas, imágenes

multiespectrales) Se podría considerar la geobotánica como un aspecto visible de la

geoquímica, en que se toman los esquemas especiales del crecimiento de las plantas, la

presencia de plantas indicadores y cambios de la morfología o mutaciones de la vegetación

como evidencia para anomalías geoquímicas.

La prospección geoquímica utiliza especies de plantas (por ej. un miembro de la familia

de las mentas puede indicar la presencia de cobre = Cu), líquenes indicadores y especies de

musgos (que indican la presencia de Cu). Además la prospección geoquímica toma en cuenta

el aspecto microbiológico, por ejemplo identificando una especies de bacterias, que es

frecuente en suelos encima de depósitos minerales metalíferos.

Algunos distritos mineros de Zambia fueron explorados con base en un miembro de la

familia de las mentas, que puede indicar la presencia de Cu.

10.11.5. Método geozoológico. La geozoología puede contribuir al

reconocimiento de áreas mineralizadas por la observación y el muestreo de mamíferos, aves,

peces e insectos. El examen de los granos minerales llevados a la superficie en las bocas de

las termitas fue usado en áreas tropicales: el muestreo de termiteros resultó en la detección

de concentraciones de metales anómalas y el descubrimiento de por lo menos un depósito de

oro en Zimbabwe, la Mina Termita. Otros métodos más experimentales incluyen el muestreo

de miel para análisis de elementos trazas (con el conocimiento de que abejas raramente se

alejan de su colmena más de un a dos kilómetros), el muestreo de distintas especies de peces.

Un ave de América del Sur prefiere vetas de cuarzo como hábito, por esto se lo llama “el

minero”.

Ejemplos para la aplicación de la geoquímica a la prospección/exploración



191

1. Distrito minero Cornwall, SW de Inglaterra, distrito de Sn.

Fig. 45. Distrito minero de Corwall y depósitos epigenéticos

El distrito minero Cornwall pertenece a los depósitos minerales epigenéticos

hidrotermales vetiformes. La mineralización está relacionada con diques, que se ubican en el

contacto granito-metasedimentos (véase fig.). La mineralización se caracteriza por una

distribución de los elementos por zonas, que se refleja en la distribución de minerales por

zonas (Tabla: Distribución de las zonas de minerales en el distrito minero Cornwall, SW de

Inglaterra). La distribución de elementos por zonas desarrollada en los diques es desde el

interior (en profundidad relativamente alta) hacia la periferia (cerca de la superficie) la

siguiente: zona de Sn (estaño) en el contacto inmediato entre granito y metasedimento - Cu -

Pb-Zn - Fe. Los contornos de las zonas 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



192

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.

Tabla: 24. Muestra la distribución última mineralización

Tipo deganga

Zona Tipo de mena Elementosde valor

económico

Profundidad

Ultima mineralización Cerca de la superficiechalc, cc 7 Pirita, hematita, jamesonita

de antimonioFe, Sb

flu, chalc 6 Tetraedrita, Pirargirita,siderita, pirita (marcasita)

cz, flu, dol 5b Argentita, galenita,esfalerita

Ag, Pb, Zn

cz, cl, hem,flu, bar

5a Pechblenda, niquelina,saflorita, cobaltina(bismutina)

U, Ni, Co, Bi Zonas de diquesmeso- y epitermales,generalmenteperpendiculares alomos de granitos

cz, cl, hem,flu

4 Calcopirita, esfalerita,wolframita (scheelita),arsenopirita, pirita

Sn, Cu, W, As

cz, fsp, mc,tur, cl 3 Calcopirita (estannita),wolframita (scheelita),arsenopirita, casiterita

Sn, Cu, W, As

cz, fsp, mc,tur

2 Wolframita (scheelita),arsenopirita, molibdenita?,casiterita

Sn, Cu,, W, As

cz, fsp, mc,tur

1 Casiterita, especularita Sn, W, As Zonas de diqueshipotermales, amenudo paralelas alomos y diques degranitos, alta

profundidadcz, fsp, mc,tur

ii Arsenopirita, estannita,wolframita, casiterita,molibdenita

Sn, W, As Diques frecuentes enel techo de losgranitos

cz, tur i Arsenopirita, wolframita,casiterita, molibdenita

Sn, W, As

Primera mineralización

Generalmente en el caso de una distribución de los elementos por zonas se continúa

buscando hacia la periferia y debajo del depósito mineral para definir la desaparición de la

última zona (más exterior).



193

Este ejemplo demuestra la aplicación de un modelo genético (mineralización por

zonas) ala prospección/exploración

I: pegmatitas

(diques rodeados por ‘Greisen’ (= formado por alteración metasomática)

Abreviatura: cz = cuarzo, fsp = feldespato, mc = mica, tur = turmalina, cl = clorita, hem =

hematita, flu = fluorita, chalc = calcedonia, bar = baritina, dol = dolomita, cc = calcita

Composición de las menas: Arsenopirita FeAsS, Wolframita(Fe,Mn)WO4, Scheelita CaWO4,

Casiterita SnO2, Molibdenita MoS2, Estannita Cu2FeSnS4, Especularita Fe3O4, Calcopirita

CuFeS2, Pechblenda UO2, Niquelina NiAs, Saflorita CoAs2, Cobaltina CoAsS, Bismutina,

Argentina Ag2S, Galenita PbS, Tetraedrita Cu12Sb4S13, Pirargirita, Siderita FeCO3, Pirita FeS2

(cúbico), Marcasita FeS2 (ortorómbico), Hematita Fe2O3, Jamesonita Pb4Fe* Sb6S14

(=4PbSFeS* 3Sb2S3).

Epitermal: Cerca de la superficie hasta 1500m, temperatura entre 50-200°C, en rocas

sedimentarias y rocas magmáticas, diques, stockwork.

Mesotermal: Profundidad entre 1200 - 4500m, temperatura entre 200 - 300°C, adentro o

cerca de intrusiones magmáticas, depósitos formados por substitución o como rellenos de

diques, transiciones de menas macizas a stockwork.

Hipotermal: Profundidad entre 3000 - 15000m, temperatura entre 300 - 600°C, adentro o

cerca de cuerpos plutónicos profundos, rellenos de vetas o substituciones, acompañados por

impregnaciones, por ejemplo Sn en Cornwall.

2. Flat-River, Old Led Belt, SW de Missouri/EEUU. Distribución de los elementos Pb, Zn,

Cu, Ag y Cd por zonas. Adentro de la zona de Pb, que tiene la mayor extensión, se ubica la

zona de Zn con contornos parecidos a los contornos de la zona de Pb. Las zonas de Cu y de Ag

y Cd forman manchas pequeñas en la zona de Pb. Las zonas de Ag y Cd están relacionadas con

las fallas, dos de estas zonas se ubican en la intersección de dos fallas.

Por consiguiente en este caso las intersecciones de fallas son prometedoras para la

búsqueda de las menas.



194

3. Depósito de Sn de Altenberg, Erzgebirge, en el este de Alemania

“Greisen” son agregados granoblásticos de cuarzo y muscovita (o lepidolita) con

contenidos accesorios de topacio, turmalina y fluorita y con contenidos de Sn y W, que se

forman por alteración metasomática. Se ubican a menudo en los contactos superiores deintrusiones 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). Contenidoselevados 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 enla 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 altastemperaturas 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), elelemento 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 lacercanía 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.

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