T4-Migración Fluidos Mineralizantes

 YACIMIENTOS MINERALES MINERALES METALICOS (3155)

Prof. Sebastián Grande

Tema 4 MIGRACION DE LOS LOS FLUIDOS FLUIDOS MINERALIZA MINERALIZANTES NTES 4.1 Introducción: Generalidades  Al considerar la migración de los fluidos mineralizantes (SHT de los más diversos orígenes) se debe recordar que la porosidad y la permeabilidad de la roca caja atravesada por éstos disminuyen proporcionalmente con el aumento de la presión litostática o de la profundidad y con el aumento en el grado de litificación de los sedimentos. La ausencia de permeabilidad impide el paso de fluidos y gases, aunque son numerosos los casos en los que SHT metalíferas han logrado concentrar menas en litologías desfavorables. Se ha demostrado que las SHT y los vapores a alta presión son capaces de penetrar rocas macizas, triturando o corroyendo cristales in situ, situ, o ensanchando los poros ya presentes, esto se conoce como fract uram iento h idráulic o . Estos fluidos tienen la fuerza necesaria para abrir nuevos pasajes intergranulares entre los fragmentos de roca, formando brechas, lo que permite una fácil circulación de los fluidos mineralizantes. La permeabilidad secundaria producida por fallas, fracturas y la disolución de rocas carbonáticas o evaporíticas puede favorecer o acelerar aun más este proceso generando un sistema hidráulico con elevada velocidad de circulación. A veces fluidos supercríticos a alta presión pueden transportar iones y moléculas a través de diaclasas y fisuras capilares condicionando la acumulación de menas en zonas de brecha de falla. La difusión porosa es en sí el motor del proceso de migración. Esta depende estrechamente de la movilidad intrínseca de los iones o moléculas presentes, de la viscosidad de las soluciones y de la conductividad de los elementos del sistema. Un aumento de temperatura produce siempre un aumento en la fluidez y provoca un aumento en la rata de difusión. También es posible la difusión iónica o molecular a través de los retículos cristalinos, especialmente aprovechando las imperfecciones de la red cristalina de los minerales de la roca caja. La velocidad de migración iónica es proporcional a T 4, donde T es la temperatura en ºK, además depende del radio iónico, de la presión litostática, de la concentración química de los elementos disueltos, del índice de empaquetamiento de las celdas cristalinas de los minerales atravesados, de la longitud del trayecto (tamaño de los cristales de la roca), de la solubilidad de los elementos transportados y de la mezcla de SHT de diversos orígenes. Es conveniente recordar la clasificación genética los yacimientos minerales. Se denominan depósitos SINGENÉTICOS  aquellos formados contemporáneamente con la roca caja; depósitos EPIGÉNICOS aquellos derivados por la acumulación o inyección posterior de minerales en rocas prexistentes; y depósitos SUPERGÉNICOS aquellos formados por la alteración superficial de rocas o menas previas.

4.2 Formación de cuerpos de mena Este es un fenómeno muy complejo que comprende varios procesos diferentes, que pueden repetirse muchas veces en el tiempo y en un mismo depósito. Estos son: 1) preparación del terreno; 2) migración y entrampamiento de los fluidos mineralizantes (controles estructurales); 3) precipitación de las las menas; y 4) alteración hidrotermal.

4.2.1 4.2.1 Preparación del terreno  La preparación inicial del terreno requiere aumentar la permeabilidad de la roca caja para hacerla receptiva a los fluidos mineralizantes. Muchos depósitos se restringen a zonas donde la roca caja sufrió un cambio favorable previo a la mineralización. Esta preparación puede ocurrir de diversas maneras:

a) Aumento de la permeabilidad y de la fragilidad de la roca: los fluidos hidrotermales mineralizantes reaccionan químicamente con la roca, cambiando su mineralogía o dejándola más susceptible a ser fracturada o brechada. Pueden ocurrir los siguientes procesos: silicificación, dolomitización o recristalización. La roca brecha así formada es frágil, se fractura fácilmente, tornándose permeable y sirve de receptáculo para la depositación ulterior de las menas.

b) Formación de skarn : la zona de contacto entre cuerpos ígneos graníticos y roca caja skarns  s  carbonática, compuesta por silicatos de Ca-Mg, frecuentemente se halla fracturada y brechada, skarns  s  siendo muy propensa al emplazamiento de cuerpos de mena metasomáticos denominados skarn .

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4.2.2 Migración y entrampam iento de los fluidos min eralizantes El movimiento de los fluidos mineralizantes es controlado por la permeabilidad de la roca caja, la cual depende: I)  del carácter original de la roca ( RASGOS PRIMARIOS ); y, II)  de las estructuras geológicas sobreimpuestas posteriormente, capaces de generar brechas permeables a partir de rocas impermeables o no (CONTROLES SECUNDARIOS).

(I) RASGOS PRIMARIOS: controlan la distribución de los fluidos y, por ende, la ubicación de los cuerpos de mena. Comprenden litologías que son permeables desde el momento de su formación: - ESTRATOS PERMEABLES : calizas arrecifales brechas de colapso en calizas cavernosas conglomerados y areniscas bien escogidos - CUERPOS VOLCÁNICOS : flujos escoriáceos y vesiculares brechas de flujo y brechas piroclásticas domos y chimeneas volcánicas fracturados Claramente este tipo de controles primarios de la mineralización tienen un alcance muy local, estando supeditados a la presencia de ciertos tipos específicos de roca caja.

(II) CONTROLES SECUNDARIOS: son estructuras geológicas sobreimpuestas a la roca caja que crean zonas brechadas o fracturadas que pueden controlar la trayectoria de los fluidos mineralizantes y hasta logran finalmente entramparlos, generando depósitos o cuerpos de mena. Comprenden estructuras geológicas muy comunes como: fallas, pliegues, diaclasas, diques intrusivos y estratos competentes fracturados.

FALLAS: existen fallas en muchos lugares de la corteza y una gran cantidad de depósitos grandes a la escala mundial están asociados a éstas. El movimiento irregular de los bloques de las fallas origina planos de falla rellenos por material triturado y fracturado: rellenos y brechas de falla. Las fallas mayores, de carácter regional o las geofracturas, producen rellenos de grano muy fino (arcillas de falla) o rocas cataclásticas recristalizadas muy compactas (milonitas). Ambos rellenos son muy impermeables y generalmente constituyen obstáculos a la circulación de los fluidos, tanto a través como a lo largo de los planos de falla, llegando a ser estas fallas más bien límites entre diferentes provincias metalogénicas. Las brechas de grano grueso, sin cohesión y bien escogidas (con poco material fino), como las originadas por fallas menores, a profundidades someras, son el mejor huésped para los fluidos mineralizantes. Estas fallas dan origen a cuerpos de mena muy comunes denominados vetas, venas o filones, cuando tienen forma tabular u hojosa, o chimeneas de brecha, cuando tienen forma cilíndrica o tubular alargada.

a) Venas, vetas o filones (Fig 4-1) Son cuerpos tabulares a hojosos, muy anchos y largos, pero de poco espesor (de unos cm a 1,2 m, como máximo), que ocupan planos de fallas, diaclasas o fracturas. Existen venas de muchos tipos y formas:   

Venas simples: formadas por una sola inyección de fluidos mineralizantes en una fractura. Venas complejas: formadas por varias inyecciones a lo largo de un mismo plano de fractura. Venas irregulares: cuando tienen espesor variable debido a ondulaciones o curvaturas en los planos de falla. Comprenden zonas estrechas denominadas cuellos y amplios ensanchamientos llamados bonanzas.



Venas anostomosadas o ramificadas: son venas entrelazadas que se cortan mutuamente o se bifurcan. En minería un cuerpo extenso y de gran volumen formado por numerosas venas ramificadas y poco separadas entre sí se denomina stockwork .



Venas conjugadas: comprenden dos juegos de venas que se cortan ortogonalmente. Se relacionan con diaclasas o fracturas conjugadas.

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TIPOS DE VENAS, VETAS O FILONES

Fig. 4-1. Diferentes tipos de cuerpos de mena tabulares (venas, vetas o filones). Explicaciones en el texto.

b) Chimeneas de brecha (Fig. 4-2) Son cuerpos tubulares y elongados, cilíndricos o elípticos, que contienen grandes volúmenes de rocas fracturadas y brechadas. Las chimeneas son resultado de la combinación de dos rasgos estructurales planares o tabulares que se intersecan y/o desplazan mutuamente. Estos pueden ser: fallas, fisuras, diques intrusivos, estratificación, flujos de lava o de tobas, diaclasas, etc. Tambien pueden originarse por el movimiento de dos bloques a lo largo de un plano de falla ondulado, a lo largo de contactos intrusivos, en cuellos volcánicos o diatremas y en canales de disolución en calizas. Las chimeneas alcanzan hasta 50-500 m de diámetro máximo y alturas de hasta 2-3 km, constituyendo generalmente depósitos de gran importancia económica. Muchos cuerpos de mena muy famosos se hallan o hallaban en chimeneas de brecha, como Tsumeb (Namibia), Morro Velho (Minas Gerais, Brasil) y Trepca (Bosnia-Herzegovina).

Fig. 4-2. Chimeneas de brecha. (a) Por la intersección de dos fallas; (b) En una chimenea volcánica; (c) En cavidades de colapso y de drenaje subterráneo, en rocas carbonáticas afectadas por disolución cárstica.

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PLIEGUES: cuando el plegamiento de secuencias sedimentarias ocurre a niveles someros de la corteza (pliegues de cobertura), las rocas competentes se comportan rígidamente y se fracturan, sobre todo en las crestas de los anticlinales. Esto aumenta notablemente la permeabilidad de las capas en las crestas, de modo que los fluidos mineralizantes que se mueven a través de éstas rellenan las aberturas formadas y remplazan a rocas favorables (carbonáticas), formando cuerpos tubulares con sección en forma de "U" invertida. Cuando existen secuencias de alternancias de capa dura/capa blanda, plegadas similarmente, los cuerpos de mena generados se disponen espacialmente uno encima del otro, en crestas sucesivas, dando lugar a un conjunto superpuesto de crestas ensilladas o saddle reefs   (Fig.4-3a). La forma y extensión de estos cuerpos de mena está controlada por el declive de los pliegues. Ciertas fallas que cortan secuencias capa dura/capa blanda cuyos estratos tienen elevado buzamiento generan tambien cuerpos de mena superpuestos, que debido a su diferente origen, no-plegado, se denominan falsas crestas ensilladas (Fig. 4-3b).

a.

b.

Fig. 4-3. (a) Crestas ensilladas (saddle reefs ) en una secuencia capa dura-capa blanda de rocas sedimentarias plegadas. (b) Falsas crestas ensilladas generadas por fallas con alto buzamiento.

DIQUES: cuando los diques intrusivos cortan a rocas incompetentes, se fracturan transversalmente. Las fracturas se disponen en forma escalonada y pueden ser grietas de enfriamiento, de tensión o fallas en échelon (en escalera) (Fig.4-4). Las venas formadas se conocen como venas en é ch el o n  o escalonadas. También pueden formarse cuando un estrato competente (caliza) con elevado buzamiento dentro de una secuencia incompetente (lutitas) se fractura debido a la gravedad. Son famosos los yacimientos de Co-Ni Ag desarrollados en venas escalonadas que cortan a diques de diabasa en Cobalt (Ontario, Canadá).

Fig. 4-4. Venas en escalera ( en é c h el o n ). (a) Desarrolladas en fracturas transversales a un dique intrusivo subvertical; (b) Desarrolladas en un estrato competente de alto buzamiento rodeado por rocas incompetentes. Redibujado de Park y Mc. Diarmid (1982).

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EJEMPLOS MUNDIAL ES  : son numerosos y famosos los yacimientos mundiales cuya formación estuvo controlada por controles secundarios. A continuación se describen algunos de ellos:

Trepca  (Bosnia-Herzegovina/ex-Yugoslavia): es una gran chimenea de brecha constituida por un cuello volcánico de dacita con un buzamiento actual de 40 °NW. La intrusión del cuello volcánico produjo brechas y además originó una zona de skarn en la roca caja carbonática. La mena consiste de sulfuros de Pb-ZnFe y sulfosales de Pb-Fe (sulfoantimoniuros). Tsumeb  (Namibia): chimenea de brecha constituida por un dique sedimentario casi vertical de arenisca arcósica, cuya intrusión fue posterior al fracturamiento. La mineralización consiste de sulfuros de Pb-ZnCd-Cu. Una inusual circulación profunda de aguas subterráneas (a 1 km de profundidad), formó una notable zona de oxidación y enriquecimiento supergénico de Pb-Zn-Cu protegida de la intemperie, con mineralizaciones y drusas espectaculares de oxisales de Pb, Cu, Co, Zn y Cd (ver Tema 15). Rambler   (Columbia Británica, SW Canadá): crestas ensilladas (hasta 10 en sentido vertical). Las menas consisten de sulfuros de Pb-Zn-Fe y sulfosales de Pb-Ag. Es una de las minas de plata más grandes del mundo actual.

Coeur d'Alene  (Idaho, U.S.A.): venas simples y ramificadas en zonas de fallas tensionales. Las menas son sulfuros de Pb-Zn-Cu-Fe y sulfosales de Pb.

Morro Velho (Minas Gerais, Brasil): crestas ensilladas y chimeneas de brecha. Las menas son sulfuros hipotermales de Fe-As, wolframita, scheelita y oro nativo. Es una de las minas de oro más grandes del mundo, sus galerías llegan a los 2,5 km de profundidad.

Muzo y Chivor   (Colombia): venas simples en grietas tensionales desarrolladas en calizas grafíticas marmóreas. Son las minas de esmeralda más famosas del mundo, productoras de las piedras con el color más profundo y de mayor precio.

Chuquicamata (Atacama, Chile): extenso stockwork   desarrollado en una cúpula de cuarzo-diorita porfídica alterada metasomáticamente. Ejemplo perfecto de los depósitos conocidos como  pórfidos de cobre. Las venas ramificadas están tan poco espaciadas entre sí que la roca pareciera contener cristales de menas de Cu diseminados. El tenor de la mena es muy bajo (0,07%), pero las reservas cuantiosas (más de 2.500 Mt). El stockwork   cubre un área de 4 km 2. La zona de enriquecimiento supergénico en condiciones de extrema aridez incorporó haluros traídos desde el océano por los vientos y formó menas secundarias halogenadas o sulfatadas como  ATACAMITA y  ANTLERITA, de elevado tenor (1-2%), lo cual hace el yacimiento sumamente rentable. Es uno de los pórfidos de Cu más grandes del mundo. Su explotación se realiza a cielo abierto, por terrazas y el "cráter" excavado alcanza 600 m de profundidad y supera los 2 km de diámetro. Es la segunda mina de Cu más importante de América, luego de la de Bingham Canyon, en Utah (USA), de características muy similares.

Clímax (Colorado, U.S.A.): chimenea de brecha de explosión asociada a un pórfido de Cu subvolcánico. Constituye la mayor acumulación de molibdenita (MoS 2) del mundo.

Kimberley  (Sudáfrica): chimeneas diatrémicas extrusivas de kimberlita. Fueron las minas de diamante más grandes del mundo, hoy abandonadas. La roca peridotítica porfídica hidratada proveniente del manto superior, denominada kimberlita , tomó su nombre de esta localidad.

4.3 Circulación hidrotermal en el interior de la corteza Como se explicó en el Tema 3 anterior, existen muchas fuentes de origen para las soluciones hidrotermales, desde fluidos residuales de la cristalización magmática, pasando por aguas formacionales o connatas, marinas, metamórficas, freáticas o meteór icas. Todas estas “aguas” son potenciales agentes metalogénicos, siempre y cuando se dé una serie de condiciones para que ocurra una notable acumulación de mena metálica en algún lugar en el interior de la corteza. Antiguos sistemas hidrotermales actualmente inactivos o fósiles han sido responsables de la depositación de valiosos depósitos de mena desde el Arqueano hasta el Pleistoceno, es decir, durante toda la historia de la Tierra, y no se descarta su existencia en otros cuerpos planetarios, como Marte, Europa, o Io. Otros sistemas se encuentran activos hoy en día en zonas de actividad ígnea o elevados gradientes geotérmicos, como el parque nacional de Yellowstone y el mar de Salton, California (U.S.A.); así como en Islandia, Italia, Japón, Nva. Zelanda, Chile, Valle Rift africano y en los valles axiales de las dorsales centroceánicas. Todo sistema hidrotermal así constituido, sea fósil o activo, consta o constaba de las siguientes partes interactivas:

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R-.RECARGA

DE FLUIDOS : puede tener un origen profundo y altas temperaturas si se nutre de aguas magmáticas o metamórficas, o un origen somero y temperaturas moderadas a frías si su fuente son aguas someras, connatas, meteóricas o marinas que se infiltran en la corteza.

F-.FUENTE DE ENERGÍA: son los elevados gradientes geotérmicos locales que se requieren para calentar dichos fluidos acuosos o para mantenerlos calientes durante un cierto tiempo. Generalmente el calor se deriva de cámaras magmáticas subterráneas durante el lento proceso de intrusión, enfriamiento y solidificación de plutones, pero estos fluidos también pueden ser calentados por altos gradientes geotérmicos locales, no directamente relacionados con actividad magmática, como los que ocurren durante los procesos de rifting  continental, debido al ascenso de la astenósfera y en las dorsales.

C-.CELDAS DE CONVECCIÓN O DE CIRCULACIÓN HIDROTERMAL : son celdas donde tiene lugar la circulación de fluidos calientes a diversas escalas y profundidades dentro de la corteza. El m ovimiento descendente ocurre a partir de la RECARGA de fluidos someros fríos que se infiltran hacia en el interior de la corteza a través de controles de permeabilidad y porosidad. A profundidades entre 3-8 km dichas soluciones son calentadas por los mecanismos antes propuestos ( F) y comienzan a disolver cationes metálicos M presentes en la roca huésped, poniéndolos en circulación. Estos fluidos calientes en virtud de su menor densidad, tienden a ascender hacia la superficie, generando zonas de DESCARGA (D).

D-.ZONAS DE DESCARGA: las cuales pueden ser algo difusas, o extremadamente localizadas, tal como ocurre en las chimeneas de descarga submarinas, o en las fuentes termales, fumarolas y solfataras. La Fig. 4-5 muestra un sistema activo de circulación hidrotermal típico, reconstruído a partir de información acerca de sistemas bien expuestos, donde es posible notar cómo interactúan entre sí sus diferentes partes. La recarga R en este caso es meteórica y ocurre en un volumen bastante amplio; las celdas de circulación hidrotermal C, con forma de hongo, han sido modeladas a partir de sistemas hidrotermales hoy activos, en la zona volcánica de Taupó, en la isla Norte de Nueva Zelanda. Se asume que la fuente de calor F es una cámara magmática mediana, relativamente profunda, en proceso de lento enfriamiento. La circulación ascendente tiene zonas de descarga someras caracterizadas por diversas manifestaciones hidrotermales, que incluyen aguas termales, géiseres, fumarolas y solfataras. Las fuentes de metales M, que anteriormente se creían de naturaleza exclusivamente magmática, pueden estar también en ciertos tipos de roca caja favorables para la acumulación de metales pesados, en especial se destacan los sedimentos lutíticos euxínicos, las evaporitas y las grandes secuencias volcaniclásticas de arco volcánico. Las soluciones ascendentes se enfrían a niveles someros y depositan su carga metálica en sistemas de venas o filones.

500 m

De ósitos de mena

Fig. 4-5. Partes de una celda de circulación convectiva hidrotermal. Explicaciones en el texto. Modificado de Piragno, 1998.

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4.4 Transporte de metales en las soluciones hidrotermales: COMPLEJOS SOLUBLES Uno de los más grandes dilemas que confrontaron los geólogos que comenzaron a estudiar los yacimientos hidrotermales era la baja o casi nula solubilidad de las menas de sulfuros u óxidos halladas en ellos. En efecto, dichos compuestos, como PbS, ZnS, CuFeS 2, etc., se hallan entre los más insolubles de toda la química inorgánica, y sin embargo era obvio que habían sido transportados por soluciones y concentrados allí, formando depósitos de gran tamaño o alto tenor. Quedó claro que el mecanismo de transporte de dichos metales no podía ser una simple solución de sulfuros u óxidos, como PbS o CuO, puesto que sus productos de solubilidad son tan bajos (K SP del orden de 10 21 a 10 27) que para explicar un solo yacimiento de Pb de los existentes en el valle del Mississippi se hubiera requerido disolver toda la mena de galena PbS (5 Mt) en el océano Atlántico y tener toda esa enorme cantidad de agua circulando por una limitada caliza cavernosa, dentro de la cual sería depositada la mena. Esto era poco menos que improbable, por ende dicho tipo de proceso fue descartado y los investigadores de la química inorgánica hallaron otros mecanismos por los cuales era posible poner grandes concentraciones de metales en solución. Los metales viajan en las soluciones hidrotermales como COMPLEJOS SOLUBLES , que pueden ser aniónicos o catiónicos. Un complejo soluble está formado por un catión central   metálico, como Au+, Cu2+, Cd2+, Hg2+, etc., que se halla coordinado con enlaces covalentes a varias moléculas neutras, como H 2O, NH3, o con enlaces iónico-covalentes a grandes aniones, como HS -, Cl-, OH- CN-, denominados ligando s  . El catión central está coordinado a moléculas neutras o aniones, formando familiares poliedros de coordinación lineares (NC = 2), triangulares (NC = 3), cuadrados (NC = 4), tetraédricos (NC = 4) u octaédricos (NC = 6) (Fig. 4-6). Otras coordinaciones son extremadamente raras o poco frecuentes.

NH3 Cu2+

Complejo soluble: Cupro-tetra-ammina [Cu(NH3)4]2+ Fig. 4-6. Geometrías de los complejos solubles. El centro de cada poliedro de coordinación está ocupado por un catión central metálico M (sombreado), los vértices del poliedro contienen los ligandos L -, que pueden ser aniones como Cl -, o moléculas neutras como NH 3. Los enlaces entre cationes y ligandos pueden variar de iónicos a covalentes. La formación de complejos aniónicos ha sido empleada en la industria química desde hace más de dos siglos, en especial, en la metalurgia del oro y otros metales. El conocido proceso de cianuración se basa en la formación de un complejo aniónico de aurocianuro, según la r eacción siguiente:  Au + 2CN-  1/2O2 + H2O



Au(CN) 2]- + 2OH-

La mena aurífera pulverizada de bajo tenor (generalmente cuarzo aurífero o pirita aurífera) es colocada en grandes cubetas conteniendo soluciones de cianuros alcalinos (NaCN) donde se agita mecánicamente para promover su oxigenación y disolución. La solución que contiene el complejo de aurocianuro se pasa a cubas de precipitación donde el complejo es destruido por reacción química con Zn en polvo, o por electrólisis, obteniéndose el precioso metal concentrado y bastante purif icado:  Au(CN)2]- + Zn2+ + e- 

Zn(CN)2] +

Au

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 Algunos complejos cianurados con Fe, Zn están tan fuertemente enlazados que forman sales cristalinas perfectamente estables, de las cuales es posible obtener cristales sintéticos enormes. Notables son los ferro y ferricianuros de potasio o sodio, que forman sales de color amarillo pálido, los primeros, y rojo bermellón, los segundos. Un complejo aniónico debe neutralizar su carga para poder cristalizar, esto lo hace incorporando cationes; los complejos c atiónicos, en vez, incorporarán aniones: + [FeII(CN)6]4- 4Na+  Na4FeII(CN)6 FERROCIANURO DE SODIO [FeIII(CN)6]3- + 3K+



K3FeIII(CN)6 FERRICIANURO DE POTASIO

Los complejos amoniacales son frecuentes en Cu y Ag. Así, el ión cúprico Cu 2+, de color azul celeste en solución, en presencia de amoníaco forma el complejo catiónico cuprotetrammina, de simetría cuadrada y de color azul-violeta intenso: Cu2+  + 4NH3



[Cu(NH3)4]2+

Este complejo catiónico puede cristalizar en presencia de sulfatos o cloruros alcalinos: [Cu(NH3)4]2+

+ 2Cl-



[Cu(NH3)4]Cl2

Los complejos amoniacales no son frecuentes en los ambientes metalogénicos naturales, pero localmente pueden formarse en presencia de capas de carbón, ricas en compuestos nitrogenados. Existe toda una rama de la química que se ocupa de estudiar estos complejos, algunos también pueden ser órgano-metálicos, es decir, sus ligandos pueden ser moléculas orgánicas simples, como CH 4, o C2H6, aldehidos, o moléculas más complejos, como ácidos húmicos. Es evidente que si existen mecanismos artificiales tan eficientes para disolver y reprecipitar metales, incluyendo aquellos nobles y tan insolubles como Au, Ag o Pt, deben existir procesos naturales similares capaces de explicar el transporte y la precipitación de metales en los yacimientos. En la naturaleza los complejos más frecuentemente hallados son de dos tipos: a) clorinados, con Cl-; b) sulfurados, con HS- o H2S, o tiocomplejos. Otros ligandos son posibles, pero con estos dos solamente es posible explicar casi toda la gama de grandes e importantes yacimientos metálicos hidrotermales formados desde los tiempos más remotos hasta los más recientes. Los cationes centrales de los complejos y sus ligandos han sido caracterizados en base a su “fuerza”. Puesto que los cationes tienden a ceder electrones al enlace con los ligandos, éstos se comportan como si fueran “ácidos”, mientras que los ligandos aniónicos o neutros, como si fuesen “bases”. La siguiente tabla lista los cationes y los ligandos basándose en su “fuerza” relativa, de duros a suaves:

Fuerza: Carácter: ACIDO BÁSICO

Duros H+ Li+ Na+ K+ Rb+ Cs+ Ca2+ Mg2+ Ba2+ Sr 2+ Ti4+ Sn4+ MoO+ WO+ Fe3+ NH3 H2O OH CO32 NO3 PO43 SO42 F  Cl

Intermedios

Suaves

Fe2+ Co2+ Ni2+ Cu2+ Zn2+ Pb2+ Sn2+ Sb3+ Bi3+ Br  SO2 CO2

Cu+ Au+ Ag+ Cd2+ Hg2+ Hg+ M (metal atómico) CN CO H2S HS

En la tabla anterior se observa que los iones “duros” tienden a ser de pequeño a mediano radio iónico, de carga moderada a alta y muy poco polarizables; contrariamente, los “suaves” tienden a ser de gran radio iónico, baja carga y muy polarizables. En general los cationes suaves tienden a enlazarse con aniones o moléculas suaves, mientras que los cationes duros lo hacen con aniones o moléculas duras. En estos casos se generan complejos muy estables, “fuertes”, difíciles de descomponer. En el caso de enlaces cruzados, es decir, cationes duros con aniones suaves, o viceversa, se generan complejos más inestables, “débiles”, fáciles de descomponer. Por ejemplo, HS - es un ligando suave, por ende formará complejos muy estables con cationes suaves como Cu +,  Au+, Ag+, Cd2+, Hg 2+, Hg +; y formará complejos menos estables con cationes intermedios como Fe 2+, Co2+, Ni 2+, Cu2+, Zn 2+, Pb 2+; y complejos aún menos estables con cationes duros alcalinos, alcalino-térreos o de elevada valencia, como Ti 4+, Sn4+, Fe3+.

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Se ha comprobado experimentalmente que la estabilidad de los complejos cuyos cationes centrales son metales de transición tiende a aumentar con la temperatura, de modo que los complejos de menor estabilidad pueden tornarse más estables a mayores temperaturas, sobre todo si los ligandos son Cl - u OH- y algo muy importante en los procesos metalogénicos hidrotermales: la solubilidad de estos iones en solución disminuye al descender la temperatura, lo que favorece la depositación de menas metálicas. Experimentos de laboratorio prueban que los complejos de auro-hidrosulfuro son estables hasta los 300ºC, presiones de hasta 1,5 kb, equivalentes a 4,5 k m de profundidad, y pH entre 3-10.  Au + H2S + HS- 

Au(HS) 2]- + ½H2

AURO-DIHIDROSULFURO

mientras que los complejos auro-clorinados son estables a más de 350º C:  Au + H+  + 2Cl- 

AuCl2] + ½H2 AURO-DICLORURO

 Ahora bien, el mecanismo de transporte de metales puede ser explicado fácilmente con la formación de estos complejos solubles. Sin embargo deben también proponerse los mecanismos opuestos, es decir, los que destruyan  los complejos, produciendo la precipitación de las menas como sulfuros o sulfosales. Para entender este proceso es necesario tratar los dos tipos de complejos solubles más comunes, clorinados y sulfurados, por separado.

DESTRUCCIÓN DE COMPLEJOS SOLUBLES SULFURADOS: Los complejos sulfurados son estables a temperaturas bajas a moderadas, hasta 300ºC. Atendiendo a los requerimientos del equilibrio químico en reacciones como la siguiente, donde Me es un catión bivalente: [Me(HS)3] -  MeS + HS-  H2S SULFURO es evidente que la destrucción del complejo ocurrirá cuando el equilibrio se desplace hacia la derecha, lo que ocurrirá cuando exista pérdida de H2S y/o destrucción del HS -  por oxidación a sulfato [SO 4]2-. En resumen, las causas que pueden precipitar la mena sulfurosa a partir de complejos de hidrosulfuro son las siguientes: 1. 2.

Descompresión y ebullición del fluido: que causa la pérdida de H 2S Oxidación del HS- a sulfato [SO4]2-: que disminuye la concentración de especies sulfurosas

3.

disueltas y disminuye grandemente el pH debido a la form ación de ácido sulfúrico H 2SO4. Disminución de la temperatura: que causa una disminución en la solubilidad.

DESTRUCCIÓN DE COMPLEJOS SOLUBLES CLORINADOS: Los complejos clorinados son estables a elevadas temperaturas, más de 350ºC, por ende sólo pueden ser descompuestos si alguna especie sulfurada entra al sistema, produciéndose la precipitación de sulfuros metálicos insolubles. Los cloruros son casi todos sales muy solubles, en especial los alcalinos y alcalino-térreos, muchos cloruros de metales de transición, como Zn, Cu, Fe, Co, Ni, son también solubles, sólo los de Pb y Ag son particularmente insolubles. Sin embargo, el cloruro de plomo es bastante soluble en agua caliente, de donde puede precipitarse el Pb junto con el Zn por medio de reacciones químicas de intercambio aniónico con sulfuro de hidrógeno o hidrosulfuro: PbCl2

+

H2S



PbS +

2HCl

GALENA

ZnCl2

+

HS-



ZnS +

HCl  Cl-

BLENDA

En el caso de un catión monovalente, como Cu+, se tiene la formación de calcosina: 2CuCl

+

H2S



Cu2S + 2HCl CALCOSINA

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 Además, en presencia de compuestos de telurio o selenio, como H2Te o H2Se es posible la precipitación de telururos o seleniuros, generalmente de Au y Ag: 3 AgCl2]- +  AuCl2]- + 2H2Te



Ag3AuTe2 + 4HCl PETZITA

Los componentes más exóticos (Se, Te, Sb, As) pueden provenir de la roca caja atravesada por las soluciones hidrotermales, en especial si ésta consiste de tobas o lavas félsicas, como ocurrió en la caldera de Silverton, Colorado, U.S.A. y numerosas localidades en los Andes centrales (Chañarcillo y Potrerillos, Chile). Es obvio que las causas de la precipitación de sulfuros y afines a partir de complejos clorinados deberán ser las siguientes, todas ellas capaces de desplazar el equilibrio hacia la derecha: 1. 2. 3. 4.

Aumento en la concentración de H 2S: que produce la precipitación de sulfuros insolubles. Aumento del pH debido a la ebullición: el HCl se separa de la solución disminuyendo su acidez. Disminución de la concentración del Cl  por mezcla con aguas de menor salinidad (freáticas) Disminución de la temperatura de la solución: que disminuye la solubilidad de todo soluto.

Otras causas posibles incluyen: a) reacciones con la roca caja (alteración hidrotermal); b) cambios químicos debidos a la mezcla de fluidos hipogénicos (de origen profundo, reductores) con epigénicos (de origen somero, oxidantes); c) descompresión adiabática; d) cambios en el estado de oxidación de los cationes; y e) adición de componentes exóticos presentes en la roca caja, como As, Sb, Te, Se, Bi. Las reacciones con la roca caja tienden a disminuir la concentración de H +  en la solución, por ende disminuyen la concentración de HCl o H 2SO4  y disminuyen su acidez. Un ataque ácido a una roca caja rica en aluminosilicatos, como feldespatos alcalinos y otros, da como resultado una argilización de la roca y la expulsión hacia la solución de cationes metálicos solubles: H+ + (FK, Plag, Hbl, Micas)  CAOLINITA, MONTMORILLONITA, SMECTITA + CATIONES SOLUBLES aluminosilicatos

minerales de arcilla

Na, K, Ca, Mg Pb, Cu, Zn, Sn

La perdida de H+ reduce la estabilidad de los complejos clorinados y causa la precipitación de la mena de sulfuro, como se explicó anteriormente. Sin embargo, la destrucción de los silicatos para formar arcillas libera una serie de cationes metálicos mayoritarios, originalmente presentes en los silicatos de la roca caja, como K+, Na +, Ca 2+, y Mg2+, y también de una serie de cationes minoritarios o traza que se hallaban en solución sólida limitada en esos mismos minerales; entre éstos se incluyen los de los metales más importantes, como Pb, Zn, Cu y Sn. Se ha comprobado que el Pb 2+ se halla muy a gusto en los grandes intersticios presentes en las estructuras de los feldespatos, mientras que Zn, Cu, Sn se encuentran en proporciones apreciables (200-2.500 ppm) en las estructuras de los anfíboles y las micas (en sitios “o”). La mezcla de fluidos hipogénicos y epigénicos conduce invariablemente a la precipitación de las menas. Ejemplo harto conocido lo constituyen las famosas chimeneas hidrotermales submarinas halladas en los valles axiales de todas las dorsales del mundo. Allí es posible observar como el fluido negruzco, a más de 350ºC, sumamente sobresaturado en complejos sulfurados de Cu, Fe, Pb, Zn, etc., formados en un ambiente reductor, privo de oxígeno, entra en contacto con agua marina relativamente diluida, muy oxigenada y fría. Estos tres factores destruyen completamente el equilibrio de la solución hidrotermal produciendo una masiva y copiosa precipitación de sulfuros metálicos, que se disponen formado enjambres de cuerpos tubulares o chimeneas hidrotermales de varios metros de altura y 50-60 cm de diámetro, o forman lentes masivos y stockwork  de sulfuros metálicos dentro de la corteza oceánica. La mezcla con aguas de origen freático, ricas en oxígeno, aumenta la fugacidad del O 2, con lo que se produce la oxidación del sulfuro a sulfato y la destrucción de los complejos sulfurados o tiocomplejos:  Au(HS)2]- + 3O2  + 2OH- 

Au+ + 2H2O + 2(SO4)2-

y se promueve la precipitación de metales nativos ocurre por ganancia de electrones:  Au+ + e-  Au0

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La ebullición de las soluciones al alcanzar una cierta profundidad crítica causa una rápida pérdida de volátiles, entre los que se encuentran precisamente las moléculas formadoras de ligandos, como CO 2, H2S y HCl. HCO3-

+ HS-

H+ +



H+

H2O

+

CO2

H2S



Los cambios en el estado de oxidación en algunos metales de transición suelen causar precipitación de menas metálicas. En ciertos metales las especies oxidadas tienden a ser insolubles, como ocurre con Fe o Mn: Fe2+ 

Fe3+  e- :

Fe2O3

o

HEMATITA

FeOOH GOETHITA

Sin embargo el comportamiento del uranio y otros metales de transición de alta valencia, como W, Mo y V, es completamente opuesto. El U 6+  no existe en solución sino como un catión complejo soluble [UO2]2+, denominado uranilo . Este catión es sorprendente, forma sales estables de color amarillo vivo, sumamente solubles en al agua, pero estables sólo en ambientes oxidantes, como aguas freáticas o meteóricas. En presencia de abundante materia orgánica, grafito o pirita, en ambiente reductor, el U 6+ es reducido a U4+, que precipita como óxido negro, o uraninita: [UO2]2+ + 2e-

UO2



URANINITA

También, como se mencionó anteriormente, la adición de ciertos componentes exóticos de la roca caja a la solución puede causar la precipitación de sulfosales, telururos, seleniuros, o antimoniuros.

4.5 Mecanismos de depositación o precipitación de las menas Las menas pueden ser precipitadas de los fluidos mineralizantes mediante tres procesos diferentes: remplazo metasomático, relleno de cavidades y depositación coloidal. (I) REMPLAZO

METASOMATICO

Es un proceso de disolución capilar y depositación casi simultáneas, por el cual un nuevo mineral puede crecer dentro de los límites de un mineral o agregado mineral previo, con poco o ningún cambio de volumen. Este proceso explica la formación de depósitos de T alta a moderada (hipo y mesotermales) a grandes profundidades, donde hay escasez de espacios porosos y no hay comunicación con la superficie terrestre. El mecanismo es muy lento, pero eficaz y actúa como una especie de "cáncer", permitiendo conservar estructuras orgánicas (células, huesos), estructuras sedimentarias y pliegues. No todos los minerales pueden ser remplazados por otros, ya que el proceso parece guiarse por las siguientes reglas: 1. Los sulfuros, arseniuros, telururos y sulfosales (SATS) remplazan a toda otra roca, ganga o mena previa. 2. La ganga puede remplazar a toda roca y a otra ganga, pero no a los SATS. 3. Los óxidos de alta temperatura (OAT) remplazan a toda otra roca o ganga, pero no a los SATS. 4. Los OAT raramente pueden remplazar a los SATS.

El metasomatismo ha sido aceptado desde hace mucho tiempo, sin embargo se han suscitado acalorados debates acerca de la manera como ocurre. El principal problema es explicar como son removidos los enormes volúmenes de material remplazado por la misma solución hidrotermal que deposita las menas. Se cree que el proceso opera por difusión iónica, cuya rata es mayor al aumentar la temperatura. La difusión tiene lugar a través de las redes cristalinas, por ello aquellos minerales con elevado índice de empaquetamiento serán remplazados más difícilmente que aquellos con índice bajo. Y viceversa. El índice de empaquetamiento E se define como sigue:

Índice de empaquetamiento:

E

= (VIONES / VCELDA ).10

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El índice de empaquetamiento se puede calcular fácilmente en aquellos minerales cuyas estructuras se basan en empaquetamientos cúbicos o hexagonales compactos o cúbico simples de aniones, que cristalizan de acuerdo a conocidas estructuras modelo Lima-de-Faria. En estructuras más complejas, como las de silicatos, carbonatos, fosfatos, etc., los cálculos son muy complejos, pero actualmente se realizan rápidamente por medio de software  especializado. Los siguientes ejemplos ilustran como varía dicho índice en minerales ganga y mena (í ndice E entre paréntesis):

CALCITA (4,0) > CUARZO (5,2) > GROSSULARIA (6,4) > SATS, OAT (6,0-7,0) El índice de empaquetamiento de una estructura cristalina se expresa en partes por 10, es decir, un índice de 4,0 (como el de la calcita) indica que la estructura posee un 40% de espacios “llenos” y un 60% de espacios vacíos. Claramente, una estructura abierta es muy favorable al remplazo metasomático. Así los carbonatos de Ca-Mg serán los minerales más fácilmente remplazables, lo que explica la frecuente formación de grandes cuerpos de mena por remplazo de calizas y dolomías. En este tipo de rocas y los skarns  asociados a ellas, se ha determinado que el pH de la solución es el factor principal en la precipitación, puesto que a su vez controla la solubilidad de los carbonatos. También el cuarzo y los feldespatos tienen estructuras muy espaciosas. En los silicatos en general, cuánto menos polimerizados estén mayor   será su índice de empaquetamiento. Así en el ejemplo anterior se observa que la estructura del cuarzo (tectosilicato totamente polimerizado) es mucho más espaciosa que la del granate grosularia (nesosilicatos no polimerizado). Los filosilicatos, como micas y cloritas, también tienen bajos índices de empaquetamiento. La Fig. 4-7 muestra esquemáticamente como ocurre el remplazo metasomático de un mármol cuarzoso cuando diversas soluciones mineralizantes lo atraviesan.

(a)

(b)

(c)

(d)

Fig. 4-7. Esquemas mostrando el remplazo metasomático de un mármol cuarzoso. Explicaciones en el texto. Se forma un FRENTE DE DIFUSIÓN   dentro de la roca caja que delimitará el volumen de roca que será sustituido por PIRITA (Fig. 4-7a). El Fe2+ es aportado por un fluido mineralizante ascendente. La roca caja dentro de los límites del frente de difusión ha sido transformada a pirita, pero algunos restos de cristales de calcita y cuarzo no-sustituidos quedan dentro de la veta mineralizada (Fig. 4-7b). Como parte del mismo ciclo metalogénico, u otro posterior, se forma un nuevo frente de difusión dentro del volumen de veta mineralizada con pirita que será sustituido por sulfuro de Cu-Fe, CALCOPIRITA (Fig. 4-7c), Igualmente, el Cu2+ es aportado por un nuevo fluido mineralizante ascendente. La veta pirítica dentro de los límites del frente de difusión ha sido transformada en calcopirita, pero quedan remanentes de pirita y de roca caja no-sustituidos (Fig. 4-7d). De este modo la calcita (4,0) y el cuarzo (5,3) de la roca caja son sustituidos por pirita (6,3), la cual a su vez es sustituida por calcopirita (7,4), y así sucesivamente. Es evidente que el ancho y el volumen del frente de difusión dependerá de la concentración del catión en cuestión, es decir de su abundancia cortical. Por ello el frente de difusión del muy abundante Fe es mucho más amplio que el del más escaso Cu, e igualmente el de Ag será aún menos amplio que el del Cu, etc. El proceso puede repetirse varias veces, y en otras direcciones, por ejemplo, en fracturas conjugadas ortogonales, vetillas anostomosadas, etc., y nuevas soluciones con otros metales (Pb, Ag, etc.) actuarán de modo similar, en secuencia, y se generará un complejo depósito polimétalico. Cada nuevo mineral formado generalmente remplaza a otro con índice de empaquetamiento E menor .

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Los principales criterios, tanto de campo como de laboratorio, que se toman en cuenta para reconocer menas o depósitos originados por remplazo metasomático se listan a continuación. Estos estudios requieren preparar la muestra de mena masiva en forma de SECCIÓN PULIDA. Las secciones pulidas son láminas de mena cortadas y adheridas a una base de baquelita o plástico térmico negro. La inmensa variedad de minerales mena son opacos o muy poco traslúcidos, por ende las secciones pulidas se observan al microscopio polarizante por reflexión, de modo que cada mineral adquiere un color de interferencia por reflexión característico que permite identificarlo, esto permite estudiar la textura de la mena y establecer la secuencia de remplazo (Fig. 4-8). Esta técnica se denomina minerografía: 1. Pseudomorfismo de un mineral por otro u otros, dentro de los límites de sus propios cristales. También un polimorfo puede remplazar a otro de la misma manera (a). 2. Islas de mineral no-remplazadas dentro del mineral remplazante (b). 3. Intercrecimientos vermiculares en los límites entre el mineral remplazado y el que lo remplaza (c). 4. Fragmentos orientados aislados del mineral huésped embebidos en el mineral remplazante (d). 5. Minerales residuales resistentes (circón, corindón, apatito) presentes en la mena en la misma proporción en que se hallaban en la roca original (e). 6. Incompatibilidad físico-química entre los metacristales y los minerales de la roca huésped (sustancias no relacionadas químicamente, como galena y calcita). 7. Secuencia depositacional en la que los minerales se enriquecen en un elemento dado. Por ejemplo, en menas de Cu: CALCOPIRITA CuFeS2   BORNITA Cu5FeS4   CALCOSINA Cu2S 8. Fracturas “rellenas” que se intersectan sin desplazarse mutuamente (f). 9. Bordes de fracturas "rellenas" que no concuerdan al eliminar el relleno.

Fig. 4-8. Esquema de algunos criterios minerográficos utilizados para el reconocimiento del remplazo metasomático en menas. Explicaciones en el texto. (II)  RELLENO DE

CAVIDADES

Este proceso es común a profundidades relativamente someras, en depósitos de baja a media T (epi a mesotermales) donde las rocas tienden a fracturarse y brecharse. Las aberturas formadas permanecen abiertas, a pesar de la presión litostática. En estas condiciones la circulación de fluidos es relativamente libre y su conexión con la superficie y la atmósfera permite una rápida depositación de las menas, propiciada por rápidos descensos de T y P, que favorecen la ebullición de las soluciones HT. Por lo tanto no ocurren lentos cambios químicos y procesos de difusión iónica, como en el remplazo metasomático.

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Las brechas que rellenan las fracturas tienen elevada porosidad y son permeables, permitiendo la circulación de fluidos mineralizantes y la depositación de la mena. Los principales criterios minerográficos que permiten reconocer menas o depósitos formados por relleno de cavidades son (Fig. 4-9): 1.-Presencia de cavidades revestidas internamente por cristales perfectos, con paredes de mineral masivo o criptocristalino: geodas, nidos o drusas (Fig. 4-8a). 2.-Bandeamiento simétrico y crustificación (Fig. 4-8b). 3.-Estructura de "brecha cementada": fragmentos angulares de roca huésped cementados por minerales mena o ganga (Fig. 4-8c). 4.-Estructura "en peine": cristales que crecen diametralmente opuestos a una fractura y que se entrecruzan casi paralelamente (Fig. 4-8a). 5.-Bordes de fracturas rellenas que sí concuerdan al eliminar el relleno (Fig. 4-8d). 6.-Estructuras planares previas desplazadas por la vena formada (Fig. 4-8e).

Fig. 4-9. Esquema de algunos criterios minerográficos utilizados para reconocer el relleno de cavidades en depósitos de menas. Explicaciones en el texto. (III) DEPOSITACION COLOIDAL

Ciertos mineraloides (amorfos) como ópalo, garnierita, goethita (limonita), pueden haber sido formados por la cristalización de geles coloidales. Además muchos minerales criptocristalinos, esferulíticos o botroidales (calcedonia, zeolitas, pirolusita, psilomelana, marcasita, rodocrosita, pechblenda, casiterita "madera de estaño" y los productos de oxidación supergénica de los depósitos de Pb-Zn-Cu-Ag, como azurita, malaquita, smithsonita, querargirita, etc., fueron posiblemente depositados como coloides o geles que cristalizaron poco después de su depositación, deshidratándose total o parcialmente por desecación. En estos procesos, que ocurren a profundidades muy someras e incluso en la superficie terrestre, no se descarta la intervención de ciertas bacterias en los procesos químicos de precipitación. La recristalización de sustancias amorfas, como coloides, mineraloides o vidrios volcánicos, tiende a generar texturas radiales o esferulíticas, formadas por finos cristalitos aciculares dispuestos radialmente. Esto se debe a que la formación de los cristales ocurre en un medio isotrópico o amorfo, de modo que cualquier dirección de crecimiento tiene la misma probabilidad que otra, de ahí la simetría esférica o radial de estos agregados cristalinos.

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Los principales criterios minerográficos que permiten reconocer la depositación coloidal de menas incluyen (Fig. 4-10): 1.-Texturas y hábitos coloformes debidas a la tensión superficial de los geles: minerales de hábito reniforme o botroidal, como malaquita, azurita, rodocrosita, goethita, psilomelana, smithsonita, etc. (Fig. 4-9a) 2.-Fracturas de encogimiento radiales debidas a la desecación de los geles coloidales originalmente precipitados (Fig. 4-9b). 3.-Bandeamiento por difusión: formando bandas de colores paralelas, como en el ágata (Fi g. 4-9c). 4.-Estructuras caóticas o amorfas, como las del ópalo y limonita. 5.-Esferulitos y pisolitos, como en bauxita, gibbsita, hematita. 6.-Cristales columnares o aciculares que atraviesan en continuidad cristalográfica diferentes bandas de color, formados por la recristalización de geles previos (Fig. 4-9d). 7.-Adsorción de materiales extraños que causa una variación composicional de los precipitados y cambios de color en el mineral.

Fig. 4-10. Reconocimiento de la depositación coloidal en menas. Explicaciones en el texto. Estudios bastante recientes han demostrado que algunas texturas coloformes al nivel microscópico, denominadas FRAMBOIDALES , se deben a la actividad de ciertas bacterias anaeróbicas ( thiobacillus) capaces de fijar ciertos elementos como sulfuros, en especial Cu, Fe y Au (Fig. 4-11). Las bacterias pertenecen al tipo morfológico denominado “cocos”, de forma esférica, en especial a aquellas especies que forman racimos similares a moras, denominados estreptococos. Puesto que dichas bacterias se nutren de sulfuros, éstos quedan incorporados a sus protoplasmas, de ahí que la mena final adquiera la textura framboidal. La bio in gen iería min era   es una nueva rama de la minería que trata de la extracción de metales por medio de agentes bacteriales a partir de menas de muy bajo tenor, o hasta de los materiales de desecho de explotaciones mineras. Grandes pilas de desechos han sido recicladas de este modo, con gran rentabilidad, en muchos distritos mineros del mundo. La utilización y tratamiento de menas de bajo tenor o de desechos de minas por bacterias del género thiobacillus  ha permitido la recuperación secundaria de notables cantidades de Au y Cu en las pilas de desecho de los pórfidos de Cu y otros depósitos de bajo tenor.

Fig. 4-11. Textura framboidal en PIRITA, FeS 2, derivada del remplazo del protoplasma de bacterias anaeróbicas, de tipo “cocos”, por el sulfuro metálico. Se asemejan a moras o frambuesas microscópicas, de ahí su nombre. Esta textura sólo es visible a través del microscopio electrónico de barrido (SEM).